https://onlinelibrary.wiley.com/doi/full/10.1002/jqs.3461

Discussione

Cambiamenti sedimentologici e vegetazionali indotti dal clima nel Younger Dryas

Nel periodo del Younger Dryas (12.900–11.700 anni calibrati prima del presente), il Lago PNI presentava un ambiente di tipo paludoso, caratterizzato da elevati valori di Cyperaceae, Alisma e Sparganium, con una predominanza di sedimentazione di materiale siliciclastico di origine terrigena (minerali argillosi, quarzo, albite) (Fig. 3) e bassi livelli di carbonio organico totale (TOC) (Fig. 4). Questo è ulteriormente confermato da dati geochemici che evidenziano un alto contenuto di componenti terrigeni (ad esempio, Ti, vedi Figura Supplementare 2, Unità D). Seguendo la deglaciazione del Wurm, l’area ha subito la deposizione di materiale silteo eolico, proveniente principalmente da rocce metamorfiche e ignee erose dal ghiaccio e dal vento, probabilmente originarie delle Alpi centro-orientali (Skaberne et al., 2009). La composizione mineralogica del materiale eolico esaminato nei suoli da Skaberne et al. (2009) risulta simile ai nostri campioni, includendo quarzo, albite, muscovite, argille e alcuni minerali pesanti come anfiboli, pirosseni e granati. Analogamente ad altre regioni delle Alpi (Tinner et al., 1996; Pini, 2002; Ilyashuk et al., 2009; Finsinger et al., 2021), la vegetazione circostante il lago (Fig. 5, 6) era costituita da una tundra erbosa-forestale con presenze sparse di Pinus e Betula e erbe perenni (Artemisia, Poaceae). Tra 12.450 e 12.200 anni calibrati prima del presente si è osservato un incremento nella sedimentazione di carbonati e una diminuzione nella sedimentazione di materiale amorfo (Fig. 4). Inoltre, il rapporto C/N, che indica l’apporto di materia organica di origine terrigena (Meyers, 1994), è aumentato, mentre il rapporto Ca/Ti è diminuito, segnalando un maggiore apporto terrigeno siliciclastico (Kylander et al., 2011). Ciò suggerisce l’ipotesi di un inizio di condizioni climatiche più umide e calde (Bajard et al., 2016) nella regione, che hanno causato la rimobilizzazione della frazione fine di till carbonatico terrigeno e il colmamento della palude.

Tra 11.700 e 10.200 anni calibrati prima del presente, i dati mineralogici evidenziano i massimi valori di materiale amorfo, mentre il contenuto di calcite e dolomite risulta estremamente ridotto. Questa condizione è associata a una diminuzione supplementare di Ti e a un marcato incremento di Br, che dimostra una significativa affinità per la materia organica (Leri e Myneni, 2012; Bajard et al., 2016), potenzialmente in relazione all’accumulo di materia organica di origine algale (Guevara et al., 2019) e alla presenza di diatomee (Kerfoot et al., 1999). Un rapporto C/N intorno a 15 suggerisce una miscela di materia organica algale lacustre e terrigena. I valori più bassi di Ti, correlati a una copertura vegetale più estesa, riflettono una rapida diminuzione dell’apporto terrigeno a seguito della stabilizzazione dei suoli (Bajard et al., 2016). Nel periodo compreso tra 11.800 e 11.600 anni calibrati prima del presente, l’espansione di Picea, Larix, Quercus e Ulmus indica un ambiente più caldo e umido. Circa a 11.600 anni calibrati prima del presente, l’area circostante il Lago PNI era già ricoperta da foreste (90% dei taxa arborei), come ulteriormente confermato dalla presenza di stomi di Picea, che implica una presenza locale. Ciò indica che il limite degli alberi si è spostato verso quote più elevate nei 100-200 anni successivi al limite Pleistocene-Olocene (11.700 anni calibrati prima del presente). Una rapida espansione dei taxa arborei è stata osservata anche nelle Alpi svizzere centrali (Tinner e Kaltenrieder, 2005), nelle prealpi venete (Vescovi et al., 2007), dimostrando una veloce risposta della vegetazione al riscaldamento climatico dell’Olocene. Valori elevati di Pb tra 11.800 e 11.600 anni calibrati prima del presente potrebbero essere attribuiti al trasporto eolico di particelle polverose dal Sahara (Shotyk et al., 1998, 2002), considerato che il bacino è composto esclusivamente da rocce carbonatiche (Rman e Brenčič, 2008). Si presume che il Pb sia stato parzialmente convogliato nell’area del bacino attraverso la rimobilizzazione di materiale polveroso “vecchio” durante il processo di fusione dei ghiacciai, dove la polvere sahariana era stata depositata durante i periodi più freddi, e l’afflusso atmosferico dal Sahara (Jiménez‐Espejo et al., 2014).

