Cambiamenti del Livello Relativo del Mare nell’Olocene nella Regione di Västervik-Gamlebyviken sulla Costa Sud-Est della Svezia, Mar Baltico Meridionale

https://onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1111/bor.12605

Ricostruiamo lo spostamento costiero dell’Olocene dell’area di Västervik-Gamlebyviken sulla costa sud-est della Svezia, caratterizzata da un paesaggio culturale marittimo e significato archeologico sin dal Mesolitico. Nuclei di sedimenti sono stati prelevati da quattro bacini lacustri che sono stati sollevati al di sopra del livello del mare a causa del sollevamento postglaciale della terra e dei cambiamenti del livello eustatico del mare dopo il disgelo dello Scudo Fennoscandico. I nuclei sono stati datati con il radiocarbonio e analizzati per la perdita all’accensione e le diatomee. Le soglie di isolamento dei bacini sono state determinate utilizzando dati LiDAR. I risultati forniscono prove dell’inizio della prima trasgressione del Mare Littorina in questa area a 8,5 migliaia di anni calibrati prima del presente (cal. ka BP). Un innalzamento del livello del mare relativo di circa 7 m s.l.m. è registrato tra 8,0 e 7,5 cal. ka BP con un massimo a circa 22 m s.l.m. tra 7,5 e 6,2 cal. ka BP. Queste fasi coincidono rispettivamente con la seconda e terza trasgressione del Mare Littorina nell’area di Blekinge, nel sud della Svezia e sono coerenti con la deglaciazione finale del Nord America. Dopo 6,2 cal. ka BP, il livello del mare relativo è sceso sotto i 22 m s.l.m., e rimasto a circa 20 m s.l.m. fino a 4,6 cal. ka BP coincidendo con la quarta trasgressione del Mare Littorina a Blekinge. Da 4,6 a 4,2 cal. ka BP, lo spostamento della costa mostra un tasso di regressione di 10 mm a ^-1 seguito da un rallentamento con un valore medio di 4,6 mm a ^-1 fino a 1,6 cal. ka BP, quando il livello del mare relativo è sceso sotto i 3,3 m s.l.m. L’alto livello del Mare Olocenico Medio e Tardo e altri periodi di minori trasgressioni del livello del mare e/o maggiore salinità tra 6,2 e 1,7 cal. ka BP sono attribuiti a una combinazione di clima più caldo e maggiore afflusso di acque salate nel Mar Baltico meridionale a causa di westerlies più forti, causati da variazioni nei modelli atmosferici dell’Atlantico Nord.

Lo scioglimento delle calotte glaciali e dei ghiacciai a causa del riscaldamento globale è previsto causare un innalzamento del livello globale dei mari fino a 0,76 metri entro il 2100 secondo lo scenario di basse emissioni di gas serra (GHG) (Vousdoukas et al. 2018; IPCC 2021). La velocità dell’innalzamento del livello del mare mostrerà una notevole variabilità spaziale a causa degli effetti di diversi processi regionali, come la dinamica atmosferica e oceanica, e i movimenti locali del suolo (Bilbao et al. 2015; Han et al. 2017; Wang et al. 2021). Di conseguenza, per migliorare le previsioni dei futuri cambiamenti del livello del mare, specialmente a livello locale lungo le coste abitate dall’uomo e le loro implicazioni ambientali, è necessaria una comprensione più approfondita di tutti i processi che influenzano il livello del mare e il cambiamento delle linee costiere su scale temporali più estese.

Il bacino del Mar Baltico nel nord Europa (Fig. 1) rappresenta un contesto unico per approfondire la nostra conoscenza sui modelli regionali dei cambiamenti passati del livello del mare e sui meccanismi che stanno dietro a tali cambiamenti, che includono l’interazione tra i processi climatici e geologici (Weisse et al. 2021). Dall’ultimo Pleistocene e durante l’Olocene, il bacino ha subito diverse fasi, passando da un lago d’acqua dolce glaciale a un mare semichiuso di acqua salmastra. Queste fasi hanno avuto inizio con una fase d’acqua dolce nel Lago Baltico Glaciale dalla deglaciazione fino a 11,7 ka cal. BP, il mare debolmente salmastro di Yoldia, 11,7–10,7 ka cal. BP, il lago d’acqua dolce di Ancylus, 10,7–9,0 ka cal. BP, il Mare Littorina Iniziale (o Mare di Mastogloia), 9,8–8,5 ka cal. BP, il Mare Littorina sensu stricto, 8,5–3,0 ka cal. BP, e, infine, il tardo Mare Littorina e il Mar Baltico, da 3,0 ka cal. BP al presente (es. Björck 1995; Berglund et al. 2005; Andren et al. 2011). Questo sviluppo è attribuito all’interazione del rimbalzo isostatico seguito al declino della calotta glaciale del Tardo Weichseliano e all’innalzamento eustatico del livello del mare causato dal riscaldamento climatico globale, che ha comportato un massiccio apporto di acqua dolce agli oceani derivante dallo scioglimento delle calotte glaciali e dei ghiacciai (Passe & Daniels 2015.

Il tasso di sollevamento del terreno ha mostrato variazioni temporali e spaziali sin dal Tardo Pleistocene (Fig. 1). Questo fenomeno, insieme alla configurazione stessa del bacino, ossia la notevole distanza dalla soglia alla sua parte interna, ha comportato significative discrepanze tra le curve di spostamento della linea di riva in differenti parti del bacino durante l’Olocene (Björck & Svensson 1992; Rosentau et al. 2017). Le aree del Baltico Meridionale hanno registrato trasgressioni che hanno sommerso paesaggi e insediamenti costieri preistorici (Uscinowicz et al. 2003; Hansson et al. 2018). Nel Mar Baltico settentrionale, invece, ha predominato una regressione permanente, portando così al sollevamento progressivo di paesaggi e insediamenti a diverse altitudini (Hedenström & Risberg 2003; Linden et al. 2006). La costa della parte centrale del Baltico, ovvero la costa sud-orientale della Svezia e le coste di Lettonia, Estonia e le parti meridionali della Finlandia, hanno invece sperimentato significativi cambiamenti della linea di costa, sia in termini di trasgressione che di regressione, a causa dell’interazione tra sollevamento del terreno e innalzamento eustatico del livello del mare (Risberg et al. 2005; Rosentau et al. 2013). In queste aree, i paesaggi costieri sono stati periodicamente inondati dagli eventi di trasgressione del Lago Ancylus e/o del Mare Littorina (ad es. Eronen et al. 2001; Nirgi et al. 2020).

Nonostante l’aumento del numero di studi sull’argomento, permangono ampie disparità tra il database del livello del mare olocenico e i principali modelli di aggiustamento isostatico glaciale (GIA), specialmente nelle zone di transizione del Baltico centrale (Rosentau et al. 2021). Ad esempio, i modelli non riescono a prevedere adeguatamente la trasgressione marina del Medio Olocene e/o indicano una trasgressione in epoche precedenti rispetto a quelle riconstruite tramite dati proxy (Rosentau et al. 2021). Inoltre, gli studi sul livello del mare attorno al Mar Baltico indicano un numero variabile di eventi di trasgressione del Mare Littorina, mentre solo alcuni di questi studi includono l’Olocene Tardo (Eronen et al. 2001; Yu 2003; Karlsson & Risberg 2005; Miettinen et al. 2007; Grudzinska et al. 2013). Di conseguenza, sussiste una marcata necessità di estendere la copertura spaziale e temporale dei record di spostamento della linea di riva da diverse parti del bacino baltico, al fine di determinare con maggiore precisione i cambiamenti passati del livello del mare relativo e i loro impatti sugli insediamenti umani.

In questa sede, ci concentreremo sulla regione di Västervik-Gamlebyviken, situata sulla costa sud-est della Svezia (Figure 1, 2), caratterizzata da un ricco paesaggio culturale costiero con baie e laghi isolati a diverse altitudini. Questo la rende particolarmente adatta come area di studio per il fenomeno dello spostamento delle linee costiere. Gli scavi archeologici hanno evidenziato un’attività umana nell’area fin dal primo Mesolitico (Palm 2012). Attualmente, questi siti archeologici si trovano nell’entroterra o in posizioni elevate, ma originariamente erano situati in prossimità delle rive del Mare Littorina. La curva di spostamento della linea costiera locale disponibile si basa su date di radiocarbonio non corrette e non calibrate (Robertsson 1997), pertanto necessita di essere affinata e corretta per essere contestualizzata in una prospettiva regionale. Lo studio più recente proveniente dalla stessa isobase, situata nell’est di Gotland, a circa 100 km est di Västervik, indica una storia complessa di spostamento della linea costiera con transgressioni marine che hanno raggiunto un’altitudine di 22 metri sul livello del mare durante l’Olocene iniziale e medio (Strandberg et al. 2020).

Il nostro studio si basa sull’utilizzo dei bacini di isolamento, che sono depressioni naturali nel substrato roccioso elevate sopra il livello del mare a seguito del sollevamento postglaciale del terreno (Risberg 1989; Long et al. 2011). Questi bacini, pertanto, si trovavano al di sotto della linea costiera massima e hanno registrato la transizione dal Lago Ancylus al Mare Littorina, nonché potenziali eventi di transgressione e la successiva transizione agli ambienti lacustri (Romundset et al. 2018). Le diatomee rappresentano un proxy prezioso per gli studi sul livello del mare, grazie ai loro ben definiti ottimali ecologici, alla buona conservazione nei sedimenti, alla presenza abbondante nella maggior parte degli ambienti lacustri e marini e alla loro sensibilità ai cambiamenti ambientali, in particolare alla salinità (ad esempio, Palmer & Abbott 1986; Horton & Sawai 2010).

L’isolamento di un bacino o una transgressione del livello del mare altererà la salinità e/o la profondità delle acque, influenzando così la composizione delle specie di diatomee (con un passaggio dalle specie di acqua salmastra a quelle di acqua dolce e/o dalle specie planctoniche a quelle bentoniche e viceversa). Attraverso la datazione al radiocarbonio della transizione tra differenti fasi, è quindi possibile determinare i momenti in cui vari bacini sono diventati connessi o isolati dal mare (Long et al. 2011). Analizzando il momento in cui bacini lacustri situati a diverse altitudini sono stati sommersi o isolati, è possibile costruire una curva di spostamento della linea di costa (Berglund 2004; Barliaev 2017).

