Variazioni del Livello Relativo del Mare e sviluppo Costiero a Rugård, Danimarca, nell’Olocene Medio e Tardo

https://onlinelibrary.wiley.com/doi/pdf/10.1111/bor.12642

La Danimarca ha subito complesse interazioni tra il sollevamento isostatico e i cambiamenti eustatici del livello del mare dall’ultima deglaciazione. Significativi cordoni spiaggiali, così come depositi lagunari e lacustri di questo periodo, sono stati esaminati in numerose località della regione per definire le variazioni del livello relativo del mare (RSL). Nonostante la frequente presenza di antiche lagune costiere e laghi vicino ai cordoni spiaggiali elevati, raramente sono stati studiati congiuntamente. In questo studio, adottiamo un approccio multiproxy che comprende dati geospaziali, carotaggi di sedimenti lacustri, radar a penetrazione del suolo (GPR) e datazione mediante luminescenza otticamente stimolata per esplorare l’evoluzione costiera olocenica e la storia del RSL a Rugård, nel Parco Nazionale di Mols Bjerge, sulla costa est della Penisola dello Jutland. I nostri risultati indicano che l’area costiera di Rugård ha subito una trasgressione tra circa 7.6 e 7.0 ka cal. BP e che il RSL era circa 4.5 m superiore all’attuale tra circa 6.6 e 5.9 ka fa, periodo durante il quale è stato depositato il tratto più elevato della pianura a cordoni spiaggiali. L’altezza e la cronologia di questo massimo relativo sono in notevole accordo con le stime precedenti della trasgressione di Littorina, arricchendo così la nostra conoscenza complessiva sulla storia del RSL e sull’evoluzione costiera nella parte meridionale del Kattegat. In seguito, l’adeguamento isostatico ha causato il sollevamento e l’erosione della pianura a cordoni spiaggiali, ma si è verificata una nuova progradazione e deposizione di una pianura a cordoni spiaggiali inferiore a partire dal circa 1740 d.C. I risultati dimostrano l’importanza dell’utilizzo di un approccio multiproxy per lo studio delle variazioni del RSL e dell’evoluzione costiera.

Il Parco Nazionale di Mols Bjerge, situato sulla costa orientale della Penisola dello Jutland, in Danimarca, è stato istituito nel 2009 per la sua unica combinazione di tipologie di paesaggi sia naturali che culturali, e il suo valore come sito di eredità patrimoniale. L’area è riconosciuta per i suoi paesaggi glaciali, che includono grandi morene di arresto, paesaggi di ghiaccio stagnante e pianure alluvionali (Harder 1908; Pedersen & Petersen 1997). Queste forme del terreno glaciale sono state modellate da lobi di ghiaccio che avanzavano da una direzione sud-orientale durante l’Avanzata del Baltico Giovane, circa 19–18 ka fa (Houmark-Nielsen & Kjær 2003; Larsen et al. 2009; Houmark-Nielsen 2011). Dopo l’Ultimo Massimo Glaciale, l’evoluzione del livello del mare è stata inizialmente dominata dai contributi eustatici derivanti dallo scioglimento delle calotte glaciali, ma successivamente è stata localmente superata dal sollevamento isostatico glaciale, portando a una diminuzione del livello relativo del mare (RSL) nella maggior parte della Danimarca. Il periodo di trasgressione, localmente noto come la trasgressione di Littorina, ha lasciato evidenti forme terrestri costiere a elevazioni fino a 13 m s.l.m. nel nord della Danimarca e circa 5.6 m s.l.m. all’interno del Parco Nazionale di Mols Bjerge (Mertz 1924). Nel corso dell’Olocene Medio e Tardo, si sono sviluppate in Danimarca diverse forme terrestri costiere, che includono sia elementi erosivi, come scogliere e capi, sia strutture deposizionali, come depositi di spiaggia, cordoni spiaggiali, linguadune e lagune costiere.

Nel sud del Kattegat, numerosi studi hanno indagato l’origine e l’interpretazione delle forme terrestri marine post-glaciali elevate e dei depositi sedimentari, in particolare per comprendere le variazioni del Livello Relativo del Mare (RSL). Queste variazioni sono state prevalentemente ricostruite attraverso l’analisi di depositi sedimentari accresciuti, come carote di sedimenti lacustri o marini (Christensen 1982; Hede 2003; Bennike et al. 2019, 2021) o tramite depositi costieri progradanti, quali cordoni di spiaggia o tomboli (Tanner 1993; Nielsen & Clemmensen 2009; Clemmensen et al. 2012; Hansen et al. 2012; Hede et al. 2015; Sander et al. 2016). Questi dati evidenziano un rapido incremento del RSL nell’Olocene precoce, raggiungendo un apice nel livello del mare circa 8–7 ka fa nel nord della Danimarca e circa 6 ka fa più a sud, nell’area del Parco Nazionale di Mols Bjerge (Christensen & Nielsen 2008). Sebbene siano ben note le caratteristiche generali dell’evoluzione costiera olocenica e della storia del livello del mare in Danimarca, vi è una conoscenza limitata di queste dinamiche nella Jutland orientale.

In questo studio, esaminiamo l’evoluzione del paesaggio e la storia del RSL nell’area di Rugård, nel Parco Nazionale di Mols Bjerge, mediante un approccio combinato che include (i) analisi geomorfologica delle caratteristiche del paesaggio costiero, (ii) analisi di una carota di sedimento proveniente da Teglkær Mose (torbiera), (iii) misurazioni con radar a penetrazione del suolo (GPR) attraverso la pianura dei cordoni di spiaggia, e (iv) datazione tramite luminescenza otticamente stimolata (OSL) dei depositi dei cordoni di spiaggia. Inoltre, discutiamo l’evoluzione del paesaggio e la storia del RSL olocenico in relazione ad altre evidenze locali e regionali del centro della Danimarca.

Area di Studio

L’area di studio è situata in un contesto microtidale nella regione del Kattegat, sulla costa orientale dello Jutland, Danimarca (Fig. 1). La sezione costiera di Rugård è localizzata all’interno di un’estensione di quasi 40 km di litorale che si affaccia sul Kattegat meridionale. L’area è prevalentemente esposta alle onde provenienti dai settori sud ed est, con un fetch massimo di fino a 120 km. La linea di costa si colloca nella transizione tra un paesaggio glaciale, formato dall’Avanzamento Weichseliano Principale da una direzione nord-est, che ha raggiunto la sua posizione massima alla Linea Stazionaria Principale circa 23–21 ka fa, e un grande sistema di morena terminale formatosi durante l’Avanzamento Baltico Giovane che ha raggiunto l’area da una direzione sud-est circa 19–18 ka fa (Houmark-Nielsen & Kjær 2003; Larsen et al. 2009; Houmark-Nielsen 2011).