La pirite è stata rilevata a 11.400 anni calibrati prima del presente e nel periodo compreso tra 10.600 e 10.200 anni calibrati prima del presente, indicando condizioni anaerobiche occasionali nel lago. Un rapporto medio C/N di 20 suggerisce la presenza di carbonio organico di origine terrigena, verosimilmente derivante dal suolo. Le condizioni anossiche possono essere ulteriormente confermate da valori molto bassi di δ13Coc, che variano da -37,9‰ a -36,1‰. Un processo che potrebbe portare a tali bassi valori di δ13Coc è l’ossidazione del metano biogenico appauvrito di 13C, rilasciato dai sedimenti alla colonna d’acqua, che ha contribuito a un appauvimento di 13C nel CO2 disciolto, aggiunto al serbatoio di carbonio inorganico disciolto (DIC). Questo implica che l’assimilazione di questo DIC porterebbe alla sintesi di biomassa appauvrita di 13C. In alternativa, il metano biogenico appauvrito di 13C, formatosi nei sedimenti, potrebbe avere favorito l’espansione di organismi metanotrofici che hanno prodotto biomassa appauvrita di 13C (Hollander e Smith, 2001 e referenze allegate). Valori più alti di gesso (11.100–10.100 anni calibrati prima del presente) rappresentano un tratto diagenetico e sono il risultato dell’ossidazione della pirite attraverso l’azione dell’acqua ossidante arricchita di calcio (Bain, 1990).

Tra 10.200 e 4.500 anni calibrati prima del presente (cal a BP), la percentuale di taxa arborei rimane alta (>90%), indicando che l’area circostante il lago era densamente forestata. Tuttavia, da un punto di vista mineralogico, questa unità risulta essere piuttosto eterogenea, con valori più elevati di calcite e dolomite, suggerendo un apporto di carbonati dal bacino idrografico e minori quantità di materia organica. Valori più alti di δ13Coc e di rapporto C/N, che arrivano fino a 40, suggeriscono un apporto terrigeno di materia organica, supportato da una diminuzione del contenuto di Br durante l’incremento a breve termine dei valori di C/N. I rapporti C/N più elevati nel sedimento (28–40) sono accompagnati dai massimi contenuti di TOC (25,1–34,5% in peso). Nonostante ciò, l’ampia presenza di dolomite, unita alla variazione a breve termine del contenuto di Ca, indica un ingresso di carbonati terrigeni, possibilmente a causa di periodi più brevi di precipitazioni intensificate, ancora influenzati dagli elementi finali terrigeni (vedere Figura Supplementare 2). Inoltre, l’erosione continua, nonostante l’intensa copertura forestale circostante, può essere dedotta da valori relativamente alti di Ti. I contributi relativi di carbonio alloctono (terrestre) e autoctono al TOC sedimentario sono stati valutati attraverso un bilancio di massa isotopico (Ogrinc et al., 2005), dove si stima che la frazione terrigena possa costituire fino al 75% del TOC. Questo è ulteriormente confermato dai valori di Sr (vedi Fig. 4) che indicano un ingresso di carbonati dal bacino idrografico tramite erosione (Kylander et al., 2011), in corrispondenza con i valori di Ca.

L’espansione relativamente tardiva del Corylus (intorno a 10.200 anni calibrati prima del presente) corrisponde ad altri record pollinici rilevati nelle Alpi meridionali (Lago Piccolo di Avigliana, Finsinger et al., 2006; Lago di Origlio, Tinner et al., 1999), dove le specie Quercus e Ulmus hanno preceduto l’espansione del nocciolo. Diversi studi hanno concluso che l’espansione successiva del nocciolo fu dovuta a una ridotta disponibilità di umidità nel primo Olocene (Tinner e Lotter, 2001; Finsinger et al., 2006). Le ricostruzioni delle temperature basate sui chironomidi nelle Alpi centro-orientali hanno evidenziato maggiori contrasti stagionali con estati calde e secche e inverni freddi, tra circa 10.000 e 8.600 anni calibrati prima del presente, raggiungendo un massimo termico di temperature fino a 4,5°C superiori rispetto ai valori attuali (Ilyashuk et al., 2011). Inoltre, Feurdean et al. (2008) hanno identificato, nella Romania nord-occidentale, due eventi su scala centennale intorno a 10.350–10.100 e 8.350–8.000 anni calibrati prima del presente, caratterizzati da temperature invernali più basse, ridotte precipitazioni e un incremento delle temperature estive. Questo corrisponde grossomodo al nostro record pollinico, che indica due massimi di Corylus (circa il 20%) tra 10.000–9.900 e 8.400–8.300 anni calibrati prima del presente. Theuerkauf et al. (2014) hanno ipotizzato che la diffusione del nocciolo sia avvenuta dai versanti sud più caldi durante il clima più secco nell’Europa centrale settentrionale, circostanza che potrebbe essere applicata anche al nostro sito. Finsinger et al. (2006) e Tinner et al. (2005) hanno suggerito che la propagazione di Corylus sia stata favorita dagli incendi boschivi, tuttavia i nostri dati non confermano questa teoria poiché l’apporto di carbone non mostra un incremento significativo né prima né durante i picchi di Corylus. Di conseguenza, supponiamo che i fattori predominanti per l’espansione di Corylus siano stati di natura climatica, caratterizzati da un maggiore contrasto stagionale (inverni più freddi ed estati calde) e da un clima generalmente più arido. Questo ha causato uno stress idrico alla maggior parte degli altri taxa arborei, soprattutto durante il periodo vegetativo, consentendo così la diffusione del Corylus, in quanto più adatto a periodi prolungati di siccità (Finsinger et al., 2006).