L’obiettivo principale del presente studio è ricostruire l’evoluzione del paesaggio della costa sud-orientale della Svezia, nell’area di Västervik, nel corso dell’Olocene. In particolare, ci prefiggiamo di: (i) determinare come le diverse fasi del Mar Baltico abbiano influenzato questa area costiera, (ii) esaminare gli eventi di isolamento dei bacini costieri, (iii) ricostruire una curva dettagliata di spostamento della linea di costa, e (iv) identificare gli eventi di transgressione del livello del mare e il ruolo della variabilità climatica in questi eventi attraverso il confronto con i record climatici regionali.

la Figura 1 illustra le isobasi del sollevamento isostatico apparente in Fennoscandia e nel nord Europa, espresse in millimetri all’anno (mm a⁻¹), secondo i dati raccolti da Ekman nel 1996. Le isobasi sono linee che uniscono punti con lo stesso tasso annuale di sollevamento isostatico del terreno, che è particolarmente evidente nelle aree che stavano precedentemente sotto il peso di grandi ghiacciai durante l’ultima era glaciale. Questo sollevamento isostatico avviene perché la crosta terrestre, liberata dal peso dei ghiacci, risale lentamente verso una nuova posizione di equilibrio.

Ecco i dettagli delle località indicate con le lettere da A a H, che corrispondono ai siti di riferimento per gli studi di spostamento della linea di costa e i record paleoclimatici menzionati nel testo e rappresentati nelle Figure 8 e 9:

• A = Västervik (questo studio);
• B = Lina Myr (Strandberg et al., 2020);
• C = Landsort Deep, il Bacino Occidentale di Gotland (van Wirdum et al., 2019);
• D = Blekinge (Yu, 2003; Berglund et al., 2005);
• E = Golfo Orientale di Finlandia (Rosentau et al., 2013);
• F = Istmo di Carelia, la parte più orientale del Golfo di Finlandia (Miettinen et al., 2007);
• G = record di sabbia trasportata dal vento nella Danimarca occidentale (Goslin et al., 2018);
• H = record del livello del mare nel nord-ovest della Germania e nei Paesi Bassi (Vink et al., 2007).

Le linee tratteggiate nel Mar Baltico definiscono il Baltico Proprio, che è la parte centrale e più profonda del Mar Baltico, escludendo i bacini marginali. La scala in alto a sinistra mostra una barra di 100 km per fornire un riferimento delle distanze sulla mappa.

Area di Studio

L’area di Västervik-Gamlebyviken è situata nella parte sud-orientale della Svezia, lungo la costa meridionale del Mar Baltico (Fig. 2). La zona è ricca di reperti preistorici ed è caratterizzata da diversi tipi di paesaggi: l’arcipelago esterno con le sue rocce scarsamente vegetate e le isole protette verso est, la costa con i suoi stretti e lunghe baie snelle, nonché l’entroterra dominato da un terreno a valle di frattura con orientamento nord-ovest a sud-est, con affioramenti rocciosi, morene, piccoli laghi e torbiere. Il costante sollevamento del terreno da quando l’area è stata liberata dai ghiacci ha comportato una transizione permanente tra paesaggi di diversi tipi e l’emersione di nuove aree terrestri, portando all’isolamento delle precedenti baie e insenature lungo la costa, che si sono trasformate in laghi d’acqua dolce. La linea di costa più elevata si è formata dopo il ritiro dei ghiacciai (circa 14,0 ka cal BP), a un’altitudine di circa 125–130 m s.l.m. nell’area di Västervik (Svantesson 1999). Formazioni topografiche pronunciate, sotto forma di campi di pietra e cordoni litorali modellati dal mare, si sono sviluppate in quest’area durante il massimo della transgressione del Lago Ancylus, circa 10,5 ka cal BP (≈ 45 m s.l.m.) così come durante la transgressione del Mare Littorina dopo circa 8,0 ka cal BP (≈ 20–25 m s.l.m.) (Robertsson 1997; Andren et al. 2011). L’attuale tasso apparente di sollevamento del terreno è di ≈ 2 mm a⁻¹ (Ekman 1996; Fig. 1).

Il substrato roccioso è costituito da granito, granodiorite, arenaria e conglomerati, che si estendono da Västervik verso il nord-ovest (SGU 2022). La costa presenta sabbia e ghiaia sia come depositi glacifluviali che come morene. Argille glaciali e limi sono comuni nelle valli e sui versanti scoscesi. Sedimenti postglaciali, prevalentemente argille e argille gyttja, si trovano nelle terre coltivabili e alla base di bacini ora ricoperti da torba (Svantesson 1999). In generale, l’area di studio si colloca al di sotto della linea di costa più alta e quindi la maggior parte della sedimentazione è avvenuta sotto forma di deposizione subacquea.

L’area rientra nella zona boreo-nemorale, denominata regione forestale di conifere meridionali, dominata da pino e/o abete rosso, sebbene siano diffusi anche alberi a foglia caduca (Sjörs 1999). Il clima è marittimo, con una precipitazione media annua di circa 700 mm e una temperatura media di circa 8 °C (temperatura media di 1 °C a gennaio e di 15 °C a luglio) (SMHI 2021).

Materiali e Metodi Campionamento Stratigrafico e Carotaggio

Nell’area di Västervik-Gamlebyviken, situata lungo la costa orientale svedese (Fig. 2), sono stati selezionati quattro laghi a quote comprese tra circa -23 e 3 metri sul livello del mare. Il lavoro di campo è stato effettuato nei mesi di febbraio e marzo del 2018, periodo in cui i laghi erano ricoperti da uno strato di ghiaccio che poteva essere utilizzato come piattaforma stabile per il prelievo dei carotaggi dei sedimenti. È stata misurata la profondità dell’acqua lungo un transect che dalla riva si dirigeva verso le parti più profonde dei laghi. È stato poi selezionato un sito di campionamento nelle parti più profonde di ciascun lago, ad eccezione del Lago Gagern (il più grande dei quattro), dove il campionamento è stato effettuato più vicino alla riva. Un foro per il carotaggio è stato realizzato in sezioni di 1 metro ciascuna, senza sovrapposizioni, utilizzando un carotiere russo per torbe lungo 1 metro e del diametro di 5 cm. Tale procedura ha prodotto un nucleo sedimentario principale per ciascun lago, successivamente utilizzato per tutte le analisi proxy successive. Ogni sezione da 1 metro è stata posta in un contenitore di plastica, avvolta in pellicola trasparente, trasportata in laboratorio e conservata in una cella frigorifera a temperatura costante di -4 °C. In laboratorio, i nuclei sedimentari sono stati srotolati e descritti sotto il profilo litologico e cromatico, utilizzando le tabelle dei colori del suolo Munsell. In seguito è stata effettuata la subsampolazione dei nuclei sedimentari.

La Figura 2 è una rappresentazione topografica dettagliata dell’area di studio, che evidenzia la posizione dei laghi analizzati, le posizioni dei siti di carotaggio e le sezioni trasversali utilizzate per stimare le aree di soglia. La mappa è suddivisa in diverse parti, che offrono livelli di dettaglio variabili:

1. In alto a sinistra, c’è una mappa di inserzione che mostra la localizzazione dell’area di studio all’interno della Svezia, offrendo un riferimento geografico più ampio.
2. La mappa principale dà una visione più specifica dell’area di studio, includendo la costa meridionale del Mar Baltico. Qui sono visualizzate varie caratteristiche geografiche, come le aree boschive, i campi coltivati, le zone urbane e le masse d’acqua.
3. I laghi studiati sono etichettati e dislocati sulla mappa principale. Questo permette di identificare facilmente la loro posizione rispetto all’ambiente circostante e tra di loro.
4. I siti di carotaggio, che sono i punti dove sono stati prelevati i campioni di sedimenti dal fondo del lago, sono indicati sulla mappa. Questi sono i luoghi dove si è effettuato il carotaggio stratigrafico per analizzare i sedimenti.
5. Le sezioni trasversali rappresentate sulla mappa potrebbero mostrare il percorso preso per misurare le variazioni di profondità o altre caratteristiche fisiche all’interno dei laghi, come parte della metodologia di raccolta dei dati per la ricerca.
6. Le mappe ingrandite nella parte inferiore mostrano dettagli più specifici per due delle aree con laghi, con indicazioni più precise dei siti di carotaggio e delle direzioni delle sezioni trasversali. Queste mappe ingrandite offrono una visualizzazione dettagliata di dove e come i campioni sono stati raccolti all’interno dei laghi specifici.
7. Le frecce arancioni potrebbero indicare la direzione delle sezioni trasversali effettuate per il campionamento, fornendo una rappresentazione visiva del metodo utilizzato per analizzare le caratteristiche limnologiche dei laghi.

Complessivamente, la Figura 2 serve per fornire un contesto geografico e metodologico agli aspetti topografici e procedurali dell’area di studio, che sono essenziali per comprendere come e dove sono stati prelevati i dati e i campioni per la ricerca presentata.

La Tabella 1 elenca i dati di datazione al radiocarbonio ottenuti tramite spettrometria di massa con acceleratore (AMS) per materiali organici prelevati da sedimenti di quattro distinti laghi nell’area di studio: Svartsjön (1), Bränneregölen (2), Gagern (3) e Maren (4). Questi dati sono utilizzati per costruire modelli che descrivono la relazione tra la profondità dei sedimenti e la loro età, permettendo ai ricercatori di ricostruire la storia geologica e ambientale dei laghi.