L’area di ricerca a Rugård è situata in una depressione topografica delimitata da due promontori, con elevazioni tra 25 e 50 m s.l.m., composti da depositi glaciali e proglaciali di fusione non consolidati a nord e da till argilloso a sud (Pedersen & Petersen 1997). I depositi costieri sono principalmente costituiti da sabbie e ghiaie marine depositate in una successione di cordoni litoranei e che ora sono parzialmente ricoperti da sabbia eolica (Pedersen & Petersen 1997). Nella parte meridionale dell’area di studio, la formazione di questi cordoni litoranei ha portato all’isolamento di laghi costieri e paludi, risultando nella formazione locale di torba e altri depositi di acqua dolce. Lungo il loro confine interno, queste zone umide vicino alla costa sono confinate topograficamente dai till. Un piccolo ruscello (Hoed A), che faceva parte del sistema di drenaggio proglaciale, sfocia nelle acque costiere a nord del sistema di cordoni litoranei. Oltre il ruscello, il calcare del Daniano affiora vicino alla superficie al di sotto dei depositi glaciali (Larsen & Knudsen 1983), e qui si trova un sito di estrazione. Per il trasporto del calcare, una strada e un pontile collegavano il sito di estrazione con le acque più profonde al largo.

La Figura 1 fornisce una mappa panoramica dell’area di ricerca a Rugård, in Danimarca. Ecco una descrizione dettagliata basata sull’immagine fornita:

1. Mappa Principale (a sinistra):
   • Rappresenta un modello digitale di elevazione, che mostra le variazioni di altezza (in metri sul livello del mare) nella regione di Rugård. Questo modello è utile per identificare e analizzare le forme del paesaggio costiero e le strutture geomorfologiche.
   • Sono indicati i siti di campionamento per la datazione OSL e le trincee, i quali sono essenziali per ricostruire la storia geologica e ambientale dell’area, nonché per comprendere i processi sedimentari e le dinamiche costiere.
   • Le linee di profilo del GPR delineano i percorsi lungo i quali sono state acquisite le immagini del sottosuolo, fornendo informazioni sulla stratigrafia interna dei cordoni di spiaggia e su eventuali discontinuità o stratificazioni all’interno del substrato.
2. Legenda (Mappa Principale):
   • Dettaglia i diversi elementi geologici e geomorfologici presenti nell’area, come i depositi eolici, le superfici di OSL, le trincee, e le discontinuità. Questi dettagli sono fondamentali per l’interpretazione dei processi sedimentari storici e attuali.
3. Pannello di Mappa a Destra (in alto):
   • Fornisce il contesto geografico dell’area di studio di Rugård, mostrando la sua posizione all’interno del contesto più ampio della Danimarca e del Kattegat. Questo è importante per capire le influenze regionali sulle dinamiche costiere locali.
4. Mappa Dettagliata (pannello di destra, in basso):
   • Mostra l’età e l’origine dei depositi superficiali del Quaternario nella parte orientale di Djursland, con un’enfasi sull’Olocene. Questi dettagli stratigrafici sono critici per la ricostruzione della cronologia degli eventi geologici e delle variazioni del livello del mare.
5. Rosa dei Venti (angolo in basso a destra):
   • Illustra le statistiche delle altezze significative delle onde e le direzioni di provenienza. Queste informazioni sono cruciali per comprendere il regime delle onde che influenzano l’erosione, il trasporto dei sedimenti e la morfologia costiera.

La figura integra dati altimetrici, sedimentologici, stratigrafici e oceanografici per fornire una rappresentazione multidisciplinare delle condizioni fisiche e dei processi che hanno plasmato e continuano a plasmare l’area costiera di Rugård. Questo tipo di analisi è indispensabile per chi studia l’evoluzione del paesaggio costiero, la storia del livello del mare e la dinamica sedimentaria nella regione.

Materiali e Metodi

Dati Geospaziali

Per descrivere e delimitare meglio i processi alla base dell’evoluzione passata dell’ambiente costiero presso Rugård, è stato utilizzato un insieme di dataset geospaziali disponibili (Tabella 1) per acquisire informazioni sulla topografia, batimetria e composizione dei depositi superficiali. Inoltre, è stata impiegata una serie di mappe storiche georeferenziate che coprono approssimativamente il periodo di tempo dalla fine del XVIII secolo, al fine di comprendere meglio le variazioni storiche della linea di costa. Tutti i dati sono stati analizzati in un sistema informativo geografico (GIS), e le informazioni sulle principali proprietà dei dati, le fonti e i riferimenti sono fornite nella Tabella 1. È stato utilizzato un carotiere per torba russo per ottenere un nucleo sedimentario composito lungo 274 cm da Teglkær Mose (torbiera) (56.2861°N, 10.8222°E; 3.1 m s.l.m.; Fig. 2). La torbiera è stata drenata da almeno il 1811 EC (Mappa della Parrocchia). Dopo il recupero, il nucleo è stato sigillato in plastica e conservato a 4 °C. La posizione del nucleo è stata registrata con un GPS portatile Garmin GPSMAP 64S (accuratezza orizzontale ±3 m) e l’altitudine della superficie della torbiera è stata successivamente ottenuta dal modello digitale di elevazione (DEM) LiDAR con un’accuratezza verticale assegnata di ±0.05 m.

Il nucleo è stato pulito in laboratorio e analizzato utilizzando uno scanner ITRAX lXRF presso l’Istituto Globe, Università di Copenhagen, Danimarca. Le sezioni del nucleo di 1 m sono state fotografate, sottoposte a scansione radiografica e analizzate mediante fluorescenza a raggi X (XRF) utilizzando un tubo al rodiom a intervalli di 1 mm e con un tempo di esposizione di 30 s. Prima della scansione XRF, il nucleo è stato ricoperto con un film di Mylar di 1,4 µm per prevenire la presenza di vapore acqueo tra il nucleo e lo scanner. I rapporti Ca/Fe e Sr/Ca sono stati impiegati per identificare le transizioni da ambiente marino a dolce, mentre i rapporti Ti/(inc + coh) sono stati utilizzati per distinguere tra strati gyttja ricchi di organici e strati più clastici di silt sabbioso/argilloso (Croudace & Rothwell 2015; Strunk et al. 2018).

L’età del sedimento è stata determinata tramite datazione al radiocarbonio (¹⁴C) di macrofossili terrestri o conchiglie marine. Un singolo campione di torba in massa è stato datato in un intervallo in cui non è stato possibile trovare macrofossili; normalmente, questo approccio non è consigliato a causa del rischio di contaminazione con carbonio antico (Olsen et al. 2012). Le misurazioni di spettrometria di massa con acceleratore sono state effettuate presso il Laboratorio Tandem, Università di Uppsala, Svezia. Le età ¹⁴C sono state calibrate in anni calendario utilizzando la versione 3.0.0 di rBacon (Blaauw & Christen 2011) con le curve di calibrazione IntCal20 (Reimer et al. 2020) e Marine20 (Heaton et al. 2020). Per i campioni marini, è stato utilizzato un valore ΔR regionale di 141±119 anni, basato sui cinque siti più vicini nel database Marine20 escludendo i campioni da Limfjorden e Randers Fjord (Olsson 1980; Heier-Nielsen et al. 1995). Un valore ΔR simile è stato utilizzato da Bennike et al. (2021).