Tuttavia, nel periodo compreso tra i due apici di Corylus (9900–8400 cal a.C.), la proporzione di Fagus è aumentata fino a raggiungere il 25%, segnalando un ulteriore spostamento verso l’alto del limite del bosco con Fagus situato a quote inferiori e le foreste di Picea a quote superiori. Studi precedenti condotti in diverse regioni della Slovenia hanno evidenziato valori relativamente elevati di Fagus nel primo Olocene (Šercelj, 1963; Culiberg et al., 1981; Andrič et al., 2008). Alla luce delle analisi genetiche, è stato suggerito che i rifugi di Fagus si trovassero in Slovenia e nella parte settentrionale della Croazia (Magri et al., 2006; Brus, 2010).

Insieme ad Abies, Fagus rappresenta uno dei taxa maggiormente tolleranti all’ombra e dipendenti dall’acqua (Leuschner e Ellenberg, 2017). Un confronto tra le risposte ecofisiologiche delle popolazioni attuali di Abies e Fagus nei Dinaridi ha dimostrato che Abies è più vulnerabile alla siccità e, più in generale, alle condizioni di aridità, mentre Fagus mostra una maggiore capacità di rigenerazione rapida (Čater e Levanič, 2019). Di conseguenza, proponiamo che l’ambiente nelle Alpi sud-orientali fosse ancora caratterizzato da un marcato contrasto stagionale con frequenti periodi di siccità estiva, sebbene le condizioni climatiche fossero ancora sufficientemente favorevoli per la colonizzazione da parte di Fagus. Magri et al. (2006) hanno ipotizzato che Fagus fosse in grado di espandersi nelle aree collinari e montuose caratterizzate da adeguate condizioni di umidità, evitando le pianure aride come la Pianura Pannonica e la Pianura Padana. Attualmente, le Alpi Giulie sono soggette alle massime precipitazioni alpine (ARSO, 2021) con una precipitazione annua media compresa tra 2500 e 3000 mm (Ogrin, 1996), fenomeno influenzato dai venti umidi sud-occidentali che soffiano perpendicolarmente alla barriera orografica Dinarico-Alpina (ARSO, 2021).

Lambeck et al. (2004) hanno rilevato che intorno a 14.500 anni calibrati a.C., il livello del mare Adriatico era inferiore di circa 85–90 metri. Una velocità di subsidenza relativamente bassa, intorno a 1 mm per anno, ha permesso un cambiamento nel livello del mare nel primo Olocene, provocando l’inondazione del Mare Adriatico settentrionale. La base di questa trasgressione marina è confermata da numerosi profili sismici di altissima risoluzione e analisi delle facies su carote sedimentarie, che evidenziano strati di torba risalenti al Younger Dryas (Correggiari, Roveri & Trincardi et al., 1996). Ravazzi et al. (2006) hanno argomentato che queste condizioni terrestri abbiano generato un clima più continentale nel tardo Pleistocene, dimostrato dall’assenza di alberi a foglia larga termofili, accanto a cespugli ed erbe adattati a siti aridi negli Appennini. Inoltre, all’inizio dell’Olocene, l’espansione di taxa quali Abies fu impedita o ritardata a causa di una minore umidità. Ciò è coinciso con l’avanzamento del mare sulla depressione del Nord Adriatico.

Nonostante le condizioni più continentali, potrebbe essere stata presente una maggiore precipitazione nel primo Olocene rispetto ad altre parti delle Alpi, permettendo così lo sviluppo di popolazioni di Fagus nell’area. Tuttavia, a causa delle limitate ricostruzioni paleoclimatiche nelle Alpi sudorientali, non è possibile delineare con precisione perché il microclima fosse tanto favorevole per le popolazioni di Fagus rispetto ad altre regioni alpine.