Ecco i dettagli forniti nella tabella:

• Lab code: Ogni campione ha un codice di laboratorio univoco (ad esempio, Ua-66450), che serve come identificativo per tracciare e riferire i risultati specifici delle analisi AMS.
• Depth (cm): La profondità è indicata in centimetri sotto il piano di fondo del lago (cm b.l.f.), mostrando a quale profondità i campioni sono stati raccolti. Questo dà un’idea di come i sedimenti si accumulano e stratificano nel tempo.
• Dated material: Il materiale datato varia da resti vegetali (come semi di Pinus o resti di Poaceae) a parti specifiche delle piante (come foglie di Betula o Equisetum). Questi materiali organici sono critici perché il loro contenuto di carbonio può essere utilizzato per la datazione AMS.
• AMS ¹⁴C age (a BP): Questa colonna mostra l’età dei campioni data dalla datazione al radiocarbonio, espressa in anni prima del presente (BP, dove il “presente” è standardizzato all’anno 1950). Il valore è accompagnato da un errore standard, ad esempio 5047±44, che indica la precisione della misurazione.
• Mean calibrated age (cal. a BP): La datazione al radiocarbonio viene calibrata per tener conto delle variazioni nella produzione atmosferica di ¹⁴C e altri fattori. I risultati calibrati sono espressi come anni calendario prima del presente, con un intervallo di confidenza (minimo–massimo), ad esempio 5579 (5398–5709), che fornisce la finestra di tempo più probabile in cui il campione è stato depositato.

L’interpretazione di questi dati consente di sviluppare un modello di età-profondità per i sedimenti dei laghi, contribuendo alla comprensione di eventi passati quali cambiamenti climatici, eventi di trasgressione marina o di isolamento lacustre, che hanno influenzato l’ambiente locale nel corso del tempo geologico

Modellazione della Sequenza Età-Profondità La cronologia dei carotaggi si basa sulla datazione al radiocarbonio di macrofossili estratti dai sedimenti mediante spettrometria di massa con acceleratori (AMS), effettuata presso il Laboratorio Tandem dell’Università di Uppsala (Tabella 1). La calibrazione delle date in anni calendario antecedenti al 1950 d.C./e.v. (cal. BP) e la costruzione del modello età-profondità sono state realizzate utilizzando il software di modellazione statistica bayesiana BACON versione 2.3.9.1 (Blaauw 2010; Blaauw & Christen 2011) e la curva di calibrazione IntCal20 (Reimer et al. 2020), all’interno dell’ambiente software R 4.1.1 (R Core Team 2021). Il modello età-profondità è stato creato tramite interpolazione lineare tra i punti medi degli intervalli di età calibrati a 2-sigma. Si sono ottenute stime ponderate medie delle età per ciascuna profondità.

Perdita all’Accensione (LOI) La perdita all’accensione (LOI) è un metodo utilizzato per determinare il contenuto di materia organica nei carotaggi di sedimenti (Heiri et al. 2001). I campioni di sedimenti, prelevati ogni 10 cm, sono stati liofilizzati e omogeneizzati con un pestello e mortaio di agata. Successivamente, i campioni in polvere sono stati pesati e collocati in un forno a muffola, riscaldati a 550 °C per 4 ore. Dopo il raffreddamento in un desiccatore, i crogioli sono stati pesati nuovamente (DW₅₅₀°) e la LOI₅₅₀° è stata calcolata secondo la seguente formula: LOI₅₅₀° = ((DW – DW₅₅₀°)/DW) × 100 (%), dove DW rappresenta il peso secco del campione prima del riscaldamento a 550 °C.

Analisi delle Diatomee

Le diatomee sono state estratte da campioni di sedimenti liofilizzati, circa 0,2 g, a intervalli di ogni 5–10 cm seguendo tecniche standardizzate (Battarbee 1986). I sottocampioni sono stati trattati con HCl al 10% per eliminare il carbonato di calcio. I composti organici sono stati ossidati mediante l’uso di H₂O₂ al 35% in un bagno d’acqua a circa 100 °C. Le particelle di argilla sono state rimosse decantando le sospensioni da becher da 100 mL con acqua distillata e NH₃ a intervalli di 2 ore. I residui sono stati trasferiti in tubi da 5 mL dove è stata aggiunta 1 mL di soluzione stock di microsfere con una concentrazione di 5.5603 × 10⁶ microsfere mL⁻¹ per calcolare le concentrazioni di valve di diatomee per grammo di sedimenti secchi: (microsfere introdotte × diatomee contate) / (microsfere contate × peso del campione di sedimenti secchi). Alcune gocce di questa soluzione sono state stese uniformemente su vetrini coprioggetto, essiccate all’aria e montate su vetrini per microscopio usando Naphrax per incrementare l’indice di rifrazione. Le diatomee sono state analizzate sotto un microscopio ottico Leica DMLS (LM) con immersione in olio e ingrandimento di 100x. Oltre 400 valve di diatomee sono state contate per ogni livello. L’identificazione e la classificazione ecologica delle specie si sono basate su Krammer & Lange-Bertalot (1986, 1988, 1991a, b), Snoeijs (1993), Snoeijs & Vilbaste (1994), Snoeijs & Potapova (1995), Snoeijs & Kasperovičienė (1996) e Snoeijs & Balashova (1998). Le diatomee sono state classificate secondo le loro preferenze di salinità in specie brackish-marine, halofile, indifferenti e d’acqua dolce (Karlsson & Risberg 1998; Hedenstrom & Risberg 1999, 2003; Strandberg et al. 2020). Le specie brackish-marine presentano affinità marina e sono diffuse nel Mar Baltico, eccetto che nella parte più settentrionale. I taxa lagunari (precedentemente noti come ‘flora clypeus’) sono tipici di baie poco profonde e a bassa salinità. I taxa halofili sono specie tolleranti al sale, mentre i taxa indifferenti possono tollerare acque leggermente salate (Roe et al. 2009; Strandberg et al. 2020). Inoltre, le diatomee sono state classificate in base alla loro forma di habitat, ovvero bentoniche, tycoplanktoniche, planctoniche e reofile. Le forme tycoplanktoniche includono taxa di origine bentonica che sono stati staccati dai loro habitat bentonici e possono rimanere in sospensione come plancton. Le specie reofile indicano acque correnti. Diagrammi stratigrafici delle diatomee sono stati costruiti utilizzando il programma Tilia versione 2.6.1. L’analisi dei cluster CONISS è stata utilizzata come strumento supplementare all’eye-matching per definire le zone di diatomee (Grimm 1987). Tutte le specie di diatomee identificate in questo studio sono presentate nel Data S1.

Elevazione del Soglia di Isolamento

Il soglia di isolamento per ciascuno dei quattro laghi è stato determinato come il punto topografico più elevato presso l’antica connessione dei bacini lacustri con il bacino del Mar Baltico (Risberg 1989), seguendo il metodo di Barliaev (2017). Per stimare la soglia di isolamento, sono state create da sei a sette sezioni trasversali attraverso il paesaggio del luogo della soglia (identificate utilizzando carte topografiche) nel software GIS (ArcGIS pro, versione 2.5; Fig. 2). La lunghezza delle sezioni trasversali variava da 50 a 140 metri attraverso il bacino soglia originale (Fig. 2). Per ciascuna sezione trasversale, i valori di elevazione (in metri s.l.m.) sono stati estratti in GIS utilizzando un modello digitale di elevazione (basato su dati LiDAR con una risoluzione altimetrica di 0,1 m ottenuti da Lantmäteriet, l’Autorità Svedese per la Mappatura, il Catasto e la Registrazione dei Terreni; Strandberg et al. 2020). In ogni sezione trasversale è stato determinato il valore di elevazione più basso, e la soglia di isolamento è stata selezionata a partire dal valore di elevazione basso più elevato selezionato. I valori di elevazione che si sovrapponevano a corsi d’acqua presenti e costruzioni antropogeniche (ad esempio, strade) sono stati esclusi dall’analisi.

Risultati

Lago Svartsjön

Il Lago Svartsjön (57°47.680’N, 16°32.974’E, 22 metri s.l.m.) ha una profondità massima dell’acqua di 2,5 metri, coprendo un’area di 162.500 m². L’altitudine della soglia di isolamento è stimata essere 22,3 metri s.l.m. (Fig. 2). Il modello età-profondità si basa su tre date di radiocarbonio che dimostrano come il nucleo sedimentario lungo 7 metri copra gli ultimi 8000 anni (Fig. 3A). La sequenza consiste di argilla gyttja nella parte più bassa con gyttja scura, marrone a nera verso l’alto (dopo circa 7,0 cal. ka BP; Fig. 4). L’Indice di Perdita all’Ignizione (LOI) aumenta generalmente da circa il 18% nella parte inferiore a 35–37% nella parte superiore del nucleo (principalmente dopo circa 6,3–6,2 cal. ka BP; Fig. 4). L’assemblaggio di diatomee può essere suddiviso in tre zone (Fig. 4). La zona più bassa, Zona 1 (7,7–7,5 cal. ka BP), consiste principalmente di specie halofile, appartenenti al genere Epithemia (E. adnata, E. argus, E. smithii), e specie indifferenti, ad esempio Amphora libyca. Zona 2 (7,5–6,2 cal. ka BP) è caratterizzata da Fragilariaceae (ad esempio Pseudostaurosira brevistriata, Staurosirella neopinnata e Staurosira venter) nonché alcune specie brackish bentoniche, come Amphora commutata e Navicula peregrina. In questa zona, si registra un picco nella concentrazione di diatomee, principalmente tra 6,8 e 6,5 cal. ka BP. Zona 3 (6,2–4,4 cal. ka BP) è dominata da specie planctoniche d’acqua dolce, come Aulacoseira ambigua e Cyclotella radiosa.

Lake Brännrigölen

Il Lago Brännrigölen (57°44.064’N, 16°30.188’E, 17.5 metri s.l.m.) presenta una profondità massima di 3.7 metri, coprendo un’area di 12.601 m². L’altitudine della soglia di isolamento è stimata essere di 20.5 metri s.l.m. Il modello di età-profondità si basa su cinque datazioni radiocarboniche, indicando che il carotaggio lungo 5.8 metri copre gli ultimi circa 10.000 anni. Il nucleo è composto da argilla nella parte inferiore, con una transizione a gyttja argillosa e argilla gyttja dopo circa 9.5 ka cal. BP, e un netto confine verso un gyttja molto scuro fino al nero dopo 4.7 ka cal. BP. Lo strato di gyttja è laminato all’inizio. L’indice di perdita all’ignizione (LOI) aumenta gradualmente da circa il 10% nell’argilla a circa il 55% all’interno dello strato di gyttja.

