Two millennia of climate change, wildfires,and caribou hunting in west Greenland

Due millenni di cambiamenti climatici, incendi boschivi e caccia ai caribù in Groenlandia occidentale
Astrid Strunk, Sascha Krüger, Jens Fog Jensen, Jesper Olsen e Catherine Jessen

Riassunto
Il mutamento climatico rappresenta una costante nella storia dell’umanità. Questo studio esamina i cambiamenti ambientali e climatici locali nelle vicinanze di Kangerlussuaq, in Groenlandia occidentale. La nostra ricostruzione si fonda sull’analisi di un nucleo sedimentario lacustre, utilizzando proxy chimici e analisi palinologiche. Il sito esaminato si trova a 15 km dall’area di caccia estiva degli Inuit di Aasivissuit, utilizzata per la caccia ai caribù per oltre 2000 anni. La ricostruzione climatica documenta il periodo dal circa 560 d.C. ai giorni nostri. Abbiamo individuato tre distinti periodi climatici: dal circa 560 al 1100 d.C., le condizioni erano stabili, calde e umide, con temperature estive da 1,5 a 2°C superiori rispetto ai valori attuali. Il periodo tra il 1100 e il 1600 è stato caratterizzato da condizioni più fredde e aride, con un aumento del ghiaccio marino, a seguito del raffreddamento Neoglaciale. In quest’epoca, abbiamo identificato due eventi di incendi boschivi e il conseguente abbandono temporaneo dell’area da parte dei caribù. Dal 1600 ad oggi si osserva un progressivo riscaldamento, con un incremento delle precipitazioni e una riduzione dell’estensione del ghiaccio marino, avvicinandosi gradualmente al regime climatico attuale di Kangerlussuaq. Abbiamo esaminato la letteratura esistente sul campo di caccia estivo di Aasivissuit, utilizzato per la prima volta in concomitanza con il raffreddamento identificato. Nonostante il peggioramento delle condizioni climatiche, il sito è stato utilizzato regolarmente durante il periodo Neoglaciale e successivamente, con un’intensità di caccia che ha raggiunto il picco nei primi anni del 1700. Gli incendi rilevati e l’abbandono dei caribù sono considerati eventi localizzati al sito di prelievo dei campioni e non hanno influenzato l’area di caccia. I risultati evidenziano la resilienza dei cacciatori Inuit di fronte ai cambiamenti climatici e sottolineano i vantaggi e i limiti delle ricostruzioni ambientali locali.

Introduzione

Le mutevoli condizioni climatiche e ambientali hanno sempre influenzato le attività umane nella storia dell’umanità. Nell’Artico, piccole variazioni possono determinare impatti significativi sui modelli di raccolta e migrazione. Un esempio lampante è rappresentato dalle popolazioni Inuit delle culture di Dorset e Thule in Groenlandia, le cui routine annuali, strettamente dipendenti dall’ambiente, sono particolarmente suscettibili a influenze esterne. Queste comunità, entrambe nomadi e cacciatrici-raccoglitrici, si stabilivano nelle aree costiere e cacciavano sul ghiaccio marino durante i mesi invernali, spostandosi verso l’interno per la caccia di selvaggina durante l’estate. Il campo estivo di Aasivissuit (Figura 1), utilizzato dalle culture Inuit di Dorset e Thule, è un sito di caccia al caribù stagionalmente impiegato, con documentazione che risale fino al 200 a.C. Dopo un’interruzione dal 100 a.C. al 1200 d.C., questo luogo è stato in uso quasi continuativo fino agli inizi del XX secolo (Grønnow et al., 1983). L’area più ampia di Kangerlussuaq, che comprende il sito archeologico, è stata oggetto di estesi studi e ben documentata in termini di fluttuazioni della calotta glaciale, chimica dei laghi, nonché cambiamenti ambientali e climatici (Anderson e Leng, 2004; Bennike et al., 2010; D’Andrea et al., 2011; Eisner et al., 1995; Forman et al., 2007; Kopec et al., 2014; Law et al., 2015; Lesnek et al., 2020; Levy et al., 2012; Olsen et al., 2013). La maggior parte di questi studi abbraccia l’intero Olocene o si concentra su osservazioni contemporanee. Pertanto, non esistono attualmente ricerche focalizzate sui cambiamenti climatici e ambientali a Kangerlussuaq relativi agli ultimi due millenni – un periodo di attività umana confermato archeologicamente nella regione. I lavori pregressi offrono una comprensione approfondita dell’ambiente locale, delle dinamiche limnologiche e delle interazioni con le fluttuazioni climatiche su larga scala, elementi fondamentali per elaborare una ricostruzione ad alta risoluzione del paleoclima e del paleoambiente durante il periodo di attività umana nell’area di Kangerlussuaq. In questo studio, ricostruiamo i cambiamenti climatici e ambientali passati utilizzando dati multi-proxy ottenuti da un nucleo sedimentario lacustre e associamo tali cambiamenti alle evidenze di attività umana nella zona. I nostri metodi includono proxy geochimici, pollini, palinomorfi non pollinici e carbone. Le nostre indagini si basano su sedimenti provenienti da un lago situato a circa 15 km dal campo estivo di Aasivissuit, per evitare contaminazioni dirette da attività umane. Considerando che il contesto geografico e la vegetazione sono simili tra Aasivissuit e il lago studiato, i cambiamenti climatici e ambientali registrati si ritengono rappresentativi per entrambe le aree.

Figura 1: La figura comprende due parti distinte che illustrano aspetti geografici e archeologici della regione di Kangerlussuaq, situata nella Groenlandia occidentale:

(a) Immagine satellitare fornita dal Landsat-9 dell’U.S. Geological Survey: Questa immagine ritrae le località del lago NM1 e dell’area di caccia di Aasivissuit situate all’estremità del fiordo di Kangerlussuaq. L’immagine dettagliata evidenzia le caratteristiche fisiche e topografiche del paesaggio, permettendo di distinguere elementi come il ghiaccio e le formazioni terrestri circostanti, offrendo un quadro visivo del contesto ambientale della regione.

(b) Mappa archeologica cortesia di Asiaq: Questa mappa mostra la distribuzione dei ritrovamenti archeologici nella zona circostante Kangerlussuaq. Vi sono rappresentate diverse culture storiche e contemporanee, tra cui quelle Dorset della Groenlandia, Paleo Eskimo, Late Paleo Eskimo, Saqqaq, Thule e Coloniali. I siti sono indicati con numeri che corrispondono a codici di identificazione specifici, disponibili per la consultazione online. La mappa fornisce una sintesi visiva delle aree di significativo interesse archeologico, delineando l’ampiezza e la varietà delle presenze umane storiche nella regione.

Queste rappresentazioni, combinando dettagli satellitari e dati archeologici, offrono una visione integrata delle dinamiche geografiche e storiche di Kangerlussuaq, essenziali per comprendere sia le condizioni ambientali sia il contesto umano della regione.

Figura 2: Questa figura presenta le normalità climatologiche mensili di precipitazioni e temperature per Kangerlussuaq nel periodo 1991-2020, basandosi sui dati del Danish Meteorological Institute (DMI, 2023).

Precipitazioni: Le barre blu nel grafico rappresentano la somma media delle precipitazioni per ciascun mese. Si osserva una tendenza stagionale con un picco significativo nei mesi estivi, in particolare luglio e agosto, che evidenzia un incremento delle precipitazioni in questi periodi. Successivamente, le precipitazioni diminuiscono gradualmente nei mesi autunnali e raggiungono i valori minimi durante l’inverno.