Come in altre aree alpine, un evento freddo intorno a 8200 anni calibrati a.C. provocò un calo delle temperature medie di 1,5–2°C (Tinner e Lotter, 2001). Con il calo delle temperature estive e il conseguente minor stress da siccità, vi fu un’espansione di Abies circa 8200 anni calibrati a.C., e un incremento congiunto di Abies e Fagus sopraffè Corylus, che andò in declino. Ricerche recenti focalizzate sulle popolazioni moderne di Abies hanno identificato come una delle principali cause delle ridotte proporzioni di Abies nel sud Europa i periodi di stress idrico indotto dalla siccità, associati a un clima più secco e caldo (Hernández et al., 2019).

Polleni sporadici di Plantago lanceolata e spore del genere Sporormiella sono stati identificati a 7500 anni calibrati a.C. (Fig. 6). Behre (2007) ha proposto che Plantago sia originario dell’Europa centrale, dato che è comparso occasionalmente nei diagrammi pollinici prima dell’insorgere delle attività antropogeniche. Tuttavia, altri studiosi hanno indicato Plantago lanceolata come un archeofita, ovvero una specie non autoctona dell’Europa centrale (Leuschner e Ellenberg, 2017). In aggiunta, i ritrovamenti di Sporormiella potrebbero essere attribuibili al pascolo di animali selvatici nell’area (Davis e Shafer, 2006; Ejarque et al., 2011). Nonostante ciò, la presenza congiunta di Plantago lanceolata e Sporormiella suggerisce un’incidenza antropogenica bassa sull’ambiente circostante l’area di pascolo del Lago PNI. Non sono state trovate spore di Sporormiella prima del Neolitico e i pollini di Plantago lanceolata sono stati rilevati in due campioni. Pini et al. (2017) hanno ipotizzato che le comunità neolitiche fossero probabilmente presenti solo stagionalmente nelle alture alpine e non avessero un impatto drastico sull’ambiente. Inoltre, con l’incremento nel rapporto Ca/Ti e nel flusso di carbone (Fig. 7) e l’assenza di segni di deforestazione (Fig. 6), si presume che il pastoralismo fosse confinato a pascoli piccoli e localizzati, i quali provocavano erosione e produzione lacustre a causa del trasporto di maggiore materia organica nel lago.

In altre regioni delle Alpi, l’impatto antropico sull’ambiente è stato documentato sin dall’inizio del Neolitico nelle valli alpine (per esempio, Colombaroli et al., 2013) e dal Neolitico medio al tardo nelle regioni montane (Schwörer et al., 2014; Pini et al., 2017; Gilck e Poschlod, 2021).

Nel periodo compreso tra 5900 e 4500 anni calibrati a.C., si è registrato un declino di Fagus e un maggior diffondersi di Abies e Picea, quest’ultima caratterizzata dalla regolare presenza di stomi. In aggiunta, Plantago lanceolata non era presente nel lasso temporale tra 5400 e 4400 anni calibrati a.C. L’area circostante il lago era probabilmente caratterizzata da una copertura forestale intensa (>90% dei taxa), suggerendo una presenza più localizzata di Picea e Abies, mentre Fagus occupava quote inferiori. Le ricostruzioni paleoclimatiche indicano un abbassamento delle temperature in questo arco temporale (5300–4900 anni calibrati a.C. e 4600–4400 anni calibrati a.C., Haas et al., 1998; 5600–5000 anni calibrati a.C., Magny e Haas, 2004), che potrebbe aver favorito l’espansione di Abies e Picea.

Impatto umano sottile sulla vegetazione?

Tra 4500 e 430 anni calibro prima del presente (cal a BP), il faggio (Fagus) era il taxon dominante nell’area. Insieme all’incremento di ontano (Alnus), che richiede un’alta umidità del suolo (Dakskobler et al., 2013), ciò può essere attribuito a condizioni più umide. L’assenza di stomi di peccio (Picea) e valori più elevati di faggio possono indicare che localmente era presente una foresta subalpina di faggio, con foreste di peccio a quote più elevate. Il carpino bianco (Carpinus betulus) e il carpino orientale/Ostrya erano più abbondanti, probabilmente a causa della deforestazione delle foreste di faggio (Dakskobler, 2015) per il pascolo. La composizione della foresta e il tipo di lettiera influenzano la composizione chimica e il pH del suolo, che può essere eroso e trasportato nel lago (Bajard et al., 2016). Nel Lago PNI, i picchi di calcio (Ca) sono caratteristici per il periodo precedente a quello in cui il faggio divenne il taxon dominante nella regione (ovvero 8200–4500 anni cal a BP), presumibilmente a causa degli effetti acidificanti degli aghi di peccio sui suoli (Berger et al., 2004). Questo aumentava l’acidificazione dei suoli e, di conseguenza, le concentrazioni di Ca in forma solubile erano più alte. Eventualmente, con la sostituzione delle foreste di peccio con quelle di faggio, si verificava una diminuzione del carbonato terrigeno che veniva trasportato nel lago (Fig. 4). Inoltre, un possibile stabilimento locale di foresta di faggio potrebbe essere stata la causa della bassa concentrazione di carbonato terrigeno in quel periodo (tra 3500 e 500 anni cal a BP, Unità B), poiché gli alberi a foglia larga regolano la quantità di pioggia che raggiunge il suolo durante eventi di forte pioggia (Altieri et al., 2018), risultando in un’erosione del suolo limitata e quindi in un’area di bacino stabilizzata. Tuttavia, il rapporto C/N varia tra 15 e 25, indicando un apporto misto di materia organica autoctona e alloctona nel lago (Enters et al., 2006).