Il record dei diatomei è suddiviso in quattro zone. La zona più bassa, 1 (10.8–9.4 ka BP), è composta da Fragilariaceae (ad esempio, Pseudostaurosira brevistriata e Staurosira binodis) e una minore percentuale di specie alofile come Amphora pediculus, oltre a varie specie di acque dolci (ad esempio, Staurosirella martyi, Aulacoseira islandica, A. subarctica). La Zona 2 (9.4–7.7 ka cal. BP) è dominata da specie di Staurosira e Staurosirella, mentre diminuisce la quantità di specie di acque dolci, con un incremento di Cyclotella radiosa verso la parte superiore. Inoltre, si registra un aumento delle specie alofile, rappresentate da Epithemia smithii, E. sorex e E. turgida. La Zona 3 (7.7–4.6 ka cal. BP) è composta da specie planctoniche e bentoniche salmastre (ad esempio, spore di riposo di Chaetoceros spp., Pseudopodosira westii) e specie bentoniche indifferenziate, principalmente Fragilariaceae (ad esempio, Pseudostaurosira brevistriata, Staurosirella neopinnata e S. lapponica) e Amphora libyca, caratterizzata da un picco nella concentrazione di diatomei circa 6.5 ka cal. BP. La Zona 4 (4.6–1.2 ka cal. BP) consiste di specie di diatomei planctoniche di acque dolci (ad esempio, Aulacoseira tenella e Discostella pseudostelligera), tico-planctoniche (ad esempio, Tabellaria fenestrata e Fragilaria nanana) e bentoniche (ad esempio, Eunotia incisa).

la Figura 3 presenta i modelli di età-profondità per quattro laghi studiati, utilizzando il software BACON per il calcolo statistico bayesiano. Ogni sottosezione del grafico rappresenta un lago diverso e mostra i risultati del modello statistico che correla la profondità dei sedimenti lacustri con la loro età cronologica. La modellazione bayesiana è una tecnica statistica che consente di incorporare conoscenze pregresse (come datazioni radiocarboniche precedenti) e di calcolare l’incertezza delle stime in un modo coerente.

Analizziamo gli elementi chiave della figura:

• Grafici Principali (Età-Profondità): Ogni grafico principale mostra una curva centrale (linea più scura) che rappresenta la stima più probabile dell’età dei sedimenti a varie profondità. L’ombreggiatura attorno a questa linea principale indica l’intervallo di confidenza, ossia la gamma di età plausibili per ogni profondità di sedimenti. La stima più scura al centro rappresenta l’età più probabile, mentre l’ombreggiatura più chiara si allarga per includere un’incertezza maggiore, suggerendo una gamma più ampia di età possibili.
• Inserzioni di Accettazione: In alto a sinistra di ogni grafico ci sono piccoli insetti che mostrano la traccia dell’accettazione del modello. Queste tracce rappresentano la frequenza con cui i vari campioni di età sono stati accettati nel modello durante il processo di iterazione di BACON. Un’accettazione uniforme lungo il numero di iterazioni indica un buon adattamento del modello ai dati.
• Inserzioni di Memoria: Le inserzioni di memoria (in alto a destra) mostrano come i parametri di memoria (che influenzano la levigatezza della curva di età-profondità) si distribuiscono nel corso delle iterazioni. La memoria è un parametro nel modello BACON che determina quanto ogni stima di età dipenda dalla precedente, con valori più alti che indicano una maggiore dipendenza (e quindi curve più levigate).
• Assi e Unità: Gli assi orizzontali mostrano l’età calibrata prima del presente (cal. ka BP, dove “ka” sta per migliaia di anni e “BP” sta per “Before Present”, con il “Presente” fissato convenzionalmente all’anno 1950). Gli assi verticali mostrano la profondità dei sedimenti in metri.

La precisione del modello è fondamentale per la ricostruzione ambientale e climatica, permettendo agli scienziati di collegare gli strati di sedimenti con eventi storici specifici, variazioni climatiche o altre influenze ambientali. Utilizzando questi modelli, i ricercatori possono retrodatare i reperti nel nucleo sedimentario a specifici periodi temporali e interpretare le variazioni ambientali nel corso del tempo.

Lago Gagern

Il Lago Gagern (57°48.594′ N, 16°31.138′ E, 13 m s.l.m.) presenta una profondità d’acqua di 5,5 m nel sito di carotaggio, estendendosi su un’area di 649.700 m². La soglia di isolamento è situata ad un’altitudine di 15,5 m s.l.m. (Fig. 2). Il modello di età-profondità è basato su sei datazioni al radiocarbonio che indicano che il nucleo sedimentario lungo 4,61 m copre gli ultimi circa 9.000 anni (Fig. 3C). La sequenza stratigrafica è composta da sabbia, limo e argilla gyttja/clay gyttja alla base, con una predominanza di gyttja a partire da circa 8,5 ka cal. BP (Fig. 6). L’indice di perdita all’ignizione (LOI) è generalmente basso, circa 5-10% alla base, e aumenta progressivamente all’interno dello strato di gyttja (fino al 30%) (Fig. 6). L’assemblaggio delle diatomee è suddiviso in sei zone (Fig. 6). La Zona 1 (8,7–8,5 ka cal. BP) è composta da specie planctoniche (per esempio, Cyclotella radiosa) e bentoniche d’acqua dolce (per esempio, Ellerbeckia arenaria), specie alofile (per esempio, Amphora pediculus ed Epithemia turgida) e specie indifferenziate (per esempio, Cocconeis placentula). Vi è una scarsa presenza di specie planctoniche salmastre (per esempio, spore di riposo di Chaetoceros spp.) e alcune specie bentoniche salmastre (per esempio, Rhabdonema minutum, Pseudopodosira westii). La Zona 2 (8,5–8,0 ka cal. BP) è caratterizzata da un incremento delle specie alofile del genere Epithemia. La Zona 3 (8,0–6,1 ka cal. BP) è dominata da taxa planctonici bentonici salmastri (per esempio, spore di riposo di Chaetoceros spp., Diploneis smithii e specie di Rhabdonema), alcune specie alofile (per esempio, Epithemia turgida) e Fragilariaceae. La Zona 4 (6,1–5,9 ka cal. BP) è caratterizzata da un incremento dei taxa planctonici d’acqua dolce, Aulacoseira subarctica e Cyclotella radiosa, mentre si registra una notevole riduzione delle specie salmastre. La Zona 5 (5,9–4,2 ka cal. BP) è dominata da specie di diatomee planctoniche salmastre (per esempio, spore di riposo di Chaetoceros spp.) e bentoniche (per esempio, Pseudopodosira westii). La Zona 6 (4,2–3,0 ka cal. BP) è prevalentemente dominata da taxa planctonici d’acqua dolce, come Aulacoseira subarctica, Cyclotella radiosa e Cyclostephanos dubius.

Lago Maren

Il Lago Maren (57°47.197′ N, 16°34.152′ E, 2 metri s.l.m.) ha una profondità massima dell’acqua di 2,6 metri, estendendosi su una superficie di 353.200 m². L’elevazione della soglia di isolamento è di 3,3 metri s.l.m. (Fig. 2). Il modello età-profondità si fonda su quattro datazioni radiocarboniche, che indicano che il nucleo sedimentario lungo 3,53 metri documenta gli ultimi circa 7.000 anni (Fig. 3D). La sequenza è composta da gyttja nera a marrone molto scuro e grigio, con laminazioni nella parte più profonda (Fig. 7). L’indice di perdita all’ignizione (LOI) si mantiene stabile intorno al 25%, aumentando fino al 35% dopo 1,6 ka cal. BP (Fig. 7). Il registro delle diatomee è suddiviso in quattro zone (Fig. 7). La Zona 1 (6,8–3,5 ka cal. BP) comprende specie planctoniche salmastre, in particolare spore di riposo di Chaetoceros spp., e specie bentoniche salmastre (es. Cocconeis scutellum, Hyalodiscus scoticus) con un incremento verso l’alto di Rhabdonema minutum. La parte inferiore di questa zona (6,8–6,3 ka cal. BP) si caratterizza per la concentrazione di diatomee più alta registrata. La Zona 2 (3,5–2,2 ka cal. BP) è dominata da taxa indifferenti, principalmente Fragilariaceae (es. Staurosirella lapponica), a discapito delle specie salmastre. Nella Zona 3 (2,2–1,6 ka cal. BP), si assiste ad un marcato incremento dei taxa salmastri che predominano nella sequenza sedimentaria insieme alle Fragilariaceae (es. Staurosirella lapponica). La Zona 4 (1,6–1,2 ka cal. BP) è caratterizzata da taxa indifferenti, soprattutto Fragilariaceae, mentre i taxa planctonici d’acqua dolce, come Aulacoseira subarctica e Cyclostephanos dubius, diventano più preponderanti dopo 1,4 ka cal. BP.