Temperature:

• Linea tratteggiata: Indica le temperature medie mensili. Questa linea mostra un’escursione termica da valori prossimi allo zero durante l’inverno fino a circa 10 °C nei mesi estivi, con il massimo in luglio.
• Linee colorate: Le linee blu e rossa rappresentano le medie delle temperature minime e massime mensili, rispettivamente. La linea blu dimostra che le temperature minime rimangono sottozero per la maggior parte dell’anno, con i valori più freddi registrati nei mesi invernali. La linea rossa, indicante le temperature massime, mostra un aumento significativo durante i mesi estivi, con temperature che occasionalmente superano i 15 °C.

Questo grafico fornisce un’analisi dettagliata delle fluttuazioni stagionali delle condizioni meteorologiche a Kangerlussuaq, mettendo in luce come i mesi estivi siano caratterizzati da un clima più caldo e umido, mentre i mesi invernali presentino condizioni più fredde e secche. Queste informazioni sono fondamentali per comprendere le dinamiche climatiche della regione, essenziali per vari settori come l’agricoltura, la gestione delle risorse naturali e il turismo.

Ambientazione Geografica

Il fiordo di Kangerlussuaq, situato nel sud-ovest della Groenlandia, si estende per 180 km dalla sua foce nello Stretto di Davis fino a una zona 25 km a ovest del margine della Calotta Glaciale Groenlandese (Figura 1). Questo tratto del fiordo esemplifica un pronunciato gradiente climatico, che va da condizioni marittime umide, ventose e fresche sulla costa, fino a un clima continentale subartico, secco e stabile nella zona più interna del fiordo. Le temperature nella regione della testata del fiordo di Kangerlussuaq variano dai -10 ai -20°C durante i mesi invernali, e dai 5 ai 18°C nei mesi estivi, con una media trentennale registrata tra il 1991 e il 2020 (DMI, 2023). La precipitazione media annuale è di 158,5 mm, mentre l’evapotraspirazione annuale è stata calcolata in circa 300 mm, con la maggior parte che si verifica durante i mesi estivi (Hasholt e Søgaard, 1978) (Figura 2). Il ghiaccio marino ricopre il fiordo da metà novembre a maggio (Lund-Hansen et al., 2018). Dopo il ritiro della calotta glaciale, avvenuto circa 5.3 ka BCE (Van Tatenhove et al., 1996), l’area ha sperimentato un sollevamento isostatico glaciale di circa 100 metri, raggiungendo il livello del mare attuale intorno a 4000 BP (Lecavalier et al., 2014). Il paesaggio è caratterizzato da numerosi laghi incastonati tra colline arrotondate e modellate dal ghiaccio, con depositi del Tardo Quaternario di origine glaciale, marina, fluviale ed eolica. Il substrato roccioso è composto da gneiss archeano (Henriksen, 2005). La vegetazione è omogenea, dominata da varie specie di Poaceae (graminacee) e intervallata da aree di Salix glauca (salice grigio) e Betula nana (betulla nana), che riflettono i modelli vegetativi della tundra artica della regione. Ai margini della zona litorale prosperano diverse specie di Potamogeton (potamogeton), mentre lungo la riva si trova una stretta fascia di Menyanthes trifoliata (fagiolo di palude), la cui distribuzione dipendente dalla profondità può indicare variazioni stagionali nel livello del lago.

Attività Umana nei Millenni

Le estese zone libere dal ghiaccio nella Groenlandia centro-occidentale sono state storicamente le principali aree per la caccia tradizionale al caribù. Anticamente, numerose famiglie abbandonavano i loro insediamenti costieri invernali per dirigersi nell’entroterra, dove si dedicavano alla caccia al caribù per diversi mesi durante la stagione calda. Il caribù rappresentava la principale risorsa dell’entroterra; nei periodi di abbondanza, gli Inuit si riunivano in ampi campi di caccia comunitari. In questi luoghi venivano costruiti sistemi di caccia collettiva e nascondigli di pietra per migliorare l’efficacia della caccia. I kayak venivano trasportati fino ai laghi, utilizzati sia come mezzi di trasporto sia per cacciare i caribù a nuoto, specialmente nei punti in cui i caribù migratori erano costretti a passare attraverso stretti corridoi naturali (Grønnow et al., 1983).

Il campo di Aasivissuit è un esempio di grande campo di caccia comunitario, dove il surplus di carne di caribù veniva essiccato e trasportato sulla costa per l’immagazzinamento invernale o conservato in depositi per il recupero successivo con slitte trainate da cani. Il caribù forniva anche materie prime vitali come corna e ossa per la fabbricazione di utensili domestici e strumenti, nonché pelli per l’abbigliamento. Questi prodotti venivano inseriti nel sistema di scambio tradizionale Inuit, intercambiati per beni desiderati provenienti da altre regioni, come la pietra ollare del sud, e in seguito anche per merci europee con l’arrivo di balenieri e commercianti sulle coste nel XVII secolo.

L’area interna è costellata di insediamenti umani, grandi e piccoli, cairn utilizzati come punti di orientamento, tombe, ripari sotto roccia, trappole per volpi, depositi e altre tracce di presenza umana lungo i millenni (Pasda, 2004). Il sito di Aasivissuit, a nord di Kangerlussuaq, spicca come insediamento ben studiato e spettacolare, testimone di un utilizzo stagionale ricorrente nel corso dei millenni. Nonostante la presenza di altri insediamenti vicini, relativamente pochi sono stati oggetto di indagini approfondite, anche se molti sono noti. La più antica datazione assoluta dell’uso umano dell’area in esame risale al 1280-1340 a.C., riferita a un focolare Saqqaq, ma è probabile che esistano insediamenti ancor più antichi, considerando che la più vecchia datazione antropogenica in Groenlandia, tra il 1970 e il 2150 a.C., è stata ottenuta da carbone trovato in un insediamento Saqqaq sulla costa a pochi chilometri a sud dell’estremo occidentale di Aasivissuit-Nipisat (Kramer, 1996).

Il sito di caccia al caribù di Aasivissuit si distingue per i suoi numerosi resti di abitazioni, sistemi di caccia estesi e un cumulo stratificato ben conservato che risale a oltre 2000 anni fa. Gli strati di rifiuti, ben preservati, formano un cumulo stratificato spesso fino a un metro, caratterizzato da densi letti di ossa alternati a strati di limo e resti faunistici più sparsi. I depositi più profondi del cumulo, contenenti artefatti litici di origine Dorset, sono stati datati tramite radiocarbonio a 205±75 a.C. (Grønnow et al., 1983).

Gli strati sovrapposti di origine Thule sono stati datati al 1220±70 d.C. (Grønnow et al., 1983) e una datazione supplementare di questo strato nel 2022 ha posto l’inizio della presenza Thule ad Aasivissuit al 1125±30 d.C. (Jensen et al., 2022). Questo è considerato relativamente precoce, dato che i contadini norreni vivevano ancora nel fiordo di Nuuk, 300 km più a sud, in linea d’aria. Da quel momento in poi, il sito di Aasivissuit è stato utilizzato regolarmente ogni stagione come nucleo centrale per la caccia al caribù. Le variazioni nella deposizione di ossa e corna di caribù riflettono notevoli fluttuazioni nell’intensità di utilizzo del sito. La sezione scavata rivela che i periodi di accumulo di densi letti di ossa si alternano a periodi di ricrescita vegetativa e deposito di limo con solo poche ossa depositate, indicando una ridotta attività umana sul sito. In particolare, i primi anni del XVIII secolo e la metà del XIX secolo sono stati identificati come periodi di uso intensivo del sito, evidenziati dall’accumulo massiccio di ossa. Questi strati sono probabilmente il risultato di cacce comunitarie su larga scala durante i periodi di massima popolazione di caribù, mentre gli strati con materiali faunistici più dispersi derivano dalle visite di gruppi di caccia più piccoli. La datazione archeologica delle vaste accumulazioni di ossa coincide con i periodi di picco delle popolazioni di caribù, come dedotto dalle statistiche di caccia e dai record storici (Grønnow et al., 1983; Meldgaard, 1986), mostrando che i primi anni del XVIII secolo e la metà del XIX secolo furono periodi di massima presenza di caribù che favorivano cacce di massa.