Dall’Età del Bronzo (4300 anni calibrati prima del presente, cal a BP) in poi, l’impatto umano diventa più evidente, manifestandosi in una riduzione della proporzione di taxa arborei, in particolare di Abies (con un massimo del 5%), segno indicativo del pascolo nelle foreste (Tinner et al., 1999). Gli indicatori antropogenici, principalmente Plantago lanceolata, erano costantemente presenti in tutta l’area. Tuttavia, il calo graduale dei taxa arborei potrebbe suggerire che la pressione antropogenica sull’area di pascolo attorno al Lago PNI non era così marcata come nelle zone di pianura, specialmente nell’Età del Ferro, intorno a 2600 anni cal a BP (Andrič et al., 2020). La maggior parte dei reperti archeologici nella zona sono stati scoperti oltre i 1500 metri sul livello del mare (m s.l.m.) (Fig. 1d), presumibilmente nelle aree prative che non necessitavano di disboscamento preventivo (Ogrin, 2010). È probabile che i pastori tenessero il loro bestiame a quote più elevate, dove i prati erano presenti naturalmente. A Vodene Rupe (1600 m s.l.m.), è stato ritrovato un campanaccio in bronzo datato al periodo romano (1900–1700 anni cal BP) (Ogrin, 2010), confermando il pastoralismo in alta quota. Inoltre, le percentuali più basse di carbone suggeriscono l’assenza di incendi di origine antropica in questo periodo.

In altre parti delle Alpi, la transumanza verticale stagionale è stata sviluppata sin da 7000 anni BP (Hafner e Schwörer, 2018), e la lavorazione dei latticini a partire dalla tarda età del Bronzo/inizio età del Ferro (Carrer et al., 2016), portando alla costruzione di strutture più permanenti con fondamenta in pietra (Dietre et al., 2020). Questo fenomeno si registrava anche nelle Alpi Giulie fin dall’Età del Ferro, dove sono state rinvenute strutture in pietra principalmente nelle Montagne Inferiori di Bohinj. La ragione principale era che le persone appartenenti al gruppo culturale di Sv. Lucija (nell’area dell’odierna Most na Soči) attraversavano le Montagne Inferiori di Bohinj (Fig. 1a; Ogrin 2010) alla ricerca di minerali nella zona di Bohinj (Gabrovec, 1974).

La maggioranza dei reperti archeologici, specialmente nelle Montagne Inferiori di Bohinj, sono stati datati al periodo romano. Si presume che l’ampia regione di Bohinj fosse parte del Regnum Noricum (Gabrovec, 1987), noto per i suoi manufatti metallici di qualità, apprezzati dai Romani ed esportati ad Aquileia (Golfo di Trieste). Ciò era reso possibile dalla presenza di abbondanti giacimenti minerari nella zona, probabilmente estratti nelle aree montane, dove il minerale veniva raccolto vicino agli edifici in pietra (Dolga Planja na Voglu; Ogrin, 2020). Valori elevati di piombo (Pb) nel periodo romano (2000–1800 anni calibrati prima del presente, cal a BP; Fig. 4) indicano un’attività metallurgica. A partire dal 1950 anni cal a BP, il noce (Juglans) compare costantemente nei diagrammi pollinici, suggerendo che la diffusione del noce potrebbe essere stata favorita dall’arrivo dei Romani (Mercuri et al., 2013).

Le migrazioni delle tribù germaniche, unniche e slave durante la tarda antichità e l’inizio del medioevo (1500–1000 anni cal a BP) costrinsero le popolazioni locali a cercare rifugio in insediamenti situati a quote maggiori (Ogrin, 2010). Questi insediamenti erano prevalentemente localizzati nelle Montagne Inferiori di Bohinj (Poljanica za Zadnjim Voglom) e alcuni nelle stesse località già utilizzate durante l’età del ferro e il periodo romano (Kal za Zadnjim Voglom, Dolga Planja na Voglu; Ogrin, 2010, 2020). Tuttavia, la riduzione dei valori di Pb testimonia un calo delle attività metallurgiche, che si manifesta in un lieve incremento dei taxa arborei.