La Tabella 1 elenca le mappe utilizzate nello studio per analizzare l’evoluzione passata dell’ambiente costiero nella zona di interesse. Ogni riga corrisponde a un tipo diverso di mappa o set di dati, specificando le informazioni relative all’anno di raccolta o di misurazione, all’anno di pubblicazione, alla scala e alla fonte di riferimento. Ecco una spiegazione più dettagliata:

1. DEM/DTM: Questi acronimi stanno per Digital Elevation Model e Digital Terrain Model, rispettivamente. Sono modelli che rappresentano la superficie terrestre e la sua altimetria. Qui, il DEM/DTM è stato raccolto nel 2016 e pubblicato nel 2021 con una scala di dettaglio di 1:25.000, che significa che 1 centimetro sulla mappa equivale a 25.000 centimetri (250 metri) nel mondo reale. La fonte è Dataforsyningen (2023).
2. Geological surface map v. 6.0: Una mappa geologica che mostra la composizione del terreno. Questi dati sono stati raccolti e pubblicati negli stessi anni del DEM/DTM e condividono la stessa scala e fonte.
3. Parish map Høje Målebordsblade: Una mappa storica della parrocchia raccolta nel 1780 e pubblicata tra il 1811 e il 1878. La scala di 1:4.000 indica un alto livello di dettaglio, adatto per studi localizzati. Il riferimento 3 denota che la fonte è la Danish Geodata Agency (2023).
4. Lave målebordsblade 4 cm map: Una serie di mappe dettagliate raccolte tra il 1900 e il 1977, e pubblicate tra il 1974 e il 1975 con una scala di 1:25.000, che fornisce un buon equilibrio tra dettaglio e copertura geografica.
5. DTK/Kort 50: Una serie di mappe topografiche raccolte e pubblicate in anni diversi (1984-1985, 1988, 2002, 2011, 2015, 2017) con una scala di 1:50.000, che fornisce meno dettagli rispetto a una scala di 1:25.000, ma una maggiore copertura dell’area.

La colonna “Reference” corrisponde alle seguenti fonti:

• 1 = Dataforsyningen (2023)
• 2 = GEUS (2023)
• 3 = Danish Geodata Agency (2023)
• 4 = Linee di contorno risalenti al 1877 CE

La tabella fornisce inoltre informazioni sulle linee di contorno dal 1877, che sono un elemento importante per l’analisi del rilievo e possono essere utilizzate per comprendere meglio i cambiamenti nella topografia nel tempo.

In sintesi, questa tabella mostra che lo studio si è avvalso di dati geospaziali multi-temporali e di diverse risoluzioni per analizzare i cambiamenti dinamici dell’ambiente costiero. L’uso di dati storici e contemporanei permette di avere una visione a lungo termine dell’evoluzione della zona di Rugård.

Utilizzo della Georadarizzazione per l’Analisi delle Strutture Interne dei Depositi di Creste di Spiaggia e la Stima dei Livelli Relativi del Mare Passato

Numerosi studi focalizzati sugli ambienti costieri hanno adottato il Georadar (Ground Penetrating Radar, GPR) come metodologia per cartografare la struttura interna dei depositi di creste di spiaggia e per valutare i Livelli Relativi del Mare (RSL) storici (Hein et al. 2013; Fruergaard et al. 2015; Hede et al. 2015; Van Heteren et al. 1998). La demarcazione tra il pendio inclinato della facciata della spiaggia e la parte superiore della riva, più pianeggiante, viene interpretata come indicatore della posizione storica del livello del mare (Tamura et al. 2008; Hede et al. 2015; Figueiredo & Rockwell 2022). Nel contesto microtidale del Mare di Kattegat, Nielsen & Clemmensen (2009) e Hede et al. (2013) hanno dimostrato che l’altitudine della transizione nel profilo della spiaggia corrisponde efficacemente al livello medio del mare. In questo studio, vengono identificati punti nei dati in cui riflessioni più inclinate incontrano riflessioni meno inclinate, manifestandosi come sovrapposizioni o cambiamenti di pendenza. Le stime del livello del mare al momento della deposizione sono basate sull’altitudine generale di questi punti su distanze approssimative di 50-100 m, con un’accuratezza verticale del livello del mare passato stimata a ±0,5 m. Questa incertezza considera i limiti nella risoluzione verticale dei dati GPR, le incertezze nel modello di velocità impiegato per la migrazione e la conversione in profondità, nonché le incertezze nei dati topografici. Le età dei depositi vengono stimate tramite datazioni OSL su materiali prelevati dalle creste di spiaggia.

Due transetti perpendicolari all’orientamento delle creste delle spiagge sono stati rilevati utilizzando il GPR (Fig. 1). Il transetto settentrionale inizia da un contesto retro-barriera al margine della piantagione moderna nel nord-ovest e procede lungo un percorso verso la costa nel sud-est, suddiviso in quattro profili (LINE66-69).

Il transetto meridionale comprende tre profili distinti. Il profilo situato più all’interno (LINE65) si estende in direzione NNW-SSE attraverso Teglkær Mose, luogo di prelievo del carotaggio sedimentario. Gli altri due profili (LINE58-59) si sviluppano lungo un itinerario che parte da una strada e si dirige verso est fino alla costa.

Le rilevazioni con il Georadar (GPR) sono state realizzate impiegando antenne protette montate su una lastra scorrevole tirata manualmente (pulseEKKO PRO 250 MHz di Sensors and Software), con una distanza tra le antenne di 0,38 metri. La grandezza del passo era di 0,053 metri, e per ciascuna posizione, sono state misurate e accumulare otto tracce, con ogni traccia costituita da 1000 rilevamenti (un rilevamento ogni 0,4 nanosecondi per un totale di 400 nanosecondi). I dati GPR sono stati processati utilizzando il software EKKO_Project™ di Sensors and Software. Il processo di elaborazione ha incluso la rimozione del rumore di fondo (dewowing), la migrazione, la conversione in profondità e la correzione topografica. Sia la migrazione che la conversione in profondità sono state eseguite adottando velocità costanti. I dati della topografia sono stati ottenuti dal Modello Digitale di Elevazione (DEM). La risoluzione verticale è stata calcolata come un quarto della lunghezza d’onda, corrispondente a ~0,1 metri.

la Figura 2 fornisce una serie di immagini sul campo che documentano diverse caratteristiche e attività legate allo studio di un sistema di cordoni litoranei e dell’ambiente costiero:

A. Spiaggia Moderna: Questa immagine mostra la spiaggia attuale con la sua vegetazione tipica e il confine tra la terra e il mare. È possibile che questa spiaggia faccia parte del sistema di cordoni litoranei in esame e che le condizioni attuali siano comparate con quelle storiche o preistoriche per comprendere l’evoluzione del paesaggio costiero.

B. Falesia e Transizione dei Cordoni Litoranei: Viene illustrata la falesia che costituisce un punto di demarcazione geologica tra la parte superiore e quella inferiore del sistema di cordoni litoranei. Questo elemento può indicare una variazione significativa nella dinamica costiera, come un evento di erosione o un cambiamento nei livelli del mare che ha influenzato la deposizione dei sedimenti.