L’utilizzo continuo e stagionale di Aasivissuit e dell’entroterra circostante, estendendosi fino alla calotta glaciale, è documentato sia nei resoconti storici (Müller, 1906) che nella tradizione orale contemporanea. Tuttavia, nonostante le dettagliate registrazioni stratigrafiche di Aasivissuit e le fluttuazioni documentate nelle statistiche di caccia e nelle liste commerciali, esistono poche evidenze che attestino variazioni cronologiche e geografiche nell’uso dell’entroterra.

Ricerche precedenti
Le variazioni climatiche su scala olocenica a Kangerlussuaq sono state esaminate in precedenti studi attraverso l’analisi dei sedimenti lacustri (Aebly e Fritz, 2009; Anderson e Leng, 2004; Bennike et al., 2010; D’Andrea et al., 2011; Law et al., 2015; Olsen et al., 2012, 2013). Nonostante ciò, i dati disponibili riguardanti gli ultimi 2000 anni risultano essere frammentari. La sequenza Kanger (D’Andrea et al., 2011) rappresenta una curva paleotermometrica locale per Kangerlussuaq, derivata dagli alchenoni presenti nei sedimenti lacustri, che copre l’intero Olocene, inclusa l’era attuale. Questa sequenza indica una temperatura lacustre e documenta un marcato evento di raffreddamento all’incirca nell’anno 0 CE, durante il quale le temperature estive medie delle acque lacustri subirono un calo di 2-3°C, in concomitanza con un significativo avanzamento neoglaciale nella regione (Forman et al., 2007). La temperatura iniziò a incrementare gradualmente dal 650 CE e raggiunse un apice nel 1100 CE, segnando l’impattto del Periodo Caldo Medievale (MWP) sull’area (D’Andrea et al., 2011). Seguì una rapida diminuzione della temperatura dopo il 1100 CE, con valori che rimasero bassi fino alla conclusione delle registrazioni nel XIX secolo (D’Andrea et al., 2011). Aebly e Fritz (2009) hanno fornito una ricostruzione delle temperature estive e delle precipitazioni a Kangerlussuaq, basata su misurazioni di terrazze litorali paleo e calibrata tramite la curva di temperatura del foro di sondaggio GRIP (Dahl-Jensen et al.,1998). Hanno osservato che il periodo dal 500 a.C. al 1250 d.C. si caratterizzava per temperature estive mensili superiori di 1°C rispetto ai valori attuali e per una precipitazione media annua superiore di 40 mm rispetto a oggi, con un’estate stimata essere più lunga di cinque giorni. Dal circa 1250 CE a oggi, il periodo è stato descritto come il più ventoso e arido nel registro di Kangerlussuaq, con una precipitazione media annua inferiore di 20 mm rispetto ai valori attuali e temperature analoghe a quelle odierne (Aebly e Fritz, 2009; Willemse, 2002). Le fluttuazioni termiche documentate dalla sequenza Kanger sono generalmente in accordo con i record di temperatura GRIP e Dye3 (Dahl-Jensen et al., 1998). Tuttavia, il registro locale riesce a evidenziare ampiezze di fluttuazione maggiori, verosimilmente dovute alla posizione geografica di Kangerlussuaq, dove le variazioni delle temperature oceaniche e dei modelli di vento influenzano significativamente il gradiente termico locale. Tali variazioni locali non sono rappresentate nelle ricostruzioni termiche dei carotaggi di ghiaccio, che riflettono principalmente cambiamenti super-regionali dell’emisfero settentrionale (Dahl-Jensen et al., 1998).

I laghi rappresentano archivi locali pregevoli per lo studio delle variazioni climatiche e ambientali. I sedimenti accumulati registrano cambiamenti nel bacino idrografico, influenzati principalmente dal clima. Questi cambiamenti includono variazioni nella tipologia e abbondanza della vegetazione circostante, nella idrologia locale, nelle caratteristiche degli input erosivi, nella chimica lacustre, nella produttività primaria e nelle alterazioni atmosferiche (Anderson e Leng, 2004; Lasher et al., 2017, 2020; Olsen et al., 2012a; Thomas et al., 2020). Specifici elementi e i loro rapporti elementali sono comunemente impiegati come proxy per tracciare alterazioni ambientali nel bacino, spesso indotte da dinamiche climatiche. Nei laghi artici, i proxy ambientali comunemente utilizzati includono i conteggi e i rapporti degli elementi quali Ti, Si, S, Ca e Cl (Bjørk et al., 2018; Larsen et al., 2017; Olsen et al., 2012). Ti e Si, principalmente derivati da prodotti erosivi clastici, riflettono cambiamenti nell’erosione del bacino e/o nel trasporto eolico (Davies et al., 2015). L’elemento S, componente primario della materia organica, viene trasportato al lago attraverso l’erosione del bacino della vegetazione terrestre e acquatica autoctona, nonché dalla materia organica del suolo attraverso processi di lisciviazione (Olsen et al., 2013). Variazioni nel rapporto S/Ti possono quindi indicare un eccesso o una carenza di S, non attribuibile a erosione, ma piuttosto a modificazioni nella vegetazione o nei flussi delle acque sotterranee. Il rapporto Ca/Ti è indicativo di un aumento o una diminuzione dei carbonati, derivanti da fonti diverse dall’erosione del bacino, come la produzione primaria autoctona, la quale è regolata dal clima e dalla disponibilità di nutrienti (Olsen et al., 2013). La presenza di Cl nei carotaggi di ghiaccio è stata in precedenza utilizzata per inferire la copertura del ghiaccio marino, poiché il Cl è mobilizzato come aerosol tramite lo spruzzo marino; tale mobilizzazione è tuttavia limitata quando i fiordi o le acque costiere rimangono ghiacciate per un periodo prolungato dell’anno (Abram et al., 2013; Mayewski et al., 1994).

Metodi

Descrizione del sito e raccolta dei campioni Un nucleo di sedimento (NM1-BH2) è stato estratto dal lago NM1 (66.98347N, 50.975903W; 230m s.l.m.), un bacino di forma approssimativamente circolare con un diametro di circa 60 metri e una profondità massima di 4,2 metri. Il lago è alimentato da deflussi superficiali e drenato da un piccolo corso d’acqua. Nel corso del campionamento effettuato nell’agosto 2019, sono state osservate piante acquatiche emergenti, indicando una recente riduzione del livello idrico dovuta a intensa evaporazione (Figura 3). Il nucleo sedimentario estratto, lungo 33,5 cm, è costituito da gyttja scura e ricca di materiale organico. Prima del carotaggio, è stata condotta una misurazione batimetrica del lago utilizzando un Sonar Chirp ©. I campioni di sedimento sono stati prelevati nella parte più profonda del lago da una piattaforma di carotaggio galleggiante mediante un carotiere a gravità (Renberg, 1991). Subito dopo l’estrazione, i campioni sono stati suddivisi in sezioni di 0,5 cm (nei primi 10 cm) e 0,25 cm (dal 10 cm fino al fondo) e conservati in sacchetti ermetici. I campioni sono stati mantenuti congelati fino alle analisi, ad eccezione di quelli destinati alla datazione al radiocarbonio.

Datazione al radiocarbonio Il nucleo è stato esaminato per individuare macrofossili vegetali terrestri, che sono stati selezionati, identificati per specie e lavati con acqua deionizzata prima di essere essiccati a 40°C. I campioni sono stati successivamente sottoposti a un trattamento preanalitico acido-base-acido seguendo la procedura descritta da Brock et al. (2010), poi grafitizzati e analizzati. Il trattamento e la datazione dei campioni sono stati eseguiti presso il Centro AMS di Aarhus (AARAMS), Università di Aarhus (Olsen et al., 2017). I risultati sono stati calibrati impiegando OxCal v4.4.4 con la curva di calibrazione IntCal20 (Reimer et al., 2020) e la metodologia di calcolo di una sequenza deposizionale (Ramsey, 2008; Ramsey e Lee, 2013).