La figura 4 è un diagramma riassuntivo delle diatomee per il lago Svartsjön. Questo tipo di diagramma è comune in studi paleolimnologici e di paleoecologia, dove si esamina la sedimentazione in un corpo d’acqua per comprendere la storia ecologica e climatica di un’area. Ecco una spiegazione dei vari elementi del diagramma:

1. Scala di profondità (cm b.l.f.): La scala verticale a sinistra del diagramma rappresenta la profondità dei campioni di sedimenti prelevati dal fondo del lago, misurata in centimetri sotto il piano del fondo lago (b.l.f.). Questa scala è essenziale per correlare i dati ecologici e biologici con il tempo geologico, poiché più profondi sono i sedimenti, più antichi sono i depositi, permettendo una ricostruzione storica.
2. Abbondanza delle specie più dominanti (≥10%): Le colonne verticali con diverse trame e riempimenti rappresentano l’abbondanza relativa di specie di diatomee dominanti in ciascun campione. Ogni pattern o colore corrisponde a una specie specifica di diatomea. Una specie è considerata dominante se rappresenta almeno il 10% del totale delle diatomee nel campione. Questo dato è importante per capire quali specie predominavano in determinati periodi e per inferire le condizioni ambientali basate sulle loro preferenze ecologiche.
3. Abbondanza di ogni gruppo di diatomee: La parte centrale del diagramma mostra l’abbondanza relativa di diversi gruppi ecologici di diatomee (come planctoniche vs bentoniche). Questi dati sono rappresentati da aree riempite con diversi colori e forme geometriche. La distribuzione di questi gruppi fornisce indizi sulle condizioni ambientali del lago, come la profondità dell’acqua, la turbolenza e la disponibilità di nutrienti.
4. Concentrazione di diatomee: Questo grafico a linea mostra la concentrazione delle diatomee per grammo di sedimenti secchi. I picchi nella linea indicano una maggiore concentrazione di diatomee, che può essere collegata a periodi di maggiore produttività algale, spesso associata a condizioni di eutrofizzazione o a periodi stagionali di crescita alga.
5. LOI (Loss on Ignition): Il grafico a destra misura la Loss on Ignition, una tecnica utilizzata per determinare la quantità di materia organica nei sedimenti. Si basa sulla percentuale di perdita di peso dei sedimenti dopo essere stati bruciati in un forno a una temperatura che tipicamente varia tra 550 °C e 950 °C. Un alto valore di LOI indica un’alta percentuale di materia organica, che può essere interpretata come un periodo di elevata produttività biologica o minore degradazione della materia organica a causa di condizioni anossiche.

Complessivamente, questo diagramma riassuntivo fornisce un quadro dettagliato delle comunità di diatomee e delle condizioni ambientali nel Lago Svartsjön. Analizzando questi dati, gli scienziati possono trarre conclusioni sui cambiamenti storici del lago, che possono includere variazioni climatiche, impatti umani sull’ecosistema del lago, e altri eventi ecologici significativi.

Interpretazione e Discussione

Le sequenze di diatomee documentano vari intervalli temporali corrispondenti alle fasi evolutive del Mar Baltico, estendendosi dal Lago Ancylus fino al Mare Post-Littorina. Tutte le sequenze registrano il processo di isolamento dei bacini, ossia la transizione dal Mare Littorina a laghi completamente isolati. Questi bacini si trovano a diverse quote altimetriche e, pertanto, sono stati isolati in tempi differenti in base alla velocità di sollevamento del terreno e alle variazioni del livello eustatico del mare.

La parte più antica della sequenza di Bränerigolen è relativa al Lago Ancylus e si caratterizza per una flora diatomeica tipica di questa fase, come ad esempio Aulacoseira islandica, Staurosirella martyi ed Ellerbeckia arenaria (Witak & Jankowska 2014). Il record di Gagern inizia con specie di diatomee alofile (per esempio, Epithemia turgida) e alcune specie marino-brackish indicative del Mare Littorina iniziale. Sono state identificate anche alcune occorrenze di diatomee del Lago Ancylus, potenzialmente rilavorate, come per esempio Ellerbeckia arenaria, in questa fase.

La fase del Mare Littorina in tutti i bacini è dominata da specie marino-brackish, che sono caratteristiche delle fasi di trasgressione. Le più frequenti sono le spore di riposo delle specie neritiche planctoniche appartenenti al genere Chaetoceros, che indicano un aumento della salinità superficiale dell’acqua, un innalzamento del livello dell’acqua e/o un’intensificazione della produttività primaria negli ambienti marini e brackish (Robertsson 1991; Witak et al. 2011; van Wirdum et al. 2019). Pseudopodosira westii è un taxon marino-brackish costiero con un optimum di salinità di circa 30 (Molder & Tynni 1967; Strandberg et al. 2020), ma è stato anche classificato come planctonico (Habicht et al. 2017). Questa specie è stata interpretata come un indicatore di un aumento della salinità associato alle fasi iniziali e avanzate di trasgressione del Littorina (Miller 1973, 1982; Strandberg et al. 2020). Inoltre, la flora di diatomee della fase del Mare Littorina include, tra le altre, la specie tychoplanctonica Hyalodiscus scoticus, così come altre forme litorali come Rhabdonema minutum, Diploneis smithii, Cocconeis scutellum e Amphora commutata, tutte indicative di un incremento della salinità (Risberg 2002; Emelyanov et al. 2011; Kostecki & Janczak-Kostecka 2011).

La Figura 5 rappresenta un diagramma riassuntivo delle diatomee del Lago Bränerigolen. Analizziamo ciascun componente del diagramma per una comprensione più accurata:

1. Scala di profondità (cm b.l.f.): La scala verticale sulla sinistra del diagramma indica la profondità dei campioni prelevati dal fondo del lago, in centimetri sotto il piano del fondo lago (cm b.l.f.). Questo fornisce un riferimento temporale per i dati, poiché i sedimenti più profondi corrispondono a periodi più antichi.
2. Abbondanza delle specie più dominanti (≥10%): Le colonne rappresentate con trame diverse indicano la presenza e l’abbondanza relativa delle specie dominanti di diatomee. Ogni trama corrisponde a una specie diversa e l’abbondanza è considerata significativa se una specie rappresenta il 10% o più del campione di sedimenti. Le specie dominanti sono indicatori chiave delle condizioni ambientali prevalenti nel lago durante differenti periodi.
3. Abbondanza di ogni gruppo di diatomee: I grafici mostrano la distribuzione percentuale di diversi gruppi di diatomee, come le specie bentoniche rispetto alle specie planctoniche, con colori e modelli specifici per ciascun gruppo. Questo può fornire informazioni su cambiamenti ambientali quali la profondità dell’acqua, la salinità e la disponibilità di nutrienti nel tempo.
4. Concentrazione di diatomee: Il grafico a linea che si estende orizzontalmente attraverso il diagramma rappresenta la concentrazione di diatomee nei sedimenti. Questa misura la densità delle diatomee per unità di peso o volume dei sedimenti e può essere correlata a eventi di fioritura di alghe o variazioni nella produttività del lago.
5. LOI (Loss on Ignition): Il grafico a linea sulla destra del diagramma misura la percentuale di materia organica nei sedimenti tramite la tecnica della perdita alla cottura (LOI). Questo metodo consiste nel bruciare un campione di sedimenti a una temperatura standardizzata e misurare la perdita di massa, che rappresenta la quantità di materia organica. Un valore elevato di LOI indica una maggiore presenza di materiale organico, suggerendo condizioni di alta produttività biologica o di conservazione della materia organica a causa di condizioni anossiche.

In sintesi, la Figura 5 utilizza diversi indicatori paleolimnologici per ricostruire la storia ecologica e ambientale del Lago Bränerigolen. Attraverso la composizione specifica delle diatomee, la loro concentrazione e la presenza di materia organica, è possibile dedurre le condizioni ambientali storiche e i cambiamenti nel lago, come le variazioni di salinità, livelli di nutrimento e dinamiche idrologiche.

La Figura 6 è un altro esempio di diagramma riassuntivo delle diatomee, in questo caso per il Lago Gagern. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascuna parte del diagramma:

1. Scala di profondità (cm b.l.f.): La scala cm b.l.f.cm b.l.f. (centimetri sotto il fondo del lago) sul lato sinistro del diagramma fornisce la profondità dei campioni di sedimenti, con strati più profondi che indicano periodi storici più antichi.
2. Abbondanza delle specie più dominanti (≥10%): Le diverse colonne indicano le specie di diatomee con un’abbondanza relativa superiore o uguale al 10% del campione. Ogni pattern o colore rappresenta una diversa specie dominante, permettendo di inferire le condizioni ecologiche prevalenti in base alla loro presenza o assenza.
3. Abbondanza di ogni gruppo di diatomee: Le aree colorate e modellate rappresentano la distribuzione percentuale dei gruppi di diatomee, suddivisi in categorie ecologiche come brackish-marine, halophilous, indifferent, e freshwater. Questi dati sono indicativi delle condizioni ambientali del lago nel corso del tempo, come variazioni nella salinità e nella disponibilità di nutrienti.
4. Concentrazione di diatomee: Il grafico a linea mostra la concentrazione delle diatomee nei sedimenti, espressa come numero di diatomee × 10⁶ per unità di volume. Questo può indicare variazioni nella produttività primaria del lago, con elevati valori che suggeriscono fioriture algali.
5. LOI (Loss on Ignition): Questa misura indica la percentuale di materia organica, determinata attraverso la LOI, e viene rappresentata dal grafico a linea sulla destra. La LOI è calcolata come la percentuale di perdita di peso del campione dopo la combustione a una temperatura standard (tipicamente intorno ai 550°C). Un valore elevato di LOI % può segnalare un’alta concentrazione di materiale organico, il che può essere interpretato come un’indicazione di elevate produttività biologica o di condizioni anossiche che favoriscono la preservazione della materia organica.

In sintesi, il diagramma del Lago Gagern illustra l’abbondanza e la composizione delle diatomee in relazione alla profondità dei sedimenti, fornendo così una ricostruzione delle condizioni ambientali passate, delle variazioni nella produttività e dei cambiamenti nelle comunità biologiche nel corso del tempo.

L’occorrenza del genere Fragilaria (Fragilaria sensu lato, che comprende i generi Fragilaria, Pseudostaurosira, Staurosira e Staurosirella) prima dell’isolamento finale dei bacini è verosimilmente associata a un incremento nell’apporto di nutrienti e alla riduzione della profondità delle acque durante il processo di isolamento (Stabell 1985). Le Fragilaria di piccole dimensioni spesso predominano nell’assemblaggio di diatomee in laghi bassi e la loro presenza indica una grande disponibilità di habitat bentonici poco profondi (Bennion et al. 2010). Si tratta di specie pioniere, rinvenute nelle fasi iniziali dello sviluppo lacustre, che riflettono la loro natura opportunistica e la capacità di adattarsi a ambienti in rapida evoluzione (Stabell 1985; Lotter et al. 2010).