C. Scavo e Campionamento: L’immagine mostra un’operazione di scavo in una trincea, probabilmente per accedere ai depositi eolici più antichi del sistema di cordoni litoranei superiori. Il ricercatore sta raccogliendo campioni di sedimenti, che verranno poi analizzati per determinare la composizione, l’età e altre caratteristiche geologiche.

D. Topografia della Palude Precedente: Questa foto documenta l’aspetto attuale di quello che un tempo era una palude, Teglkær Mose. L’area mostra una topografia piatta che può essere il risultato di precedenti interventi umani o di cambiamenti naturali nel paesaggio. La trasformazione da palude a paesaggio più secco potrebbe essere legata a variazioni climatiche o ad azioni antropiche.

Dettaglio: Nell’angolo in basso a destra, una foto più dettagliata mostra i campioni di sedimenti raccolti, avvolti e etichettati per la conservazione. I campioni sono protetti da luce e contaminazione per preservare le proprietà fisiche e chimiche necessarie agli studi di datazione o di altre analisi scientifiche.

In generale, questa figura fornisce un contesto visivo ai metodi di campionamento e alle osservazioni effettuate sul campo, che sono fondamentali per la ricostruzione degli ambienti passati e per la comprensione delle dinamiche costiere nella zona di studio.

Datazione mediante Luminescenza Stimolata Otticamente (OSL)

Abbiamo impiegato la tecnica di datazione OSL per determinare l’età delle dune litoranee, seguendo le metodologie precedentemente applicate in vari siti in Danimarca (Bjørnsen et al., 2008; Hede et al., 2015; Clemmensen et al., 2018; Kristiansen et al., 2021). In totale, sono stati raccolti 16 campioni di sedimento; 14 campioni sono stati prelevati lungo il transect GPR settentrionale e due campioni (214508 e 214509) sono stati raccolti più a sud, dove le dune litoranee più recenti sono conservate nella parte superiore della pianura delle dune litoranee (Fig. 1). Nei punti in cui i depositi delle dune litoranee erano direttamente accessibili in superficie, i campioni sono stati raccolti scavando manualmente nella sottosuperficie poco profonda (214501–214509). Nella parte centrale del sistema di dune litoranee superiori, la vegetazione e uno spesso strato di depositi eolici ricoprono le dune, rendendo il campionamento dei depositi marini più complesso. In questa area, abbiamo scavato due trincee profonde 1–2 m con un escavatore e prelevato rispettivamente cinque e due campioni (214510–214514 e 214515–214516). Tutti i campioni di sedimento per la datazione OSL sono stati raccolti in tubi di plastica opachi lunghi 30 cm, che sono stati accuratamente sigillati con nastro adesivo.

La datazione OSL è stata eseguita su granuli di quarzo e feldspato di dimensioni sabbiose presso il Laboratorio Nordico per la Datazione mediante Luminescenza. Le misurazioni OSL sui granuli di quarzo sono state realizzate utilizzando aliquote da 8 mm su dischi di acciaio inossidabile seguendo il protocollo SAR (Murray & Wintle, 2000, 2003; Murray et al., 2021), con una temperatura di pre-riscaldamento di 160 °C e misurazione dell’OSL a 125 °C. I tassi di dose sono stati determinati mediante spettrometria gamma ad alta risoluzione (Murray et al., 2018) e un contributo del tasso di dose da raggi cosmici basato su Prescott & Hutton (1994) e sulla profondità di campionamento. Il tasso di dose da radiazione cosmica nei campioni marini potrebbe essere variato nel tempo a causa della deposizione successiva di materiale eolico, ma l’effetto di questa variazione è contenuto entro i margini di incertezza della datazione. I campioni 214502 e 214503 hanno evidenziato una componente lenta nel segnale di quarzo, portando a stime eccessivamente elevate di De (dose equivalente) e sono stati pertanto esclusi, mentre per tutti gli altri campioni di quarzo è stato possibile ottenere un segnale chiaro e rapidamente decrescente.

La capacità del nostro protocollo selezionato di misurare una dose nei campioni di quarzo è stata testata sui campioni 214504, 214506–214508 e 214510–214516, ottenendo un rapporto misurato/conosciuto di 0,993±0,006 (n = 66), confermando che il nostro protocollo è in grado di misurare accuratamente una dose di laboratorio nota somministrata prima di qualsiasi trattamento termico (Murray 1996).

Le misurazioni di luminescenza stimolata nell’infrarosso (IRSL) sono state effettuate su granuli di feldspato (IR₅₀, stimolazione a 50 °C; e pIRIR₁₅₀, stimolazione a 150 °C dopo stimolazione a 50 °C) per verificare se il segnale OSL fosse stato adeguatamente azzerato durante la deposizione. Il segnale IRSL nei granuli di feldspato si azzera più lentamente rispetto al segnale OSL nei granuli di quarzo (Murray et al. 2012; Sugisaki et al. 2015), e pertanto può essere utilizzato per confermare l’azzeramento del segnale di quarzo. I test di recupero della dose sui campioni di feldspato hanno fornito rapporti misurato/conosciuto di 1,030±0,008 (pIRIR₁₅₀) e 1,020±0,013 (IR₅₀), confermando che il nostro protocollo IRSL può misurare con sufficiente accuratezza una dose di laboratorio nota somministrata prima di qualsiasi trattamento termico.

Quando si farà riferimento alle età ottenute mediante differenti metodi di datazione nel seguito, le età OSL saranno riportate in chiloanni prima del tempo di campionamento (2021 CE) e le età ¹⁴C saranno riportate in ka cal. BP (relativo al 1950 CE).

Risultati: Morfologie Costiere e Dinamiche

I dati geospaziali raccolti (Tabella 1) offrono una base solida per un’analisi preliminare dell’evoluzione del paesaggio costiero a Rugård, fornendo un’indicazione affidabile della configurazione spaziale delle forme del terreno. La presenza di falesie erose nella topografia morenica indica una condizione di maggiore esposizione e, quindi, una posizione più interna della linea costiera in un periodo antecedente la formazione della principale successione dei depositi costieri olocenici. Questi depositi sono principalmente costituiti da un sistema di dune litoranee lungo 3,5 km e largo fino a 0,8 km. Il sistema è relativamente stretto al suo confine meridionale, dove i depositi glaciali limitano lo spazio disponibile per la formazione di depositi costieri e si allarga progressivamente verso il nord, dove esiste più spazio disponibile nella topografia pre-olocenica. Il sistema di dune litoranee può essere suddiviso in due principali unità, una superiore e una inferiore, separate da una netta inconformità (Fig. 1). Le dune litoranee superiori presentano elevazioni superficiali che variano tra 4,5 e 7,5 m nella parte più ampia del sistema, con le dune più interne che non superano i 5 m di elevazione, mentre quelle più esterne superano i 5 m. Le creste delle dune seguono un orientamento approssimativo da SSO a NNE e presentano una leggera curvatura, indicando la rifrazione delle onde all’interno della baia. La maggior parte della pianura formata dalle dune litoranee superiori è stata coperta da una piantagione dalla fine del 1800, rendendo le dune non facilmente distinguibili nel paesaggio, sebbene siano chiaramente visibili nel DEM. Una falesia erosa, con un’altezza di circa 4 m, crea una marcata inconformità che attraversa le dune litoranee del sistema superiore con un angolo ridotto. La presenza di questa forma di erosione è un chiaro indicatore di un periodo di arretramento e riconfigurazione costiera. L’inconformità precede un sistema di dune litoranee inferiori, con un’elevazione di circa 2 m s.l.m., che si allarga anch’esso da sud verso nord ed è molto simile, in termini di struttura e orientamento, alle dune litoranee superiori.