Datazione con ^{210}Pb L’attività di ²¹⁰Pb, ²²⁶Ra e ¹³⁷Cs è stata analizzata tramite spettrometria gamma presso il Centro di Datazione Gamma, Istituto di Geografia, Università di Copenhagen. Le misurazioni sono state effettuate utilizzando un rivelatore Ge a bassissimo fondo di Canberra. Il ²¹⁰Pb è stato rilevato attraverso il suo picco gamma a 46,5 keV, il ²²⁶Ra attraverso il ²¹⁴Pb (con picchi a 295 e 352 keV), e il ¹³⁷Cs attraverso il suo picco a 661 keV.

Analisi del polline La preparazione dei campioni di polline è stata condotta utilizzando tecniche standard, che includono l’aggiunta di compresse di spore di Lycopodium per facilitare la quantificazione delle concentrazioni di microfossili e i tassi di accumulo di polline e particelle. L’identificazione del polline e la nomenclatura si allineano agli standard definiti da Beug (1961), mentre i palinomorfi non pollinici ricorrenti sono stati catalogati seguendo le linee guida di Van Geel (1978) e Van Geel et al. (1984). L’identificazione del carbone è stata determinata basandosi su caratteristiche morfologiche distintive, come bordi di rottura netti con effetti di alone quando osservati con contrasto di fase, forme angolari, opache, generalmente pianeggianti e spesso asimmetriche, e un colore nero intenso, seguendo gli studi di Krüger (2020), Krüger et al. (2017), Patterson et al. (1987) e Tipping (1996). Durante il conteggio, ogni particella di carbone è stata verificata individualmente con un magnete al neodimio per escludere la presenza di biotite detritica, come descritto da Krüger et al. (2023). Per la registrazione dei palinomorfi e per la visualizzazione dei dati è stato impiegato il software CountPol, sviluppato da I. Feeser dell’Università di Kiel.

Analisi sedimentologiche Le variazioni sedimentologiche e la composizione elementare sono state analizzate mediante la scansione a fluorescenza a raggi X (XRF) e la misura della perdita all’accensione (LOI). La scansione XRF è stata effettuata su campioni di sedimenti umidi, preventivamente liofilizzati e polverizzati con delicatezza. Queste misurazioni sono state realizzate utilizzando un analizzatore XRF Bruker S2 PUMA presso l’Istituto Globe dell’Università di Copenhagen, impostando tensioni e correnti variabili e tempi di misurazione specifici per ciascun parametro. La perdita all’accensione è stata determinata a temperature di 550°C e 950°C usando un analizzatore termogravimetrico presso il laboratorio palinologico dell’Istituto per l’Archeologia Preistorica e Protostorica dell’Università di Kiel, trattando campioni di un grammo di sedimento secondo il metodo descritto da Heiri et al. (2001). In aggiunta, sono stati analizzati campioni di sedimenti per identificare pezzi di carbone di dimensioni superiori a 350 micron, prelevando campioni da 2 a 3 grammi a intervalli di 0,5 cm lungo la sequenza stratigrafica. I sedimenti sono stati filtrati usando un setaccio da 350 micron e acqua. Il materiale estratto è stato trattato con perossido di idrogeno al 39% per 24 ore per decolorare i materiali organici, seguendo il protocollo descritto da Rhodes (1998).

La Figura 3 illustra una rappresentazione visiva e batimetrica di un lago. Nella componente fotografica aerea, si osserva una riduzione del livello dell’acqua e la presenza di vegetazione in acque basse lungo il perimetro del lago, orientato verso ovest, con figure umane impiegate per fornire una scala di riferimento. Questa immagine è stata acquisita nell’agosto del 2019. Accanto, la mappa batimetrica dettaglia la distribuzione delle profondità del lago, espresse in metri. Le isobate delineano incrementi di profondità che convergono verso il punto più profondo del bacino lacustre, dove è stato prelevato un nucleo di sedimento per analisi successive. Le tonalità più scure sulla mappa indicano le zone di maggiore profondità. Questa configurazione visiva fornisce una chiara delucidazione della struttura e della morfologia del lago, essenziale per studi ecologici e geologici.

Modello d’età Abbiamo sviluppato un modello di età-profondità per il nucleo NM1-BH2 basandoci su cinque datazioni al radiocarbonio insieme a misure di piombo-210 sui primi 5 cm del nucleo. I materiali datati al radiocarbonio consistevano esclusivamente in resti di piante terrestri subfossili. Il nucleo ha mostrato livelli superficiali di piombo-210 non supportato con una decrescita esponenziale evidente aumentando la profondità. La quantità misurata di piombo-210 non supportato era significativamente inferiore rispetto a quella attesa, un fenomeno che potrebbe essere attribuito a bassi livelli di precipitazione nella regione. I livelli degli isotopi cesio-137 e americio-241 hanno mostrato un picco chiaro a una profondità di 3,25 cm. Utilizzando un metodo modificato di modellazione, abbiamo adeguato la cronologia iniziale per allinearla meglio con gli anni attesi, posizionando il picco osservato nel 1954 vicino all’anno previsto del 1963. Questo aggiustamento cronologico, insieme alla decrescita del piombo-210 e al picco distintivo di cesio-137 e americio-241, conferma la fiducia nella nostra cronologia, considerata quindi affidabile.

Analisi del polline I dati del polline provenienti dal nucleo NM1 sono stati suddivisi in sette zone di assemblaggio pollinico dopo un’analisi di cluster vincolata utilizzando il software R. Il diagramma pollinico risultante, che rappresenta la distribuzione temporale delle diverse assemblee polliniche, è visualizzato sulla scala dei tempi geologici e può essere consultato nella Figura 5.

PAZ 1 (567-893 CE) In questo intervallo, il polline di Betula nana predomina, rappresentando oltre il 50% del polline terrestre totale, seguito da Betula pubescens, Salix, Empetrum, Artemisia, e Poaceae, che forniscono significativi contributi al profilo pollinico. Il repertorio di questa zona include anche una presenza marcata di Juniperus e un assortimento limitato di erbacee, tra cui Campanulaceae (cf. C. rotundifolia). Questa composizione floristica suggerisce una distribuzione intermittente della vegetazione con spazi aperti adatti a specie eliofile e basso statura, riflettendo una comunità di tundra nutrizionalmente limitata. In prossimità del lago, la vegetazione palustre era dominata da Cyperaceae e muschi di Sphagnum, con Menyanthes trifoliata e Sparganium abbondanti nelle acque poco profonde, indicando temperature estive leggermente superiori (1,5-2°C) rispetto al presente, con una temperatura media di luglio di circa 12°C. La presenza costante di spore di funghi coprofili (SCF; specialmente HdV-113/Sporormiella) riflette l’habitat di grandi erbivori, presumibilmente caribù. La consistenza dei tipi pollinici evidenzia condizioni ambientali estremamente stabili durante questo periodo.

PAZ 2 (893-1198 CE) Si osserva un netto declino nel polline di Betula nana, con un incremento concomitante delle Poaceae e un andamento fluttuante, ma gradualmente decrescente, del polline di Betula nana. Parallelamente, si verifica un aumento di Artemisia, genere noto per la sua tolleranza alla siccità. Questo fenomeno suggerisce che un aumento delle condizioni di aridità possa aver soppresso la produzione di polline di Betula nana, favorendo contemporaneamente la diffusione di specie resistenti alla siccità. Questa dinamica è ulteriormente corroborata dall’incremento continuo del polline di tipo Hordeum, rappresentato principalmente da Elymus mollis, l’unica specie produttrice di questo tipo di polline nell’area studiata. La regressione di Equisetum, Sphagnum, Cyperaceae e del polline di tipo Betula nana, assieme alla cessazione della curva di Juniperus, segnala una transizione verso un clima più arido, coerente con l’aumento dei livelli di polline di Artemisia e Hordeum e un incremento progressivo delle particelle di carbone, indicativo di un aumento del background di carbonizzazione nell’ambiente.