L’isolamento definitivo dei bacini in esame dal Mare Littorina è segnalato da una sostituzione progressiva, partendo dalla parte superiore del nucleo di sedimenti, di taxa di diatomee brackish, alofili e/o indifferenti con specie d’acqua dolce. Questo fenomeno coincide generalmente con un incremento dei valori di LOI, che indica un maggiore apporto di materia organica nei sedimenti. Il bacino situato più in alto, Svartsjön (22,3 m s.l.m.), è stato il primo a isolarsi, a 6,2 ka cal BP. Il lago Bränerigolen (20–20,5 m s.l.m.) è caratterizzato da un netto isolamento dal Mare Littorina a 4,6 ka cal BP. Nei laghi Gagern (15,5 m s.l.m.) e Maren (3,3 m s.l.m.), l’influenza del livello del mare è apprezzabile rispettivamente fino a 4,2 e 1,6 ka cal BP, a causa della loro posizione a quote inferiori. Dopo l’isolamento definitivo, tutti i bacini sono stati occupati da laghi eutrofici ricchi di nutrienti, come dimostrato dall’elevata concentrazione di specie che indicano condizioni d’acqua dolce ed eutrofiche.

La Figura 7 rappresenta un diagramma riassuntivo delle diatomee per il Lago Maren, un tipo di diagramma utilizzato in paleolimnologia per analizzare la storia ecologica di un lago attraverso i sedimenti. Ogni aspetto del diagramma fornisce informazioni dettagliate sulla composizione e le variazioni ambientali nel lago nel tempo. Ecco un’interpretazione tecnica dei componenti del diagramma:

1. Scala di profondità (cm b.l.f.): La scala sulla sinistra del diagramma indica la profondità dei campioni di sedimenti in centimetri sotto il piano del fondo del lago (centimetri below lake floor). Questa misura è direttamente proporzionale al tempo, con strati più profondi che indicano un’età maggiore.
2. Abbondanza delle specie più dominanti (≥10%): Le barre verticali mostrano la percentuale di abbondanza delle specie di diatomee che rappresentano più del 10% del campione. Ogni pattern distintivo rappresenta una specie diversa, indicando la sua predominanza nel contesto specifico del campione di sedimenti.
3. Abbondanza di ogni gruppo di diatomee: Questi grafici indicano l’abbondanza percentuale dei gruppi ecologici principali di diatomee, come quelli che preferiscono ambienti marino-brackish, alofili, indifferenti e di acqua dolce. Queste informazioni sono fondamentali per dedurre le condizioni idrologiche e di salinità che prevalevano nel lago in diversi momenti storici.
4. Concentrazione di diatomee: Il grafico a linea riflette la concentrazione di diatomee nei sedimenti, espressa in milioni di cellule per unità di volume dei sedimenti (×10^6). Questa concentrazione può essere correlata a eventi di fioritura di diatomee o a periodi di alta produttività algale, che sono influenzati da fattori come la disponibilità di nutrienti e la luce.
5. LOI (Loss on Ignition): Il grafico sulla destra misura la LOI, una tecnica utilizzata per quantificare la percentuale di materia organica nei sedimenti. È calcolata come la percentuale di perdita di peso del campione dopo essere stato bruciato a una temperatura elevata, tipicamente tra 550°C e 950°C. Valori più alti di LOI indicano un maggiore contenuto di materia organica, che può essere interpretato come un segno di maggiore produttività biologica o una ridotta decomposizione della materia organica a causa di condizioni anossiche.

In generale, il diagramma fornisce una ricostruzione delle variazioni storiche nella composizione delle diatomee e nelle condizioni ambientali del Lago Maren, con particolare attenzione ai cambiamenti della salinità e della produttività biologica nel corso del tempo.

Ricostruzione dello Spostamento Costiero

La curva di spostamento costiero è determinata dalle altitudini di soglia (asse y) e dalla cronologia degli eventi di trasgressione e isolamento (asse x) dei bacini, come evidenziato dalla stratigrafia dei diatomei (Fig. 8). I dati impiegati per la ricostruzione dello spostamento costiero illustrati in Fig. 8 sono inoltre documentati nel formato HOLSEA (Tabella S1; Hijma et al. 2015). La curva di spostamento costiero è suddivisa in differenti periodi dell’Olocene, in base ai distinti cambiamenti del livello relativo del mare. Questo modello è simile alla curva di Lina Myr dell’Est di Gotland, situata sulla stessa isobase (2 mm a⁻¹), a circa 100 km a est di Västervik, con un’altitudine di soglia di 9,5 m s.l.m. (Strandberg et al. 2020). I cambiamenti del livello relativo del mare nella nostra area di studio sono poi confrontati con le curve di spostamento costiero dell’area di Blekinge, nel sud-est della Svezia (Yu 2003; Berglund et al. 2005) e del Golfo orientale di Finlandia, nel Mar Baltico orientale (es. Miettinen et al. 2007; Rosentau et al. 2013).

Il Primo Olocene (precedente a 8,5 cal. ka BP) – Transizione dall’Ancylus Lake al Mare Littorina

Questo intervallo temporale rappresenta l’Ancylus Lake e il passaggio al Mare Littorina. Nel periodo compreso tra 10,8 e 9,5 cal. ka BP, Brännerigolen era parte dell’Ancylus Lake. Condizioni di minor profondità prevalsero progressivamente in questo bacino, in particolare dopo 10,0 cal. ka BP, come indicato dall’elevata presenza di Fragilariaceae (Fig. 5). La sequenza lacustre di Ancylus a Gagern è caratterizzata da depositi di sabbia e limo, testimoniando la rielaborazione del till per azione delle onde in condizioni di bassa profondità. Condizioni analoghe sono state osservate anche a Lina Myr, isolata dall’Ancylus Lake a 9,3 ka BP (Strandberg et al. 2020). La regressione dell’Ancylus a Lina Myr fu inizialmente rapida (5–10 m), seguita da una fase di rallentamento (Svensson 1989). Nel Mar Baltico meridionale, l’Ancylus Lake raggiunse il suo apice a 10,3 cal. ka BP, a cui fece seguito un abbassamento del livello dell’acqua di 5 m (Jensen et al. 1999). Il primo afflusso di acqua salina nel Mar Baltico meridionale si verificò circa tra 9,8 e 9,4 cal. ka BP (Inizio del Mare Littorina), quando il bacino del Baltico si trovava al livello degli oceani (Andren et al. 2000; Berglund et al. 2005). Questo flusso di acqua salmastra raggiunse Gagern dopo 8,7 cal. ka BP, evidenziato dalla presenza di specie salmastre e alofite (Fig. 6). Il bacino di Brännerigolen, situato a un’altitudine superiore, fu dominato da specie indifferenti e d’acqua dolce durante questo lasso di tempo, indicando che l’afflusso di acqua salmastra non raggiunse l’altitudine di questo lago in quel periodo.

Olocene Medio (8,5–4,7 cal. ka BP)

Il periodo compreso tra 8,5 e 8,0 cal. ka BP corrisponde alla trasgressione L1 del Mare Littorina. Un notevole incremento delle specie alofile (principalmente Epithemia), unitamente a una diminuzione delle specie d’acqua dolce, segnala un moderato aumento della salinità a Gagern dopo 8,5 cal. ka BP (Fig. 6). Questo aumento probabilmente rappresenta la prima fase della trasgressione Littorina, L1 (Fig. 8). Tuttavia, il livello dell’acqua e la salinità erano relativamente bassi, poiché taxa non brackish e bentici predominano nella sequenza. Una flora di diatomee simile e condizioni corrispondenti sono state identificate a Lina Myr tra 8,5 e 8,0 cal. ka BP (Strandberg et al. 2020), rappresentando l’inizio della trasgressione Littorina in linea con L1 nell’area di Blekinge, SE Svezia (Fig. 8). Questo coincide con l’avvio di L1 a Pärnu, SW Estonia (Nirgi et al. 2020), isola di Hiiumaa, W Estonia (Vassiljev et al. 2015), pianura di Narva-Luga, NE Estonia (Rosentau et al. 2013) e sull’Istmo di Carelia, golfo orientale di Finlandia (Miettinen et al. 2007), culminando circa a 7,5–7,4 cal. ka BP (Berglund et al. 2005; Strandberg et al. 2020; Fig. 8).

Il lasso di tempo tra 8,0 e 6,2 cal. ka BP coincide con le trasgressioni L2 e L3 del Mare Littorina. Successivamente a 8,0 cal. ka BP, un incremento nel numero di spore di riposo di Chaetoceros spp. a Gagern indica un’ascesa della salinità e del livello dell’acqua (Fig. 6). A Brännerigolen e Svartsjön, l’effetto dell’innalzamento del livello del mare diventa evidente rispettivamente dopo 7,8 e 7,5 cal. ka BP, a causa della posizione più elevata di questi laghi (Figg. 4, 5). La sequenza di Svartsjön mostra la minore quantità di specie brackiche e planctoniche e la maggiore quantità di Fragilaria rispetto agli altri bacini (Fig. 4). Questo suggerisce che Svartsjön è stato meno influenzato dalla trasgressione, sia perché il bacino era situato più vicino alla massima linea costiera del Littorina, sia a causa della posizione di questo lago in una valle-fessura stretta.

In sintesi, la trasgressione del livello del mare osservata nel nostro ambito di studio corrisponde all’inizio della seconda trasgressione del Mare Littorina (L2) nel Mar Baltico meridionale e a Lina Myr.

La linea costiera massima del Mare Littorina nell’est di Gotland è stata identificata a 22 m s.l.m., basandosi su creste pronunciate orientate da nord a sud, composte da materiale modellato dalle onde a questa quota (Strandberg et al. 2020). La trasgressione L2 del Mare Littorina nell’area di Västervik coincide anche con l’inizio della trasgressione massima del livello del mare in Danimarca (Christensen & Nielsen 2008), come anche in Estonia (Rosentau et al. 2013; Nirgi et al. 2020) e nell’Istmo di Carelia, golfo orientale di Finlandia in Russia (Miettinen et al. 2007) (Fig. 8).