L’analisi delle mappe storiche fornisce una stima delle variazioni della posizione della linea di costa a partire dal c. 1780 CE. Una constatazione significativa è che la maggior parte della pianura delle dune litoranee inferiori si è formata dopo il 1877 CE; a quel tempo, solo una sottile striscia di terra (circa 50 m di larghezza) era rappresentata davanti alla falesia chiaramente visibile. Da allora, la pianura delle dune litoranee ha progradato seguendo una forma stretta a ventaglio, con la maggior parte della progradazione che si è verificata nella sua estremità nord (appena a sud del sito di estrazione della calcarea) (Fig. 1). Tra il 1877 e il 1900 CE, fu costruito un molo orientato in direzione perpendicolare alla costa, che fungeva da porto nel sito di estrazione. Seguendo la sua costruzione, la linea costiera appena a sud del molo ha iniziato a progradare a un ritmo medio di circa 2 m all’anno fino al c. 1985 CE. Da allora, la linea di costa è rimasta relativamente stabile, con solo lievi fluttuazioni nella posizione della linea di costa.

Studio del Nucleo Sedimentario

Il nucleo sedimentario, lungo 2,74 cm, è stato suddiviso in quattro unità basandosi su litologia, dati geo-chimici e contenuto di macrofossili (Fig. 3). L’unità inferiore, unità 1 (274–184 cm), include una successione che si affina verso l’alto di sabbia ricca di organico e argilla limosa con densità relativamente alta. Alla base, la successione è costituita da sabbia di grana media a grossa con un alto rapporto Sr/Ca, che progressivamente si trasforma in argilla limosa calcarea laminata di colore chiaro con un rapporto Sr/Ca in diminuzione. L’unità inferiore contiene materiale di piante acquatiche (Charophyte) e alcuni molluschi (ad esempio, Mytilus edulis, Parvicardium minimum, Hydrobia ventrosa, Cerastoderma glaucum, Radix peregra e Ostracoda). L’unità 2 (184–181 cm) sopra consiste in un sottile strato di torba marrone scuro. Quest’unità presenta una bassa densità, così come rapporti molto bassi di Sr/Ca e Ca/Fe. L’unità 3 (181–52 cm) è costituita da argilla limosa calcarea laminata di colore marrone chiaro, con densità relativamente alta e un rapporto Ca/Fe che aumenta verso il vertice dell’unità. Contiene macrofossili di piante acquatiche e numerosi molluschi (ad esempio, M. edulis, P. minimum, Cerastoderma sp., Rissoa parva, Hydrobia ulvae, H. ventrosa, C. glaucum, R. peregra e Ostracoda). L’unità superiore, unità 4 (52–0 cm), è composta da torba marrone scuro con caratteristiche simili all’unità 2.

Basandoci sui dati del nucleo, interpretiamo le unità 1 e 3 come depositate in ambienti di acqua salmastra in un contesto lagunare. Questa interpretazione è supportata dall’abbondanza di macrofossili, dominati da specie tipiche di ambienti salmastri, sebbene queste sezioni includano anche specie di ambiente d’acqua dolce e marino, indicando condizioni ambientali variabili. Le due unità di torba, unità 2 e 4, sono interpretate come depositate in una palude d’acqua dolce isolata dal mare.

Utilizzando 11 date di radiocarbonio ottenute dal nucleo, abbiamo costruito un modello di età-profondità, escludendo una data ritenuta eccessivamente antica a causa del rimaneggiamento del materiale organico (Tabella 2, Fig. 3). Basandoci su questo modello, la fase salmastra inferiore (unità 1) si è verificata circa 7,6-7,4 ka cal. BP. Questa fase è stata seguita da un breve periodo di condizioni d’acqua dolce e formazione di torba intorno a 7,4 ka cal. BP, per poi ritornare a condizioni di acqua salmastra da circa 7,4 a 7,0 ka cal. BP. Da circa 7,0 ka cal. BP fino al presente, Teglkær Mose è stata caratterizzata come una palude d’acqua dolce, senza evidenze di incursioni marine.

la Figura 3 è una rappresentazione visiva dettagliata dei dati raccolti da un nucleo sedimentario prelevato da Teglkjær Mose. Ecco una spiegazione dettagliata di ciascuna parte della figura:

1. Unità Litologiche (A sinistra della figura): Il nucleo è stato suddiviso in quattro unità principali in base a cambiamenti visibili nella litologia e al contenuto di macrofossili, come indicato dalla colonna a sinistra della figura. Ogni unità è rappresentata con un colore diverso, con la descrizione delle unità che va dalla più recente in cima (unità 4) alla più antica al fondo (unità 1).
2. Dati Geochimici (Al centro): Tre grafici mostrano rispettivamente le variazioni di densità, il rapporto calcio/ferro (Ca/Fe) e il rapporto stronzio/calcio (Sr/Ca) lungo la lunghezza del nucleo. Questi rapporti sono indicativi di diversi processi ambientali e di deposizione. Per esempio, il rapporto Ca/Fe può indicare la presenza di minerali carbonatici (come le conchiglie) rispetto a quelli più ricchi di ferro, mentre il rapporto Sr/Ca può essere influenzato da cambiamenti nella composizione del carbonato o nelle condizioni di salinità.
3. Età al Radiocarbonio (Simboli blu e neri accanto alla colonna litologica): Le date ottenute tramite radiocarbonio sono mostrate accanto alla colonna litologica. I simboli blu rappresentano le età di gusci marini, mentre i simboli neri rappresentano le età di macrofossili terrestri. Le date sono fornite in anni BP (anni prima del presente, che è convenzionalmente fissato al 1950).
4. Modello di Età-Profondità (A destra): Questa è una rappresentazione grafica che mostra la correlazione tra la profondità nel nucleo e l’età calibrata dei sedimenti (in ka cal. BP, migliaia di anni prima del presente, calibrati rispetto al 1950). La curva centrale rappresenta la relazione migliore stimata tra età e profondità basata sui dati al radiocarbonio, mentre le bande orizzontali indicano l’intervallo di incertezza associato a ciascuna datazione. La curva mostra come l’età aumenti con la profondità, il che è tipico per i sedimenti depositati in modo sequenziale nel tempo.