PAZ 3 (1198–1288 CE) Intorno al 1209 CE, si osserva un incremento deciso nelle concentrazioni di particelle di carbone, con valori fino a 41 volte superiori rispetto al fondo caratteristico di questa zona. Il picco distintivo nella frazione di meso-carbone seguito da una graduale diminuzione evidenzia un vasto incendio di tundra che ha colpito principalmente Betula nana e in particolare gli individui di Juniperus, altamente infiammabili, che scompaiono dal record pollinico. Anche se anche graminacee ed erbe sono state interessate dall’incendio, solo gli effetti positivi su queste specie con cicli riproduttivi rapidi sono stati registrati, poiché il campione rappresenta la precipitazione pollinica totale di circa 20 anni. Specie come Poaceae, Artemisia ed Ellymus mollis (polline di tipo Hordeum) hanno beneficiato dell’apertura della vegetazione della tundra arbustiva. Inoltre, l’incremento nel record di Epilobium (cf. angustifolium/erba del fuoco) è stato un effetto successivo dell’incendio. La vegetazione ha richiesto circa 80 anni per ritornare a uno stato simile a quello pre-incendio, con un’assenza notevole delle spore di HdV-113/Sporormiella per tutto il periodo, prima di una loro ricomparsa costante nel record.

PAZ 4 (1288–1348 CE) Post-incendio, il polline di tipo Betula nana ha raggiunto valori comparabili al periodo antecedente l’evento, ma la composizione complessiva della flora pollinica ha subito modifiche significative rispetto alle condizioni pre-incendio. La diminuzione registrata di Empetrum, polline di tipo Vaccinium (mirtillo/rosolaccio), Sphagnum ed Equisetum suggerisce una tendenza continua verso condizioni più aride, a cui Artemisia e Poaceae hanno risposto positivamente.

PAZ 5 (1348–1564 CE) Questa zona è caratterizzata dalla più bassa concentrazione di polline dell’intero record, un dato evidenziato anche dal raddoppio dei marcatori di Lycopodium. Tale fenomeno rispecchia una scarsa conservazione del polline a questa profondità. La tendenza all’asciugamento continua a manifestarsi con un aumento di Poaceae, Artemisia e del componente di fondo del carbone, nonché con un declino di Sphagnum, Empetrum, e polline di tipo Vaccinium. L’aumento delle Cyperaceae potrebbe derivare dalla disponibilità di zone umide nelle ex aree rivierasche a seguito di un abbassamento del livello del lago. Questa interpretazione corrisponde all’aumento di Menyanthes trifoliata, che tende a colonizzare rapidamente le nuove aree di acque basse create dall’abbassamento del livello del lago. Un incremento del polline di tipo Saxifraga, un genere noto per la sua tolleranza al freddo, potrebbe essere interpretato come conseguenza di temperature in calo.

PAZ 6 (1564–1738 CE) Nel 1587, un significativo incremento nelle concentrazioni di particelle di carbone, da 7 a 10 volte superiori al componente di fondo, segnala un secondo evento di incendio documentato vicino al lago. Il fuoco ha colpito prevalentemente la Betula nana, specie predominante nel paesaggio. Le aree incendiate sono state prontamente colonizzate da una varietà di graminacee ed erbe, in particolare appartenenti alla famiglia delle Brassicaceae. Elymus mollis ha beneficiato dell’apertura delle aree, mentre il Juniperus, una specie di bassa crescita, si è espanso fino al termine della zona, favorito dalla riduzione della competizione per la luce dovuta alla bruciatura della Betula nana. È interessante notare che la curva di Salix non ha mostrato alterazioni a seguito dell’incendio. L’incremento nella curva di Betula pubescens è indicativo di un aumento del volo a lunga distanza. La ripresa della vegetazione a uno stato paragonabile a quello antecedente l’incendio ha richiesto più di due secoli, estendendosi oltre il confine del PAZ. Analogamente al primo evento incendiario documentato in questo PAZ, si osserva una prolungata assenza di Sporormiella (HdV-113) immediatamente dopo l’incendio, suggerendo un lungo periodo di evitamento dell’area da parte dei grandi erbivori, quali i caribù.

PAZ 7 (1738–1955 CE) Il PAZ 7 si distingue per un costante e marcato incremento di Betula nana, che supera il 50% verso la fine del periodo. Contemporaneamente, Salix mostra un incremento significativo, mentre si registra una netta diminuzione delle Poaceae e una riduzione della diversità dei tipi di polline erbaceo. L’aumento di Sphagnum potrebbe riflettere modificazioni nelle condizioni idrologiche dell’area. L’incremento di B. nana, Salix e il breve aumento iniziale di Empetrum possono essere correlati a un innalzamento delle precipitazioni. Tuttavia, il calo del livello del lago, presumibilmente dovuto a una diminuzione delle precipitazioni o a un aumento dell’evaporazione, è particolarmente evidenziato dalle specie acquatiche. Livelli idrici più bassi avrebbero favorito la formazione di vaste aree di acque basse, rapidamente colonizzate da Menyanthes trifoliata. Queste piante avrebbero limitato la crescita di Potamogeton, che non avrebbe trovato condizioni favorevoli in acque più profonde. Le ex zone fluviali avrebbero offerto spazio per la diffusione dei muschi di Sphagnum. La diminuzione della diversità pollinica e l’abbondante presenza di polline di B. nana e Salix deriverebbero da una significativa contrazione dell’area di raccolta del polline, causata dalla riduzione della superficie acquatica.

La Figura 4 illustra un modello di età-profondità per un nucleo sedimentario, costruito integrando i dati derivanti da cinque misurazioni di datazione al radiocarbonio e dalle analisi di piombo-210 (210Pb) per i segmenti superiori del nucleo, fino a una profondità di 5,25 centimetri. L’asse verticale del grafico rappresenta la profondità del nucleo espressa in centimetri, mentre l’asse orizzontale mostra l’arco temporale calcolato in anni, estendendosi dalle ere prima dell’era comune (BCE) all’era comune (CE).

Le misurazioni di radiocarbonio, indicate nel grafico, sono associate a barre d’errore che rappresentano la variabilità o incertezza nelle stime di età. La linea principale, evidenziata in blu, con l’area ombreggiata circostante, denota la stima ottimale della relazione tra l’età e la profondità dei sedimenti, con l’area ombreggiata che riflette l’intervallo di confidenza associato a tale stima.

Questo modello è fondamentale per la comprensione delle dinamiche paleoambientali, poiché permette di associare specifici strati sedimentari a momenti definiti nel tempo, facilitando così l’interpretazione di eventi storici o cambiamenti ambientali registrati nei sedimenti.

La Tabella 1 presenta un riepilogo dei risultati della datazione al radiocarbonio per i campioni estratti dal nucleo sedimentario NM1-BH2. In dettaglio, la tabella elenca:

• Nome del campione: Identifica ciascun campione raccolto dal nucleo sedimentario.
• Profondità (cm): Specifica la profondità di prelievo di ciascun campione nel nucleo, espressa in centimetri.
• Materiale datato (^{^14}C): Enumera i tipi di materiale, come Betula nana e Juniperus, identificati nei campioni per la datazione al radiocarbonio.
• Età (^{^14}C yr BP): Fornisce l’età stimata dei materiali, indicando gli anni trascorsi dall’anno 1950, data convenzionale utilizzata come riferimento per il “Presente” nelle misurazioni del radiocarbonio.
• Età calibrata (intervallo al 95% CE): Mostra l’età calibrata del campione, raffigurata come un intervallo temporale che rappresenta la stima più probabile dell’epoca del campione convertita in anni del calendario comune.
• Numero di laboratorio: Indica il codice identificativo del laboratorio dove è stata eseguita la datazione, essenziale per riferimenti futuri o per validazioni dei dati.