Da 1500 anni calibrati prima del presente (cal a BP), il polline di segale (Secale) e da 1000 anni cal a BP, il polline di tipo Cerealia, appaiono frequentemente nei registri pollinici. Tuttavia, le fonti storiche sono limitate per quanto riguarda la coltivazione in aree arative degli altopiani delle Alpi Giulie. In aggiunta, i cereali sono piante autogame e quindi hanno una diffusione limitata (Bottema, 1992; Tinner et al., 2007), risultando quindi scarsamente rappresentati negli assemblaggi pollinici (Soepboer et al., 2007). Tuttavia, non si può escludere del tutto la dispersione a lunga distanza o il trasporto di polline nel pelo o nelle feci del bestiame (Dietre et al., 2020).

Tra l’XI e la metà del XVI secolo (900–450 anni cal a BP), i livelli di piombo (Pb) aumentano nuovamente, segnalando una ripresa dell’attività metallurgica. Nelle zone di pianura, furono costruite semplici fornaci a Mošenac nel XI secolo, a Češnjica nel XII secolo e a Staro Kladʼvo (a est del Lago di Bohinj) nel XIV secolo (Cundrič, 2002). Tuttavia, a differenza della zona del Lago di Bohinj (Andrič et al., 2020), la proporzione di Fagus non diminuì, il che potrebbe indicare che l’attività di taglio degli alberi era principalmente confinata alle zone di pianura. Il tasso di sedimentazione incrementò durante questo periodo, dovuto all’apertura del paesaggio, ciò coincide con una leggera diminuzione nella proporzione dei taxa arborei (principalmente Abies).

Valori elevati di piombo (Pb) nei periodi Romano e dal Medioevo avanzato al Tardo Medioevo potrebbero derivare da dinamiche regionali e essere il risultato del trasferimento da centri metallurgici di maggiori dimensioni. È molto probabile che tali trasferimenti provenissero dai Balcani (Longman et al., 2018); tuttavia, non si possono escludere del tutto anche i centri in Spagna (Elbaz-Poulichet et al., 2020). Ciononostante, numerosi ritrovamenti archeologici nelle alture e nelle valli delle Alpi Giulie testimoniano la presenza di scorie nelle immediate vicinanze di siti archeologici e strutture per la lavorazione del ferro (Mohorič, 1969), indicando che il segnale è perlomeno parzialmente locale. Sarebbero però necessarie ulteriori analisi per discriminare i segnali di piombo locali da quelli di ambito regionale.

Impatto umano intensivo tramite pastorizia e lavorazione del ferro

Nell’epoca moderna (dopo 430 anni calibrati prima del presente), l’impatto dell’uomo sull’ambiente, in particolare riguardo alla deforestazione, è stato considerevole. In questa unità stratigrafica, il calcite rappresenta il minerale predominante, affiancato da un apporto elevato e costante di materiale amorfo. Al contrario, i minerali di origine terrigena come la dolomite, l’argilla e il quarzo sono presenti solo in percentuali minori. Tuttavia, a seguito di un incremento drastico del tasso di sedimentazione (Unità A), è probabile che il flusso di materiale terrigeno sia stato relativamente alto. Ciò suggerisce un contributo significativo di materiale detritico alloctono di origine regionale proveniente dal bacino idrografico, ma con una bassa presenza di carbonati detritici, probabilmente a causa della loro precedente dissoluzione nei suoli. Livelli più elevati di δ13Coc e un rapporto C/N relativamente basso, uniti a un contenuto molto alto di calcite di origine autoctona, indicano condizioni di eutrofizzazione nel lago. Durante fasi di eutrofizzazione avanzata, il processo di nitrificazione diventa talmente intenso che la biomassa arricchita di 13C domina su tutte le altre fonti biologiche, portando a valori più elevati di δ13Coc (Hollander e Smith, 2001). Il rapporto C/N varia tra 10 e 25, riflettendo un significativo apporto organico terrigeno insieme a una fonte autoctona (algale) di materiale organico (Enters et al., 2006). Il tasso di sedimentazione e l’indice di ricchezza del polline sono aumentati, probabilmente a causa di una maggiore apertura del paesaggio (Matthias et al., 2015), in combinazione con un incremento della produzione di materia organica all’interno del lago. L’aumentata presenza di spore di Selaginella selaginoides, tipiche dei prati subalpini e alpini (Lauber et al., 2012), lascia supporre che i prati aperti fossero diffusi nelle regioni elevate delle Alpi Giulie. Inoltre, si è registrato un significativo aumento delle particelle di carbone, dovuto alla bruciatura intensiva e ripetuta dell’area circostante il Lago PNI, allo scopo di disboscamento e conversione del terreno a pascolo.