In sintesi, questa figura fornisce informazioni su come gli ambienti di deposizione nel sito di Teglkjær Mose siano cambiati nel tempo. I rapporti geochimici aiutano a interpretare le condizioni ambientali durante la deposizione dei sedimenti, mentre le date al radiocarbonio forniscono una scala temporale che permette di costruire un quadro cronologico degli eventi geologici e paleoambientali associati al nucleo.

Analisi dei Dati di Radar a Penetrazione del Suolo per la Caratterizzazione della Struttura Interna dei Depositi Costieri

Le indagini con radar a penetrazione del suolo (GPR) hanno ottenuto profondità di penetrazione comprese tra 2 e 4 metri lungo tutta la lunghezza dei profili, permettendo l’identificazione di distinti facies radar. Questi ultimi sono stati interpretati sulla base della geomorfologia superficiale e verificati tramite dati di campo (carote prelevate da Teglkjær Mose, trincee 1 e 2, e piccole fosse scavate per il prelievo di campioni per la datazione mediante luminescenza stimolata otticamente, OSL). La qualità dei dati GPR risulta variabile e presenta segmenti affetti da rumore, principalmente a causa della superficie irregolare e della presenza, in alcuni tratti, di vegetazione fitta nella piantagione e nell’area di Teglkjær Mose. Questi fattori influenzano negativamente sia l’orientamento sia il contatto dell’antenna/trasduttore con la superficie del sedimento. Nonostante ciò, i dati GPR forniscono informazioni preziose sulla struttura interna e sulla composizione dei depositi costieri.

Nel profilo meridionale (come illustrato nelle Fig. 1 e 4), la superficie della morena è chiaramente identificabile come una riflessione marcata nel subsuolo, sepolta sotto i depositi di Teglkjær Mose e le dune litoranee. Le aree in cui la topografia morenica è visibile nel modello di elevazione e nella mappa geologica superficiale corrispondono spazialmente alla presenza di riflessioni marcate nei dati GPR, a sostegno di questa interpretazione. L’inizio dei depositi di dune litoranee lungo il profilo meridionale è caratterizzato da un contatto erosivo con i depositi morenici, seguito da una facies con topografia superficiale pronunciata e riflessioni interne chiaramente visibili inclinate verso la costa. Queste caratteristiche, sulla base della loro differenza di inclinazione, sono interpretate come residui del profilo della spiaggia (fronte spiaggia e parte superiore della foce).

I punti di downlap tra le due superfici riflettenti sono identificabili a un’altitudine di 3,0 ± 0,5 metri sul livello del mare (m s.l.m.) lungo l’intera successione fino alla scogliera che demarca la transizione verso la pianura delle dune litoranee più basse. Nella pianura delle dune litoranee inferiori, la penetrazione del segnale è relativamente limitata, tuttavia, le riflessioni sono facilmente riconoscibili. Non è stata possibile una stima chiara del livello del mare, ma la topografia superficiale suggerisce un livello del mare simile a quello attuale, in linea con la formazione recente del sistema di dune litoranee inferiori, come indicato dall’analisi dei dati geospaziali.

Nel profilo settentrionale (vedi Fig. 1, 4), non si raggiunge la base dei depositi costieri (ovvero la superficie dei sedimenti glaciali). Nella parte più interna del profilo (LINE66), sono evidenti riflessioni inclinate verso la costa, benché generalmente meno distintive rispetto al profilo meridionale. La topografia superficiale è relativamente piatta e i dati GPR offrono scarse indicazioni sui processi che hanno portato alla sua formazione, se non per un probabile apporto di energia e materiale dall’est, suggerendo un’origine marina. Basandosi sull’interpretazione del profilo GPR e sulle osservazioni effettuate durante il campionamento, il livello relativo del mare (RSL) al momento della formazione è stimato essere di circa 3 m s.l.m. (Le stime di RSL nei punti di campionamento OSL sono riportate nella Tabella 3).

La parte centrale del profilo settentrionale è caratterizzata da una topografia pronunciata (visibile come creste nel modello digitale di elevazione, DEM), ma non è possibile identificare una chiara direzione di inclinazione delle riflessioni vicino alla superficie. Basandosi sulle osservazioni nelle trincee 1 e 2, questi depositi sono interpretati come sabbie eoliche con una transizione poco marcata ai depositi marini, sia nelle trincee che nei dati GPR, dove riflessioni inclinate verso la costa possono essere occasionalmente identificate a profondità di circa 1–2 metri sotto la superficie (ad esempio, presso la trincea 1). Le stime passate di RSL si collocano tra 3,7 e 4,5 m s.l.m. in questa parte della pianura delle dune litoranee superiori.

All’inconformità segnata dalla scogliera che interseca il sistema di dune litoranee superiori, la topografia si abbassa di circa 4 metri, accompagnata da una riflessione inclinata evidente che prosegue sotto il sistema di dune litoranee inferiori, indicando un profilo di spiaggia significativamente più ripido nella transizione tra il sistema superiore e quello inferiore. Le osservazioni nella pianura delle dune litoranee inferiori sono analoghe a quelle del profilo meridionale.

La Tabella 2 mostra i dati delle età al radiocarbonio di vari campioni provenienti da Teglkjær Mose, in Danimarca. Ogni riga rappresenta un diverso campione, con diverse informazioni fornite in colonne.

Ecco le informazioni contenute in ciascuna colonna:

1. Numero del campione (Sample number): Ogni campione ha un numero identificativo unico assegnato per facilitarne il tracciamento e la referenziazione.
2. Numero di laboratorio (Laboratory number): Un codice assegnato dal laboratorio che ha eseguito l’analisi al radiocarbonio. Per esempio, Ua-72627 è il codice di laboratorio assegnato al primo campione.
3. Materiale (Material): Il tipo di materiale analizzato. Può variare da campioni di legno a organismi come la Cenocladia glacum o il bivalve Mytilus edulis.
4. δ¹³C (‰): La differenza fra il rapporto isotopico del carbonio-13 del campione e quello di un campione standard espressa in per mille (‰). Questo valore viene utilizzato per normalizzare l’età al radiocarbonio tenendo conto di variazioni isotopiche.
5. Età al radiocarbonio (¹⁴C age a BP): L’età del campione determinata tramite la datazione al radiocarbonio, espressa in anni prima del presente (BP), che è convenzionalmente fissato al 1950. Ad esempio, 4948±32 indica che l’età del campione è di 4948 anni prima del 1950, con un margine di errore di ±32 anni.
6. Età modellata (cal. a BP): Età calibrata del campione basata su curve di calibrazione che corrispondono alle variazioni temporali della concentrazione atmosferica di carbonio-14. Vengono forniti tre valori:
   • Minimo: L’età calibrata minima del campione.
   • Massimo: L’età calibrata massima del campione.
   • Mediana: Il valore mediano dell’età calibrata, che rappresenta la stima più probabile dell’età del campione.
   Per esempio, per il primo campione, l’età modellata calibrata è compresa tra un minimo di 5597 anni e un massimo di 5844 anni prima del presente, con una mediana di 5670 anni.