Questa tabella consente di correlare la profondità dei campioni con la loro età approssimativa per facilitare la ricostruzione della cronologia stratigrafica del nucleo. Le età calibrate forniscono ai ricercatori un contesto temporale accurato, essenziale per l’interpretazione storica e ambientale degli strati del nucleo.

La Tabella 2 fornisce un riepilogo dei risultati ottenuti dalla datazione al piombo-210 (²¹⁰Pb) per una serie di campioni di sedimento prelevati dal nucleo NM1-BH2. Ogni campione, identificato con un nome specifico, è stato estratto a diverse profondità che variano da 0,75 cm a 5,25 cm, indicando che queste analisi sono state concentrate sulla parte superiore del nucleo sedimentario. Il materiale analizzato per ciascun campione è il sedimento non trattato, tipicamente impiegato nelle analisi del ²¹⁰Pb per determinare l’età dei depositi sedimentari recenti.

L’età stimata per ciascun campione, espressa in anni del calendario comune (CE), copre un arco temporale che va dal 1891 al 2011, dimostrando la capacità di questa metodologia di offrire una finestra sugli eventi ambientali degli ultimi circa 120 anni. L’errore associato a ciascuna stima dell’età, indicato nella tabella, varia da 4 a 11 anni e riflette l’incertezza intrinseca nel metodo di datazione.

Questo insieme di dati è fondamentale per comprendere la dinamica di deposizione dei sedimenti e per correlare la cronologia sedimentaria con eventi storici o variazioni ambientali documentate, fornendo così una base solida per interpretazioni paleoambientali precise nel contesto temporale recente.

La Figura 5 rappresenta un diagramma pollinico semplificato, elaborato basandosi sul Total Pollen Sum (TTP), che evidenzia i tipi di polline più rappresentativi rinvenuti in un campione di nucleo sedimentario. Questo diagramma è strutturato in modo tale da illustrare le variazioni nell’abbondanza relativa delle diverse categorie vegetali lungo la profondità del nucleo, che corrisponde cronologicamente agli strati più antichi verso il fondo e ai più recenti verso la superficie.

La colonna composita colorata situata sul lato sinistro del diagramma visualizza l’abbondanza relativa delle varie categorie di piante attraverso una scala cromatica distintiva, con ciascun colore che rappresenta una differente famiglia o gruppo vegetale, come graminacee, arbusti e alberi. L’ampiezza delle aree colorate riflette la predominanza del corrispondente tipo di polline in determinati strati del nucleo.

Le colonne successive dettagliano la concentrazione di specifici tipi di polline, come Betula (betulla) e Pinus (pino), mostrate attraverso la densità delle tracce nere, dove una maggiore densità indica una più alta concentrazione di polline. Ogni colonna è accuratamente etichettata per identificare il tipo di vegetazione corrispondente, consentendo agli studiosi di osservare variazioni e tendenze della flora e di dedurre le condizioni ambientali passate basandosi sulla composizione pollinica.

In sintesi, questa figura è cruciale per gli studi paleoambientali in quanto fornisce una visualizzazione chiara e diretta delle trasformazioni ecologiche avvenute nel tempo, facilitando l’interpretazione delle dinamiche climatiche e vegetazionali storiche attraverso l’analisi pollinica.

La Figura 6 presenta i dati derivati da analisi di fluorescenza a raggi X (XRF) e perdita all’accensione (LOI) su sedimenti raccolti in uno studio geologico. Ciascuna delle tracce nel grafico fornisce indicazioni specifiche sulla composizione e sui processi ambientali che hanno influenzato i sedimenti analizzati.

1. Titanio (Ti) e Silicio (Si):
   • I primi due grafici a sinistra illustrano le concentrazioni di titanio e silicio, elementi utilizzati per valutare la stabilità e l’erosione del bacino di raccolta. Livelli elevati di questi elementi possono indicare processi erosivi intensi o una diminuzione della stabilità nell’area di provenienza dei sedimenti.
2. Rapporto Ca/Ti:
   • Il terzo grafico mostra il rapporto calcio/titanio, un indice significativo dell’eccesso di calcio derivante dalla produzione primaria autoctona. Un rapporto elevato può riflettere un’intensa attività biologica nel sito di deposizione dei sedimenti.
3. Rapporto S/Ti:
   • Il quarto grafico rappresenta il rapporto zolfo/titanio, utilizzato come indicatore della produzione biogenica generale. Questo parametro è fondamentale per interpretare la produttività biologica e la presenza di organismi produttori di zolfo nell’ambiente di deposizione.
4. Cloro (Cl):
   • Il quinto grafico documenta i livelli di cloro, il quale è indicativo di spruzzi marini provenienti da acque di fiordo aperte. La presenza marcata di cloro nei sedimenti può suggerire una significativa influenza marina sull’ambiente sedimentario.
5. Perdita all’accensione (LOI) a 550°C e 950°C:
   • Gli ultimi due grafici a destra mostrano i risultati della LOI a due diverse temperature. La LOI a 550°C è indicativa dell’abbondanza di materiale organico di origine vegetale, mentre quella a 950°C rivela la presenza di carbonati. Queste misurazioni sono cruciali per comprendere la quantità e la qualità dei componenti organici e inorganici presenti nei sedimenti.

In sintesi, i dati illustrati in questa figura offrono un’analisi comprensiva delle caratteristiche chimico-fisiche dei sedimenti, permettendo di dedurre le dinamiche ambientali e geologiche che hanno modellato l’area studiata. Tali informazioni sono indispensabili per la ricostruzione delle condizioni ambientali storiche e per l’interpretazione dei processi sedimentari attivi nel tempo.

Dall’analisi XRF, abbiamo selezionato elementi specifici e rapporti elementali che riflettono i cambiamenti ambientali nel bacino idrografico. Le concentrazioni di titanio (Ti) e silicio (Si) mostrano una stretta correlazione, come evidenziato nella Figura 6. Dalla base del nucleo, circa dal 560 al 1600 d.C., i valori si disperdono a livelli bassi senza mostrare una tendenza definita. Tra il 1600 e il 1700 d.C., si osserva un marcato aumento, stabilizzandosi successivamente su valori elevati. Questi dati suggeriscono condizioni di stabilità nel bacino fino al 1600 d.C., periodo dopo il quale un incremento nelle concentrazioni di Ti e Si indica un maggiore afflusso di prodotti di erosione detritica, potenzialmente dovuto a destabilizzazione del bacino o aumento del deflusso.

Dal 1700 fino ai giorni nostri, il bacino mostra nuovamente stabilità, sebbene con un ingresso maggiore di materiale clastico, il che suggerisce che l’incremento improvviso non fu un evento isolato, ma piuttosto una transizione ambientale verso un maggior deflusso, possibilmente indicativo di un aumento delle precipitazioni. Il rapporto Ca/Ti è stabile dalla base del nucleo, intorno al 560 d.C., fino al 1140 d.C., quando si verifica una netta diminuzione, seguita da un trend continuamente decrescente fino al 1450 d.C. Dal 1450 fino ai giorni nostri, il rapporto rimane costante e basso. Questa variazione è interpretata come un riflesso della riduzione della produzione primaria nel lago, iniziata nel 1140 d.C.