Il livello relativo del mare si è mantenuto a ≈ 22 m s.l.m. nel periodo tra 7,5 e 6,2 cal. ka BP, come indicato dalla presenza di specie brackiche nei siti di Svartsjön e Brännerigolen (Fig. 4, 5, 8). Tra 6,8 e 6,2 cal. ka BP, una alta concentrazione di diatomee, principalmente a Svartsjön, Brännerigolen e Maren, suggerisce un incremento della produttività primaria, verosimilmente dovuto a condizioni maggiormente saline associate alla trasgressione L3 e al massimo termico olocenico (Fig. 4, 5, 7). Ciò corrisponde alla salinità più elevata registrata nell’area di Blekinge (Berglund et al. 2005) e a un aumento della silice biogenica, della concentrazione di diatomee e della salinità nel Landsort Deep, nel bacino occidentale di Gotland (van Wirdum et al. 2019). A Lina Myr, sono state trovate evidenze di una regressione tra 7,4 e 7,0 cal. ka BP, seguita da un aumento della salinità e un leggero incremento della profondità relativa dell’acqua tra 6,7 e 6,1 cal. ka BP (Strandberg et al. 2020). Le curve di spostamento della linea di riva dall’Estonia indicano un picco di trasgressione dal 8,5 fino al 7,3 cal. ka BP (Rosentau et al. 2013; Nirgi et al. 2020; Fig. 8) o una regressione continua dopo l’8,0 cal. ka BP (Grudzinska et al. 2013; Vassiljev et al. 2015). Nel golfo orientale di Finlandia, la trasgressione massima tra 7,6 e 6,5 cal. ka BP è stata interrotta da un periodo di stasi a 7,2 cal. ka BP (Miettinen et al. 2007; Fig. 8).

Tra 6,2 e 4,6 cal. ka BP, i nostri dati forniscono evidenza della trasgressione L4 del Mare Littorina. Il momento dell’isolamento di Svartsjön coincide con la fine dell’estensione massima di L3, intorno a 6,2–6,0 cal. ka BP, nel Mar Baltico meridionale (Berglund et al. 2005) e a Lina Myr (Strandberg et al. 2020). In seguito, la curva di spostamento della linea di costa mostra un livello massimo stabile tra 6,0 e 4,6 cal. ka BP (Fig. 8). Questo è evidente nel sito di Brännerigolen dalla predominanza di specie salmastre, una tendenza verso valori più bassi dell’Indice di Perdita all’Ignizione (LOI) e la presenza di gyttja argillosa e gyttja laminata (Fig. 8). Durante questo periodo, il livello del mare si posizionava al di sopra o al livello della soglia di Brännerigolen, tra i 20 e i 21 m s.l.m., ma al di sotto della soglia di Svartsjön (22 m s.l.m.). Tuttavia, un influsso minore di acqua marina in questo lago non è da escludere durante tale periodo, dato che le specie salmastre sono ancora presenti in percentuali minori. Intorno a 6,0 cal. ka BP, un breve aumento delle specie d’acqua dolce a Gagern non è probabilmente attribuibile a un isolamento precoce di questo lago, poiché il livello del mare si trovava ancora a un’altitudine superiore (Fig. 6, 8). Questo evento è probabilmente collegato all’alto tasso di sedimentazione iniziato intorno a 6,5 cal. ka BP, rappresentando una pausa o addirittura un breve aumento dell’afflusso di acqua dolce. In questo periodo, si registra una tendenza verso valori LOI più bassi, indicando un incremento degli input minerogenici, mentre la presenza della specie reofila Meridion circulare suggerisce la presenza di correnti d’acqua (Krejci & Lowe 1987).

Il livello massimo a Västervik è contemporaneo alla trasgressione L4 nel Mar Baltico meridionale tra 5,3 e 4,7 cal. ka BP (Yu 2003). Lungo la costa del Grande Belt, trasgressioni simili sono state documentate tra 5,5 e 5,0 cal. ka BP (Hede 2003). Questo si correla con l’afflusso di acqua salina nel Bacino di Bornholm (Mar Baltico sud-occidentale) tra circa 5,5 e 4,0 cal. ka BP (Binczewska et al. 2018). Durante questo lasso di tempo, una regressione leggermente più lenta viene registrata in Estonia (Nirgi et al. 2020), mentre nel golfo orientale di Finlandia, la trasgressione si conclude intorno a 5,2 cal. ka BP (Miettinen et al. 2007) (Fig. 8).

La Figura 8 presenta una curva di spostamento della linea di costa basata sull’analisi di carote di sedimenti prelevate da quattro distinti bacini nell’area di Västervik, con un confronto con risultati analoghi ottenuti da altri studi nel Mar Baltico meridionale e orientale. Questo tipo di curva è usato per tracciare le variazioni storiche del livello relativo del mare con il passare del tempo, in particolare indicando le fasi di trasgressione marina, ovvero quando il mare avanza verso la terra, alzando il proprio livello rispetto alla costa.

Le fasi trasgressive L1, L2, L3, L4 e L5 corrispondono a sub-fasi distinte della trasgressione del Mare Littorina, definite in base agli studi condotti nella zona costiera di Blekinge, nel sud-est della Svezia (Yu 2003). Ogni sub-fase è indicata da un aumento nel grafico, rappresentando un periodo in cui il livello del mare si è alzato, influenzando le condizioni ambientali dei bacini. In particolare, le fasi di isolamento, segnate da una diminuzione nel grafico, rappresentano periodi in cui il livello del mare si è abbassato o si è allontanato dalle linee costiere, risultando nell’isolamento di corpi idrici precedentemente connessi al mare.

Le diverse linee sul grafico rappresentano i dati ottenuti dalle diverse località e studi:

• La linea continua nera indica i dati ottenuti dall’area di Västervik, specifici di questo studio.
• La linea tratteggiata nera si riferisce a dati da Lina Myr, nell’est di Gotland (Strandberg et al. 2020).
• La linea punteggiata nera proviene dall’Istmo di Carelia, la parte più orientale del Golfo di Finlandia (Miettinen et al. 2007).
• La linea continua rossa rappresenta i dati di Blekinge, nel sud della Svezia (Berglund et al. 2005; Yu 2003).

Gli eventi significativi, come l’isolamento dei bacini di Brännerigolen e Svartsjön, sono annotati direttamente sul grafico e mostrano come il cambiamento del livello del mare ha portato all’isolamento di questi bacini da influenze marine a date specifiche.

In sintesi, la Figura 8 è uno strumento visuale per interpretare i cambiamenti paleoambientali che hanno avuto luogo nel Mare Littorina durante l’Olocene medio e tardo, fornendo informazioni chiave sulle dinamiche di trasgressione e regressione del mare in relazione ai cambiamenti climatici e geologici passati.

Tardo Olocene (4.6–1.6 cal. ka BP). – Dopo il termine dell’alta marea circa a 4.6 cal. ka BP, il livello relativo del mare è sceso al di sotto dei 20 m s.l.m., portando all’isolamento del Lago Brännerigolen e successivamente del Lago Gagern (Fig. 8). Complessivamente, la curva di spostamento della linea di costa mostra un trend regressivo con un tasso medio di 10 mm a⁻¹ dal 4.6 al 4.2 cal. ka BP e di 4.6 mm a⁻¹ dal 4.2 al 1.6 cal. ka BP. Nel Lago Maren, il più basso in altitudine, si evidenziano periodi di minori trasgressioni e/o incrementi di salinità attraverso picchi nelle specie di diatomee brackish durante il Tardo Olocene (Fig. 7). Un elevato picco nelle spore di riposo di Chaetoceros spp. tra 5.0 e 4.8 cal. ka BP coincide con l’evento L4, mentre un picco simile tra 4.5 e 4.2 cal. ka BP corrisponde a una trasgressione minore post-Littorina (L5) nel Mar Baltico meridionale (Yu 2003) nonché a un evento di trasgressione nel Mare del Nord (Baeteman et al. 2011). Nel Lago Gagern, questa trasgressione è evidenziata da un picco in Pseudopodosira westii tra 4.5 e 4.3 cal. ka BP (Fig. 6). Dopo il 3.8 cal. ka BP, abbondanti quantità di specie di Rhabdonema nel Maren si manifestano quasi contemporaneamente a una fase marina nel Little Belt in Danimarca tra il 4.1 e il 3.0 cal. ka BP (Bungenstock et al. 2021) e a un innalzamento del livello del mare lungo la costa tedesca del Mare del Nord (Kotthoff et al. 2017). Tra il 2.2 e il 1.7 cal. ka BP, il predominio di Pseudopodosira westii nel Lago Maren corrisponde a un periodo di aumento della salinità nel Mar Baltico meridionale da circa 2.25 a 1.55 cal. ka BP (Binczewska et al. 2018) e a fluttuazioni del livello del mare lungo la costa lituana (Bitinas & Damušytė 2004). Più a nord, ci sono prove di una stasi del livello del mare in Finlandia sud-occidentale principalmente a circa 4.0 cal. ka BP e tra il 2.2 e il 1.7 cal. ka BP (Eronen et al. 2001).

Fattori Determinanti le Variazioni del Livello Relativo del Mare

Le variazioni eustatiche del livello del mare possono essere determinate da cambiamenti nel livello globale del mare dovuti allo scioglimento dei ghiacci o, a livello locale, da variazioni climatiche regionali (Rovere et al. 2016). L’influenza glacio-eustatica si è esaurita intorno a 6.0 cal. ka BP e, da quel momento, i cambiamenti del livello del mare nel Mar Baltico e nel Mare del Nord sono stati più influenzati dalle fluttuazioni climatiche regionali (Yu 2003; Vink et al. 2007; Lambeck et al. 2014; Fig. 9). Nella curva di spostamento costiero di Västervik, l’acme a 22 m s.l.m. tra 7.5 e 6.2 cal. ka BP è in linea con le trasgressioni L2 e L3 del Mare di Littorina e con il picco di salinità del Mare di Littorina (Willumsen et al. 2012; Kotthoff et al. 2017; van Wirdum et al. 2019). Questo fenomeno è stato ricondotto a una combinazione di fattori: (i) l’innalzamento eustatico del livello del mare associato alla deglaciazione finale della calotta glaciale Laurentide in Nord America attorno a 6.7±0.4 cal. ka BP (Ullman et al. 2016), (ii) l’incremento dell’area di sezione trasversale negli stretti danesi che ha favorito un maggiore afflusso di acqua marina dal Kattegat, e (iii) un clima più caldo durante il Massimo Climatico dell’Olocene, con un bilancio idrico nettamente inferiore e un apporto ridotto di acqua dolce, che ha portato a una maggiore salinità (Gustafsson & Westman 2002).