L’influsso di spore di Sporormiella è aumentato drasticamente e, insieme a Rumex, Urtica (che necessita di condizioni ricche di nutrienti), Plantago lanceolata e Asteraceae compaiono regolarmente nei campioni, indicando un’intensa attività di pascolamento. Le percentuali di Abies sono irrilevanti, probabilmente a causa dell’influenza costante del pastoralismo sull’ambiente (Tinner et al., 1999). Il trend generale di diminuzione dei rapporti C/N nel nucleo sedimentario potrebbe essere attribuito a un impatto umano più marcato con maggiori input di nutrienti, essendo il pastoralismo l’attività economica predominante nella zona del Lago PNI. Con una riduzione della vegetazione arborea attorno al lago e, di conseguenza, un paesaggio più aperto negli ultimi 430 anni, il contributo autoctono è diventato più evidente. Nel corso del periodo analizzato, la percentuale di Cannabis/Humulus ha mostrato fluttuazioni (raggiungendo un massimo del 5%), tuttavia, le fonti storiche non documentano l’uso o la coltivazione di queste piante nell’area. Il processo di macerazione della canapa, precedentemente impiegato nella preparazione delle fibre per la fabbricazione di corde, potrebbe spiegare le percentuali elevate di canapa precedentemente immersa in acqua, risultando in un rilascio abbondante di polline nel lago (Lavrieux et al., 2013).Il tenore di piombo (Pb) nei tempi moderni iniziali non ha mai raggiunto i livelli del Medioevo, a seguito dell’introduzione di nuovi metodi indiretti di fusione del minerale nell’area, portati dai fabbri di Bergamo. All’inizio del XVI secolo, essi erano impegnati nella costruzione delle fornaci di Brescia, che si dimostrarono più efficienti e capaci di un maggiore sfruttamento del ferro (Mohorič, 1969; Cundrič, 2002). Le basse percentuali di Fagus sono attribuibili alla pratica del taglio del legno nell’area di Bohinj per finalità metallurgiche. Nel corso del XIX secolo (100 anni calibrati prima del presente), si registrò anche un declino di Picea, in accordo con le fonti storiche secondo le quali l’abbattimento dei faggi fu così intensivo che solo gli abeti rossi sopravvissero (Cundrič, 2002). I dati palinologici provenienti dal Lago di Bohinj evidenziano un calo simile di Fagus e Picea (Andrič et al., 2020), suggerendo una deforestazione di portata più regionale a fini metallurgici. Nella tarda età contemporanea, le specie arboree hanno iniziato ad aumentare (fino al 70%) a causa dell’abbandono delle pratiche agricole e del rimboschimento dell’area. Dal 1981, la vasta area delle Alpi Giulie è stata protetta come Parco Nazionale del Triglav, con la maggior parte delle attività economiche limitate al turismo e, in misura minore, alla silvicoltura e al pastoralismo (Zorn et al., 2015).

Confronto regionale – Impatto umano

Il confronto tra il diagramma pollinico del Lago PNI (1430 m s.l.m.) e quello del Lago di Bohinj (Andrič et al., 2020), situato nelle pianure delle Alpi Giulie (526 m s.l.m.), evidenzia che l’impatto antropico sull’ambiente era inferiore nella preistoria, in particolare durante l’Età del Ferro (circa 2600 anni calib. a.C.). Tuttavia, al Lago PNI il Plantago lanceolata è stato presente in modo continuativo da almeno circa 7500 anni calib. a.C. (con un’interruzione tra il 5400 e il 4500 anni calib. a.C.). Nelle pianure circostanti il Lago di Bohinj, l’occorrenza continua del Plantago lanceolata ha inizio intorno ai 3000 anni calib. a.C., suggerendo che il pastoralismo si sia instaurato prima in altitudine rispetto alle pianure. Al contrario, la comparsa di cereali nelle pianure precede quella nella zona montana (Lago di Bohinj, circa 3300 anni calib. a.C.; Lago PNI, circa 1500 anni calib. a.C.). Data la presenza di numerosi manufatti archeologici a quote superiori ai 1500 m s.l.m. (Horvat, 2019; Ogrin, 2010, 2020), emerge la questione se diversi livelli altitudinali fossero utilizzati per scopi differenti e se questo schema si ripeta in altre parti delle Alpi. Nel Sud Tirolo, le pratiche agrarie in pianura sono state rilevate per la prima volta intorno agli 8000–7000 anni calib. a.C., con un impatto umano più marcato in età del Bronzo (Putzer et al., 2016). Festi et al. (2014) hanno rilevato che nelle montagne dell’Ötztal, l’agricoltura era praticata prima del pastoralismo e hanno ipotizzato che la principale motivazione per il passaggio al pastoralismo in alta quota fosse legata all’aumento demografico e al significativo incremento della produzione alimentare nel Medio Bronzo.Al contrario, Kutschera et al. (2014) e le referenze correlate hanno trovato evidenze del pastoralismo che risalgono ad almeno circa 6500 anni calib. a.C. nelle alture delle montagne dell’Ötztal. Schwörer et al. (2015) hanno scoperto che gli indicatori di attività antropiche nelle Alpi svizzere settentrionali si manifestavano prima in altitudini maggiori (2765 m s.l.m., circa 7000 anni calib. a.C.) rispetto alle altitudini più basse (1382 m s.l.m., circa 5800 anni calib. a.C.). Questo fenomeno era principalmente dovuto alla suddivisione delle attività economiche, con il pastoralismo praticato nelle zone più elevate e l’agricoltura in quelle più basse (Hafner e Schwörer, 2018). Curdy (2007) ha suggerito che l’impatto umano era poco evidente nel Neolitico, con le comunità neolitiche che utilizzavano pascoli estivi nella fascia subalpina e insediamenti permanenti nelle valli. A partire dall’Età del Bronzo, con l’incremento della popolazione e la conseguente maggiore necessità di sfruttare le risorse naturali, si è iniziato anche a utilizzare la fascia montana intermedia. Questi risultati contraddittori meritano ulteriori indagini, cercando soprattutto di comprendere le ragioni della variazione delle attività economiche nelle diverse regioni alpine. In particolare, è importante determinare se l’uso di diverse fasce altitudinali risponda a tendenze generali o se gli effetti differiscano significativamente in specifiche regioni e/o periodi archeologici.