Il rapporto S/Ti mostra una breve diminuzione alla base del nucleo, per poi stabilizzarsi su valori alti tra il 700 e l’860 d.C. Una diminuzione si verifica tra l’860 e il 1450 d.C., interrotta da un breve aumento, dopodiché il rapporto rimane basso e stabile fino ai giorni nostri. Questo andamento indica che l’apporto iniziale di zolfo in eccesso era elevato e stabile a causa della vegetazione terrestre abbondante trasportata al lago tramite erosione. La riduzione nei valori di S/Ti riflette una diminuzione nella disponibilità di materiale vegetativo mentre l’erosione si mantiene costante nello stesso intervallo. Il tasso annuale di produzione organica e, di conseguenza, il materiale vegetale disponibile dalla vegetazione circostante si stabilizza e sembra rimanere ridotto.

Le concentrazioni di cloro (Cl) mostrano una notevole variabilità, con valori che oscillano tra 0 e 500 ppm e una tendenza generale al calo dal 560 al 1600 d.C., indicando una transizione verso condizioni di temperatura favorevoli a una prolungata copertura di ghiaccio marino, che riduce gli spruzzi marini. I valori di Cl aumentano dal 1600 fino ai giorni nostri, passando da valori prossimi a zero a oltre 500 ppm, e raggiungendo circa 1500 ppm nel campione più recente (fuori scala), segnalando una riduzione della copertura di ghiaccio marino e un incremento degli spruzzi marini durante il periodo libero da ghiaccio.

I dati ottenuti dalla perdita all’accensione (LOI) a 550°C, illustrati nella Figura 6, indicano valori inizialmente elevati e stabili, segno di un’intensa attività di produzione organica, fino a un decremento registrato tra il 980 e il 1630 d.C. Successivamente, si osserva un incremento dei valori dal 1630 fino al periodo attuale. Parallelamente, la misurazione della LOI a 950°C, che evidenzia la presenza di carbonati derivati esclusivamente dalla produzione primaria in assenza di substrati rocciosi carbonatici nel bacino, mostra valori inizialmente bassi che subiscono un aumento nel 825 d.C., mantenendosi poi costanti e elevati fino a un declino generale iniziato nel 1050 e protrattosi fino ai giorni nostri.

L’abbondanza di materia organica è fortemente condizionata da fattori climatici quali temperatura e precipitazioni. L’elevato livello iniziale della LOI riflette un ambiente caratterizzato da temperature estive adeguate e precipitazioni sufficienti per sostenere una vegetazione subartica rigogliosa. Il trend decrescente nel tempo è indicativo di un progressivo raffreddamento e/o di una diminuzione delle precipitazioni, sottolineando l’impatto diretto delle variazioni climatiche sulla produttività biologica del territorio.

Discussione

Le nostre analisi multiproxy sono suddivise in tre categorie principali che riflettono: i) la produttività organica, evidenziata da indicatori quali LOI, il rapporto Ca/Ti e S/Ti; ii) la stabilità del bacino, indicata da elementi come titanio, silicio, tipologie di polline e particelle di carbone; e iii) i parametri climatici, tra cui temperatura e precipitazioni, inferiti dalla presenza di cloro, tipi di polline, NPP e particelle di carbone. Nel periodo studiato, esteso dal circa 600 d.C. al presente, abbiamo identificato tre fasi distinte basate su dati XRF e LOI (Figura 7), corroborati da analisi polliniche consistenti.

Nella prima fase, che va dal 560 al 1100 d.C., si osserva un alto e stabile livello di produttività organica. Durante questo intervallo, gli indicatori climatici mostrano valori elevati con una graduale diminuzione, mentre i livelli di erosione rimangono contenuti. Ciò indica un ambiente stabile, con elevata produzione organica, temperature estive relativamente alte e periodi prolungati di acque libere, come dimostrato dall’aumentato flusso di cloro. L’ambiente, estremamente stabile e caldo, è confermato anche dai dati pollinici, che suggeriscono che le temperature estive erano mediamente circa 1°C superiori rispetto ai valori attuali (paragonati alla norma climatica del periodo 1991–2020, con una temperatura media di luglio di 11.2°C secondo DMI, 2023). I dati indicano inoltre un’abbondante presenza di caribù nell’area, dedotta dalle analisi delle spore coprofile (Figura 5).

I nostri risultati indicano che le temperature elevate tipiche del Periodo Caldo Medievale (MWP) si sono protratte dal 590 al 1100 d.C. a Kangerlussuaq, in linea con le temperature lacustri registrate nel Kanger Stack (D’Andrea et al., 2011). Inoltre, Aebly e Fritz (2009) hanno osservato che, in questo intervallo temporale e fino al 1250 d.C., le estati erano più lunghe di cinque giorni e più calde di 1°C rispetto ai giorni nostri. Questi autori stimano anche che il tasso di precipitazioni fosse superiore di 40mm annui rispetto ai valori attuali a Kangerlussuaq, confermando i nostri ritrovamenti di una vegetazione particolarmente rigogliosa. La collocazione temporale del MWP nel nostro studio è coerente con le ricostruzioni basate sulla frazionamento dei gas nel GISP2 (Kobashi et al., 2017), anticipando di due secoli il MWP registrato nei dati di GRIP e Dye3 (Dahl-Jensen et al., 1998). Tale discrepanza è probabilmente dovuta alla maggiore risoluzione decennale della ricostruzione basata sul frazionamento dei gas (Kobashi et al., 2017), a differenza delle ricostruzioni da carotaggi (Dahl-Jensen et al., 1998), che non sono in grado di registrare fluttuazioni rapide della temperatura a causa della diffusione termica nel manto di ghiaccio (Vinther et al., 2010).

Dal caldo e stabile ambiente preesistente, abbiamo identificato la transizione avvenuta alla fine del nono secolo, caratterizzata da prolungati periodi di copertura del ghiaccio marino. A partire dal 1100 d.C., registriamo una riduzione generale in tutti gli indicatori di produttività organica, segnando l’inizio di un periodo definito da condizioni più fresche e aride, coincidente con la Piccola Era Glaciale, come definito da Kjær et al. (2022). L’evoluzione verso un clima più freddo e secco si manifesta nella ridotta produzione organica, in condizioni più estese di ghiaccio marino e in una stratificazione indebolita delle acque lacustri.

Il nostro record pollinico indica altresì un cambiamento nel regime idrologico verso condizioni più aride e fresche, e abbiamo osservato una diminuzione nella relativa abbondanza di caribù e un abbassamento del livello lacustre a partire dal 1350 d.C. Le condizioni eccezionalmente aride hanno probabilmente aumentato il rischio di incendi boschivi, portando a un significativo evento incendiario locale che abbiamo documentato intorno al 1200 d.C. Questo incendio potrebbe aver causato il completo ritiro dei caribù dall’area per circa 80 anni, fino al ripristino delle condizioni vegetative pre-incendio. Sebbene le prove della ricomparsa di questa megafauna siano continue, sono notevolmente ridotte, indicando la presenza di caribù per un periodo annuale di residenza più breve o in quantità relativamente minore, entrambi riconducibili alla modificata disponibilità di foraggio. I caribù preferiscono infatti cibo di qualità piuttosto che di quantità, come dimostrato da studi precedenti (Grønnow et al., 1983; Klein, 1982; Lent e Klein, 1988; Spiess, 1979). La riduzione nella disponibilità di muschi lussureggianti, come l’Equisetum, ora meno abbondanti a causa dell’incremento della secchezza, ha influenzato il comportamento animale in risposta all’alterazione climatica.