Il calo del livello relativo del mare, dovuto alla decelerazione dell’innalzamento globale del mare e al rimbalzo isostatico, ha portato gradualmente all’isolamento dei bacini dopo circa 6.2 cal. ka BP (Passe 1996; Behre 2007; Lambeck et al. 2014). Aggiunto a questa tendenza generale, la curva di spostamento costiero e i record diatomeici indicano periodi di alta marea prolungata, minori trasgressioni e/o aumenti di salinità. Questo si manifesta con picchi nelle specie salmastre a Brännerigolen fino a 4.6 cal. ka BP, così come in Gagern e Maren intorno a 4.5–4.2 cal. ka BP e in Maren principalmente nei periodi 3.8–3.6 e 2.4–1.7 cal. ka BP (Figg. 8, 9).

La Figura 9 presenta una serie di dati paleoambientali utilizzati per interpretare i cambiamenti storici nel livello relativo del mare e la salinità nella regione del Mar Baltico.

1. Rapporto delle Diatomee: Sul lato sinistro, sono rappresentate le curve dei rapporti delle specie di diatomee, che sono alghe microscopiche utilizzate come indicatori della salinità dell’acqua nei corpi idrici. Queste curve mostrano il rapporto tra diatomee che prediligono ambienti brackish (salmastra) e halophilous (amanti del sale) rispetto a quelle indifferenti e di acqua dolce per tre laghi (Brännerigolen, Gagern e Maren). I valori più alti indicano periodi di maggiore salinità, che possono essere associati a trasgressioni del mare, ovvero quando il mare invade spazi precedentemente occupati da terre emerse.
2. Indice NAO: Al centro, è illustrata la ricostruzione dell’indice della Oscillazione Nord Atlantica (NAO) basata sul lavoro di Olsen et al. (2012). L’indice NAO è un indicatore di pattern climatici a larga scala che influenza le condizioni meteorologiche in Europa e Nord America. Un valore positivo dell’indice NAO generalmente porta a inverni più miti e umidi in Europa e a condizioni più calde che possono favorire l’aumento della salinità nel Mar Baltico a causa di un maggior apporto di acque marine più salate.
3. Sedimenti Indotti da Tempeste: Sono presentati anche i record di sedimenti indotti da tempeste in Danimarca occidentale (Goslin et al. 2018) e in Fennoscandia settentrionale (rettangoli neri, Käyhkö et al. 1999), che possono essere correlati a periodi di maggiore tempestosità e quindi possibilmente a un indice NAO positivo.
4. Curve del Livello del Mare: Sul lato destro, ci sono le curve del livello del mare per la Germania nord-occidentale e i Paesi Bassi occidentali (Vink et al. 2007), che tracciano le variazioni storicamente osservate del livello del mare. Queste curve sono importanti per comprendere i cambiamenti regionali eustatici e isostatici del livello del mare.
5. Correlazioni Temporali: Le linee tratteggiate attraverso i vari dataset indicano periodi di rapporti elevati (picchi nelle specie brackish-marine) che coincidono con un indice NAO positivo. Ciò suggerisce una correlazione tra condizioni climatiche dominate da venti occidentali più intensi, una maggiore tempestosità nell’Atlantico settentrionale, e un aumento della salinità nel Mar Baltico.
6. Fasi Littorina: L1, L2, L3, L4 e L5 rappresentano sub-fasi trasgressive del Mare di Littorina nel Mar Baltico meridionale, che sono state identificate e datate in precedenti studi (Yu 2003). Questi sono momenti specifici nel tempo quando il livello del mare era in fase di trasgressione, risultando in un aumento della salinità come registrato dalle diatomee.

La combinazione di questi dati fornisce una comprensione integrata di come fenomeni climatici su larga scala, come l’indice NAO, e eventi geologici locali, come le trasgressioni marine e i cambiamenti del livello del mare, abbiano interagito e influenzato le condizioni ambientali nella regione del Mar Baltico durante il tardo Olocene.

Le variazioni nei livelli del mare e nella salinità potrebbero derivare da cambiamenti nelle quantità di precipitazioni e nell’intensità dei venti di ponente, che sono ulteriormente correlati a variazioni nella temperatura superficiale del mare nell’Atlantico Nord (SST) e nei pattern atmosferici (Schimanke & Meier 2016; Radtke et al. 2020). Alcuni studi hanno evidenziato che le fasi positive dell’Oscillazione Nord Atlantica (NAO) e/o dell’Oscillazione Multidecennale dell’Atlantico (AMO) possono causare una salinità inferiore al normale a causa dell’incremento delle precipitazioni e dell’apporto di acqua dolce dovuto ai venti occidentali caldi e umidi (Zorita & Laine 2000; Meier & Kauker 2003; Borgel et al. 2018). Tuttavia, la parte sud-orientale della Svezia è riparata dagli effetti dei venti occidentali umidi grazie alla sua posizione sul versante sottovento delle Scandes (Montagne Scandinave), pertanto si è osservata una debole correlazione tra la NAO e le precipitazioni invernali in questa regione (Uvo 2003).

Altre ricerche indicano che venti occidentali più intensi durante indici NAO positivi sono correlati con temperature più alte nel sud della Svezia (Chen & Hellström 1999), il che porta a un incremento dell’evaporazione e a un influsso maggiore di acque più salate dalle aree del Mare del Nord e Skagerrak (Andersson 2002; Ni et al. 2021). Nel nostro studio, i picchi nelle specie a salinità variabile generalmente coincidono con fasi NAO positive e periodi di tempeste intense in Danimarca occidentale e nel nord della Fennoscandia (Käyhkö et al. 1999; Olsen et al. 2012; Goslin et al. 2018; Fig. 9). Il periodo compreso tra 4.5 e 4.2 ka cal. BP, caratterizzato da spore di riposo di Chaetoceros spp. e Pseudopodosira westii a Gagern e Maren, corrisponde inoltre a progradazioni di creste di spiaggia e formazione di dune a seguito di un incremento dell’attività delle tempeste in Islanda e nel nord-ovest della Francia (Jackson et al. 2005; Billeaud et al. 2008; Sorrel et al. 2009). A Maren, i picchi di Pseudopodosira westii tra 2.4 e 1.7 ka cal. BP coincidono con il Periodo Caldo Romano (RWP), un’epoca di riscaldamento climatico esteso in Europa caratterizzata da indici NAO costantemente positivi (Olsen et al. 2012; Drake 2017; Fig. 9). Nel complesso, i nostri risultati sottolineano che i periodi di trasgressione e/o aumento della salinità nell’area di Västervik durante l’Olocene Tardo possono essere attribuiti a una combinazione di clima più caldo e maggiore afflusso di acque salate, causato da venti occidentali più intensi dovuto a cambiamenti nei modelli atmosferici dell’Atlantico Nord.

Conclusioni

La costa della parte centrale del Baltico Proprio, ovvero la costa sud-est della Svezia e le coste di Lettonia, Estonia e le parti meridionali della Finlandia, hanno subito significativi cambiamenti della linea di costa, sia in termini di transgressione che di regressione, a causa dell’interazione tra il sollevamento del suolo e l’innalzamento eustatico del livello del mare. Nonostante l’aumentare degli studi in queste aree, permangono tuttavia notevoli incertezze riguardo alla cronologia dell’avvio del Mare Littorina e al numero delle transgressioni.

In questo lavoro, è stata condotta una dettagliata ricostruzione dello spostamento della linea di costa per l’area di Västervik-Gamlebyviken, sulla costa sud-est della Svezia, basata su quattro registri di diatomee provenienti da quattro bacini lacustri. I nostri nuovi dati forniscono evidenza di quattro transgressioni del Mare Littorina che hanno interessato quest’area dall’8.5 fino al 4.2 ka cal. BP, mentre altri studi lungo la stessa isobase (2–3 mm all’anno) dal Mar Baltico orientale indicano una regressione continua dopo la massima transgressione Littorina avvenuta tra circa 8.5 e circa 7.0–6.0 ka cal. BP. I nostri risultati suggeriscono che l’inizio della transgressione del Mare Littorina (L1) è avvenuto intorno a 8.5 ka cal. BP, seguito da un innalzamento del livello relativo del mare di 7 m che ha raggiunto un’altitudine di 22 m s.l.m. dopo il 7.7 ka cal. BP. Un massimo stand elevato a questa altitudine è evidente dal 7.5 al 6.2 ka cal. BP.

Queste fasi coincidono, rispettivamente, con la seconda e terza transgressione del Mare Littorina, nella Lina Myr, nell’est di Gotland e nell’area di Blekinge, nel sud della Svezia. Un incremento della produttività primaria, principalmente tra 6,9 e 6,2 ka cal. BP, può verosimilmente essere attribuito a condizioni più salate e calde associate alla transgressione del livello del mare e all’apice climatico dell’Olocene. Dopo i 6,2 ka cal. BP, il livello relativo del mare è sceso al di sotto dei 22 m s.l.m., anche se è rimasto a un’altitudine di circa 20 m s.l.m. fino a 4,6 ka cal. BP. Questo periodo di massimo livello coincide con la transgressione L4 nell’area di Blekinge. Dal 4,6 al 4,2 ka cal. BP, la curva di spostamento della costa mostra una tendenza regressiva con un valore medio di 10 mm a^-1 e successivamente 4,6 mm a^-1 dal 4,2 al 1,6 ka cal. BP, quando il livello relativo del mare è sceso al di sotto dei 3,3 m s.l.m. La massima transgressione dopo gli 8,0 ka cal. BP e il massimo livello tra i 7,5 e i 6,2 ka cal. BP sono associati all’innalzamento eustatico del livello del mare e sono coerenti con la fase finale della deglaciazione nordamericana. Durante il Tardo Olocene, il livello alto persistente fino a circa 4,6 ka cal. BP e i periodi di minori transgressioni e/o di maggiore salinità sono attribuiti a un clima più caldo e a un maggiore afflusso di acqua salata nel Mar Baltico meridionale, dovuto a venti occidentali più intensi, entrambi influenzati da modalità NAO positive.