Conclusioni

I sedimenti lacustri celano numerosi segreti di grande interesse per diversi ambiti di ricerca, quali l’evoluzione dei sistemi acquatici, l’impatto antropogenico o i cambiamenti climatici. Mediante analisi ad alta risoluzione e l’integrazione di dati sedimentologici, geochimici e palinologici, abbiamo rilevato che lo sviluppo delle foreste nelle Alpi sud-orientali ha seguito rapidamente il riscaldamento climatico verificatosi nella transizione dal Pleistocene all’Olocene. In aggiunta, un ambiente più caldo e/o umido ha indotto il passaggio da una zona umida alla formazione di un lago eutrofico, con alternanza di condizioni anossiche (emergenza di pirite) a ossiche (presenza di gesso). Valori elevati di Corylus e l’assenza di Abies nell’Olocene inferiore indicano periodi di clima relativamente asciutto protrattisi fino a circa 8200 anni calibrati prima del presente (cal a BP), momento in cui Abies divenne più frequente. Inoltre, un incremento rapido della presenza di Fagus attesta l’insediamento precoce di questo genere arboreo nelle Alpi sud-orientali intorno a 10.200 anni calibrati prima del presente. I primi impatti umani sono stati registrati all’inizio del Neolitico con la comparsa di indicatori antropogenici di pastoralismo, che hanno comportato un leggero aumento dell’erosione e della produzione interna al lago. A partire da circa 4500 anni calibrati prima del presente, la vegetazione e l’impatto umano hanno esercitato una maggiore influenza sulla geochimica del lago, rendendo difficile distinguere l’influenza climatica diretta. La formazione di foreste di Fagus intorno al lago ha stabilizzato l’area di captazione, riducendo l’erosione. Tuttavia, l’impatto umano ha iniziato ad aumentare gradualmente verso il tardo Medioevo, principalmente a causa di un intensificato pastoralismo, ma anche per l’introduzione di pratiche agrarie in età tardo-antica.

Nel Periodo Moderno (a partire da 430 anni calibrati prima del presente), un’intensa pressione antropogenica ha interrotto il periodo di stabilità nel bacino idrografico del lago, in gran parte a causa della deforestazione dell’area per la produzione di carbone e la trasformazione del paesaggio a favore del pastoralismo, che ha portato all’eutrofizzazione del lago. In sintesi, questo lavoro evidenzia anche l’importanza della ricerca interdisciplinare, combinando diversi metodi per ricostruire i cambiamenti ambientali. Inoltre, capire i fattori che hanno influenzato i cambiamenti ambientali nel passato ci permette di prevedere l’evoluzione futura degli habitat alpini. I modelli climatici a breve termine per le Alpi Giulie indicano un aumento delle precipitazioni nei mesi invernali e una diminuzione in quelli estivi, con temperature generalmente più elevate (Bergant, 2007); insieme al persistente impatto umano, ciò potrebbe avere un significativo impatto sulla vegetazione e sulla stabilità del lago. Con l’aumentare degli eventi estremi, l’erosione potrebbe destabilizzare ulteriormente il bacino del lago e le estati più aride potrebbero ostacolare la rigenerazione delle foreste alpine e/o modificare la composizione forestale, favorendo in particolare specie più termofile.

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