Gli abitanti della cultura Thule iniziarono a utilizzare il sito di caccia al caribù presso Aasivissuit intorno al 1200 d.C. (Grønnow et al., 1983), presumibilmente in seguito all’incendio. Tuttavia, la sequenza di questi eventi non può essere completamente delineata a causa dell’imprecisione degli anni calibrati dal radiocarbonio. Un secondo evento incendiario si verificò intorno al 1580 d.C., dopo il quale il ripristino delle condizioni vegetative precedenti richiese oltre due secoli, verosimilmente a causa di tassi di precipitazione ridotti che rallentarono significativamente la rigenerazione. Nonostante ciò, le registrazioni di caccia di caribù durante il 13° e alla fine del 16° secolo dimostrano che gli Inuit cacciarono questi animali nella zona anche quando il terreno circostante NM1 era stato devastato dagli incendi. Non sono state trovate tracce di incendi nelle sezioni registrate ad Aasivissuit, ma è importante notare che il deposito si accumulò in un terreno paludoso che probabilmente rimase umido anche durante le estati secche.

Le nostre analisi evidenziano condizioni secche e fredde estese dal 1100 al 1600, risultati che concordano con le osservazioni di Aebly e Fritz (2009), i quali hanno documentato il periodo dal 1250 ad oggi come il più ventoso e secco registrato a Kangerlussuaq durante l’Olocene. Analogamente, il Kanger Stack registra un brusco calo delle temperature intorno al 1150, con valori bassi persistendo fino al 1600, quando si verifica un rialzo termico, come illustrato da D’Andrea et al. (2011). La serie di dati sui carotaggi di ghiaccio di Kobashi et al. (2017) identifica l’inizio del trend di raffreddamento intorno al 1100, con notevoli fluttuazioni fino al 1700, mentre le ricostruzioni di GRIP e Dye-3 di Dahl-Jensen et al. (1998) indicano un trend di raffreddamento a partire dal 950, culminante intorno al 1550. Queste discrepanze evidenziano l’importanza delle ricostruzioni climatiche basate su contesti locali.

Abbiamo riscontrato che le condizioni aride e fredde a Kangerlussuaq hanno prevalso fino al 1600, momento in cui si osserva un incremento dei prodotti tipici dell’erosione superficiale, dovuti a un aumento del deflusso (silicio e titanio), nonché una graduale ripresa della produttività organica e della crescita dei muschi, indicatori di un aumento delle precipitazioni. Il periodo più recente, dal 1600 ad oggi, è caratterizzato da condizioni crescentemente umide, con temperature che tendono a eguagliare i livelli attuali. Inoltre, dal 1600 osserviamo una riduzione della copertura di ghiaccio marino nel fiordo, testimoniata da un maggiore afflusso di cloruro. Nonostante i livelli lacustri rimangano bassi in questo arco temporale, come indicato dai dati pollinici, si evidenzia che l’evaporazione ha superato le precipitazioni, situazione ancor oggi persistente. Tuttavia, a partire dal 1800, un aumento delle precipitazioni ha favorito una diffusione più estesa di arbusti, visibili nel paesaggio contemporaneo.

In conclusione, esiste una notevole coerenza tra i diversi proxy utilizzati in questo studio per ricostruire le dinamiche climatiche e ambientali a Kangerlussuaq, confermando l’affidabilità di questo approccio multidisciplinare. Inoltre, non emergono discrepanze temporali tra i cambiamenti nel bacino rilevati tramite proxy geochimici e le variazioni corrispondenti nel record pollinico, come dimostrato nella Figura 7.

La Figura 7 illustra una sequenza temporale delle variazioni climatiche e ambientali a Kangerlussuaq, utilizzando una rappresentazione grafica multidimensionale per evidenziare i cambiamenti osservati attraverso diversi indicatori:

1. Temperatura dell’acqua del Lago Kanger Stack: Sul margine sinistro, il grafico mostra la ricostruzione della temperatura delle acque del lago Kanger Stack, derivata dai dati raccolti da D’Andrea et al. (2011). Questa è visualizzata attraverso una scala cromatica che varia nel tempo, indicando fasi di riscaldamento e raffreddamento.
2. Variazioni di temperatura e precipitazioni: La seconda colonna illustra le variazioni relative di temperatura (mediante gradiente di colore) e l’intensità delle precipitazioni (rappresentata dall’ampiezza della colonna), come ricostruite attraverso analisi multiproxy e studi pollinici condotti in questo studio. Variazioni nella larghezza della colonna indicano fluttuazioni nella quantità di precipitazioni nel corso del tempo.
3. Frequenza di incendi e abbondanza di caribù: Questo segmento del grafico documenta la frequenza degli incendi boschivi e la presenza di caribù nella regione, secondo le analisi effettuate. I simboli delle fiamme rappresentano gli incendi, mentre le icone di caribù riflettono la loro abbondanza, con frequenza e dimensione che variano in risposta a cambiamenti ambientali.
4. Presenza umana a Aasivissiut: L’ultima sezione mostra la presenza umana nell’area di caccia di Aasivissiut, documentata da Grønnow et al. (1983). Le figure rappresentano le comunità Inuit ed europee, con la loro frequenza che indica il livello di attività umana nella regione attraverso il tempo.

Complessivamente, questa figura fornisce un quadro complesso e dettagliato delle interazioni tra parametri climatici, attività umane e dinamiche della fauna nel contesto delle variazioni climatiche storiche di Kangerlussuaq, offrendo una visione olistica e scientificamente robusta delle dinamiche storiche e ambientali dell’area.

Conclusione

Questo studio ha ricostruito le variazioni climatiche e ambientali nelle vicinanze dell’area di caccia estiva di Aasivissuit, utilizzando analisi di pollini, spore fungine, carboni e proxy geochimici da un nucleo lacustre, estendendosi dal 560 d.C. fino al presente. I diversi indicatori utilizzati sono coerenti riguardo ai cambiamenti ambientali e climatici osservati e risultano allineati con altre ricostruzioni climatiche locali. Si riscontrano alcune divergenze rispetto alle ricostruzioni delle temperature basate sui carotaggi di ghiaccio, evidenziando così l’importanza e le limitazioni delle ricostruzioni locali. Abbiamo identificato tre regimi ambientali distinti nel periodo analizzato:

1. Dal 560 al 1100 d.C., si sono verificate condizioni climatiche stabili, relativamente calde e umide nel contesto subartico. La temperatura media estiva era superiore di 1,7°C rispetto ai valori attuali, con una presenza abbondante di caribù, sebbene con numeri ridotti tra l’830 e il 930 d.C.
2. Il periodo tra il 1100 e il 1600 d.C. ha mostrato condizioni più fresche e estremamente aride, con un aumento della copertura di ghiaccio marino e la registrazione di due incendi boschivi significativi. Questi eventi hanno distrutto la vegetazione esistente e allontanato i caribù per circa 200 anni, fino al ripristino delle condizioni vegetative originarie.
3. Dal 1600 d.C. fino ai giorni nostri, si sono registrate condizioni progressivamente più calde, con un aumento delle precipitazioni e una riduzione della copertura di ghiaccio marino, tendendo gradualmente verso il regime climatico attuale di Kangerlussuaq.

È probabile che le variazioni climatiche e ambientali rilevate nel sito di studio siano state comparabili a quelle nell’area di caccia estiva di Aasivissuit, distante 15 km. Nonostante ciò, non è stata trovata una correlazione diretta tra i cambiamenti climatici e l’intensità della caccia, suggerendo una resilienza delle strategie di sussistenza e delle pratiche venatorie alle variazioni climatiche. Gli Inuit hanno istituito l’area di caccia estiva contemporaneamente all’inizio del raffreddamento neoglaciale e hanno utilizzato regolarmente il sito durante tutto il periodo neoglaciale, con un’intensità di caccia che ha raggiunto il suo apice verso la fine del periodo rilevato nel sito di prelievo dei campioni. Inoltre, gli incendi e il conseguente abbandono dell’area da parte dei caribù, osservati nel sito di prelievo, sono eventi estremamente localizzati che non hanno influenzato l’uso dell’area di caccia estiva.

https://journals.sagepub.com/doi/10.1177/09596836241247301