Questa tabella fornisce quindi un quadro complesso delle età dei campioni raccolti a Teglkjær Mose, Danimarca, utilizzando la datazione al radiocarbonio, che è fondamentale per la ricostruzione storica dell’ambiente e dei cambiamenti climatici e del livello del mare nella regione.

Datazione OSL dei Sistemi di Cordoni Litorali a Rugård

Un totale di 16 campioni sono stati sottoposti a datazione OSL dal sistema di cordoni litorali a Rugård, al fine di stabilire una cronologia affidabile per la formazione sia dei depositi litorali che dei depositi eolici sovrastanti. La Tabella 3 e la Figura 5 illustrano i risultati della datazione OSL su quarzo in confronto con quelli ottenuti dalla datazione OSL su feldspato (IR50 e pIRIR150). Le età IR50 tendono generalmente ad essere inferiori rispetto a quelle del quarzo, mentre le età pIRIR150 concordano in larga misura con quelle del quarzo, con uno scarto di alcune centinaia di anni, suggerendo che i granuli di quarzo erano probabilmente ben sbiancati prima della deposizione definitiva.

Le età indicate mostrano che i depositi marini nella parte superiore del sistema si sono formati in un arco temporale di alcune centinaia di anni, tra 6,56±0,37 e 5,92±0,34 ka fa (campioni 214506–214507, 214510–214511 e 214515). Questi dati di età presentano un’accordo relativamente buono e sovrapposizioni nelle incertezze. I due campioni prelevati dalla parte più estrema (meridionale) del sistema superiore di cordoni litorali hanno età di 3,22±0,20 e 2,25±0,27 ka, significativamente più giovani, suggerendo un rallentamento nella velocità di progradazione.

I campioni eolici prelevati dalle trincee 1 e 2 sono stati datati tra 2,87±0,22 e 0,43±0,02 ka. Si osserva un’inversione significativa dell’età nei due campioni superiori della trincea 1. Poiché le età IRSL sono coerenti con quelle derivanti dal quarzo (indicando un adeguato sbiancamento dei granuli di quarzo al momento della deposizione), ciò potrebbe indicare un’intensa perturbazione fisica, forse in relazione all’attività di piantagione.

I campioni prelevati dalla parte inferiore del sistema di cordoni litorali hanno restituito età di 0,07±0,01 e 0,28±0,04 ka (circa 1950 e 1740 d.C., rispettivamente).

Figura 4. Figura panoramica che mostra il contesto deposizionale e le principali riflessioni dei due profili del radar a penetrazione del suolo (GPR) registrati a Rugård. Le barre colorate corrispondono ai set di cordoni litorali identificati nella Figura 1.

La Figura 4 fornisce una rappresentazione grafica dei risultati ottenuti da due profili GPR, uno settentrionale e uno meridionale, ognuno rappresentando una sezione trasversale del sottosuolo nella regione di Rugård. Le riflessioni principali visualizzate in questi profili sono rappresentazioni delle discontinuità geologiche, come gli strati di diversi sedimenti o cambiamenti nella composizione del suolo che riflettono le onde del radar in modo diverso.

Le barre colorate sopra ciascun profilo corrispondono ai diversi set di cordoni litorali che sono stati precedentemente identificati (presumibilmente nella Figura 1, che non è mostrata qui), e aiutano a correlare le caratteristiche geologiche osservate nel profilo GPR con le strutture deposizionali note in superficie.

Le riflessioni del radar sono registrate come variazioni nella linea di base, che rappresentano le differenze nella composizione del sottosuolo. Queste riflessioni sono utilizzate per interpretare la stratigrafia del sottosuolo, inclusa la localizzazione dei depositi eolici e marini, come pure le superfici glaciali e i cordoni litorali.

La menzione del “CPT” si riferisce al Cone Penetration Test, un metodo di indagine geotecnica in situ utilizzato per determinare le proprietà geotecniche del terreno. Le posizioni in cui sono stati eseguiti questi test sono indicate nei profili, fornendo ulteriori dati sulla consistenza e la composizione del sottosuolo.

In conclusione, questa figura rappresenta una sintesi visiva dei dati sismici raccolti tramite GPR, che evidenzia le strutture sottosuperficiali e aiuta a ricostruire l’ambiente deposizionale della zona studiata a Rugård.

La Tabella 3 presenta i risultati della datazione OSL (Optically Stimulated Luminescence) per i depositi di cordoni litorali di Rugård, in Danimarca. Ecco cosa rappresentano le varie colonne:

1. Laboratory code: Codice univoco assegnato ad ogni campione dal laboratorio per scopi di tracciabilità e riferimento.
2. Sample Site Location: Localizzazione del sito di campionamento, in questo caso, tutti da Rugård.
3. Depth (cm): Profondità a cui il campione è stato prelevato, misurata in centimetri.
4. W.C. (Water Content in %): Contenuto d’acqua del campione espresso in percentuale del peso totale del campione. Questo dato è rilevante per il calcolo del tasso di dose.
5. nᵣ (Number of Rejected Aliquots): Numero di aliquote rifiutate per il campione.
6. nₐ (Number of Accepted Aliquots): Numero di aliquote accettate per il campione.
7. IR50, pIRIR225, and pIRIR290 (Dᵣ (Gy)): Valori di dose equivalente (De) misurati per il feldspato utilizzando diversi protocolli di luminescenza. Questi valori vengono poi utilizzati per calcolare l’età del campione.
8. OSL (Dₐ (Gy)): Valore di dose equivalente (De) misurato per il quarzo attraverso la tecnica OSL.
9. Feldspar dose rate (Gy/ka): Tasso di dose per il feldspato, calcolato in grays per kiloanno (Gy/ka).
10. Quartz dose rate (Gy/ka): Tasso di dose per il quarzo, anch’esso in Gy/ka.
11. IR50 age (ka): Età calcolata per il feldspato utilizzando il valore IR50.
12. pIRIR age (ka): Età calcolata per il feldspato utilizzando i valori pIRIR225 e pIRIR290.
13. OSL age (ka): Età OSL calcolata per il quarzo, che è considerata la più affidabile per l’interpretazione.
14. RSL estimate: Stima dell’età del livello relativo del mare (Relative Sea Level), se disponibile.

Le note a piè di pagina indicano che:

• Il tasso di dose del feldspato non include una componente interna di dose dal potassio-40, che ammonta a 0,075±0,014 Gy/ka.
• Il contenuto d’acqua è calcolato come il 20% del contenuto d’acqua saturo.

Ogni campione ha un numero di aliquote (piccole porzioni del campione) che vengono analizzate per determinare l’età. Le aliquote possono essere rifiutate se non soddisfano i criteri di qualità. Le età dei campioni sono calcolate sulla base delle misure di dose e del tasso di dose, e vengono fornite con le incertezze standard (1σ).

In sintesi, questa tabella fornisce un set di dati complessi utilizzati per determinare l’età geocronologica dei depositi di cordoni litorali a Rugård, con l’OSL del quarzo usato come riferimento primario per l’interpretazione delle età.

La Figura 5 presenta un grafico di confronto tra le età ottenute tramite la luminescenza stimolata otticamente (OSL) dal quarzo e dal feldspato (IR₅₀ e pIRIR₁₅₀).

• L’asse delle ascisse (asse x) mostra le età misurate tramite la luminescenza stimolata otticamente del quarzo (Quartz OSL), indicate in chiloanni (ka).
• L’asse delle ordinate (asse y) mostra le età misurate tramite luminescenza stimolata otticamente per il feldspato. Due misure del feldspato sono presentate: IR₅₀ e pIRIR₁₅₀, anch’esse espresse in chiloanni (ka).
• I punti neri indicati con un cerchio rappresentano le età pIRIR₁₅₀ del feldspato.
• I punti rossi rappresentano le età IR₅₀ del feldspato.
• La linea diagonale tratteggiata segnala la relazione 1:1, dove le età misurate dal quarzo e quelle misurate dal feldspato corrisponderebbero perfettamente.
• Il testo “pIRIR₁₅₀ intercept: 400±200 years” indica che, generalmente, le età pIRIR₁₅₀ del feldspato sono più giovani rispetto alle età OSL del quarzo di un intervallo di 400 anni, con un’incertezza di ±200 anni.
• Le barre di errore (le linee verticali e orizzontali che terminano con una traversa su ciascun punto) indicano l’incertezza associata a ciascuna misurazione. Queste barre di errore mostrano il range all’interno del quale il vero valore potrebbe essere situato, basato sull’incertezza standard (1σ) delle misurazioni.

Il grafico serve per confrontare l’affidabilità delle date OSL ottenute dal quarzo rispetto a quelle ottenute dal feldspato. Se i dati del feldspato si allineassero perfettamente sulla linea 1:1, ciò indicherebbe che entrambi i minerali registrano la stessa età di esposizione alla luce e quindi un buon azzeramento. La deviazione dalla linea 1:1, particolarmente per il pIRIR₁₅₀ (indicato dai punti neri), suggerisce che ci possono essere delle discrepanze nel registro delle età tra i due minerali.

Evoluzione del Paesaggio a Rugard

Basandosi sui risultati complessivi, la formazione del paesaggio del sistema deposizionale costiero a Rugard è suddivisa in sei fasi distinte (Fig. 6A–F), descritte nelle sezioni seguenti.

Transgressione e Depositi Lagunari (circa 7.6–7.0 ka cal. BP). – La datazione e l’interpretazione del carotaggio sedimentario indicano che Teglkær Mose era inizialmente una laguna salmastra poco profonda fin dall’epoca di circa 7.6 ka cal. BP. Una argilla silto-calcare intercalata con interstrati di sabbia veniva depositata in questo ambiente lagunare. La deposizione di sedimenti coesivi richiede condizioni di calma. Pertanto, la formazione di una barriera che isolasse la depressione topografica della palude dall’ambiente marino aperto deve essere avvenuta prima della formazione dei depositi lagunari (Fig. 6B). Nel modello altimetrico, una caratteristica ondulata a sud della palude suggerisce la presenza in superficie di materiale morenico, mentre un paleocliff visibile in una collina morenica indica erosione locale da onde e arretramento costiero, che potrebbero aver fornito il sedimento necessario per la costruzione di una barriera costiera. Questo viene ulteriormente confermato dalla presenza di una piccola falesia in una posizione simile nei depositi morenici (visibile in GPR LINE58) ricoperta da oltre 2 metri di sabbia e ghiaia marina depositati sopra un contatto erosivo.

Il bacino lagunare si riempì rapidamente in un periodo di circa 700 anni. Due strati di torba datati a circa 7.4 e 7.0 ka cal. BP indicano periodi di rinfrescamento del bacino o di minore influenza marina. Dopo il deposito dello strato di torba inferiore, la ripresa della deposizione di argilla silto-calcare indica un secondo periodo di maggiore influenza marina. Il contenuto fossile e l’assenza di inclusioni sabbiose più in alto nel carotaggio suggeriscono che la connessione tra l’ambiente marino e la laguna si stava progressivamente restringendo verso il 7.0 ka cal. BP, momento in cui iniziò la seconda fase di formazione della torba.

Il periodo di deposizione corrisponde bene a una fase transgressiva, caratterizzata da elevati tassi di innalzamento del Livello Relativo del Mare (RSL), documentata in altri sistemi costieri del sud del Kattegat (Hede 2003; Sander et al. 2015a). Si deve ipotizzare che l’erosione delle morene, sia a nord che a sud di Teglkær Mose (indicate con linee nere nella Fig. 6A), sia stata associata all’accentuato aumento del RSL. I prodotti dell’erosione provenienti dalla morena potrebbero essere stati trasportati verso nord e aver contribuito alla formazione delle prime creste di spiaggia, isolando Teglkær Mose dall’ambiente marino. Durante questa fase transgressiva, è necessario che una grande quantità di sedimenti sia stata mobilitata e trasportata nella baia, facilitando così la formazione delle creste di spiaggia iniziali nell’area. Età e spessore dei depositi sabbiosi più interni della baia rimangono sconosciuti (set I nella Fig. 1), ma la loro elevazione e posizionamento nella barriera retrostante del sistema di creste di spiaggia superiore suggeriscono una formazione precoce (Olocene Medio).

Massimo del Livello Relativo del Mare e Formazione delle Creste di Spiaggia (circa 6.6–5.9 ka fa). – Le età ottenute tramite Luminescenza Stimolata Otticamente (OSL) dal sistema di creste di spiaggia superiore indicano che la formazione è avvenuta in modo relativamente rapido nel periodo compreso tra circa 6.6 e 5.9 ka fa (set II nelle Fig. 1, 6C). Ciò indica un notevole apporto di sedimenti nell’area. La tempistica della deposizione è in linea con le età proposte per la stabilizzazione del livello del mare globale post-glaciale (Fleming et al. 1998) e la stabilizzazione del RSL regionale, che raggiunge il suo apice in questo periodo (Christensen & Nielsen 2008; Sander et al. 2016; Bennike et al. 2021).

la Figura 6 illustra l’evoluzione del paesaggio olocenico medio e tardo nella regione di Rugård attraverso una serie di fasi temporali, ognuna caratterizzata da processi geologici e morfologici distinti:

A. Prima di 7.0 ka cal. BP: La prima fase rappresenta il periodo di trasgressione marina, dove il livello del mare era in risalita, causando la mobilizzazione e il ricollocamento dei sedimenti attraverso i processi costieri. La figura mostra una configurazione costiera dove le dinamiche marine influenzano attivamente la deposizione dei sedimenti mobili.

B. Alto livello relativo del mare, circa 7.0–6.6 ka fa: Durante questo periodo, si registra un alto livello relativo del mare (RSL). La formazione di una barriera iniziale conduce alla deposizione lagunare a Teglkær Mose, creando un ambiente lagunare isolato dal mare aperto. Questo implica un cambio nella dinamica di deposizione, da un ambiente dominato da processi marini a uno più protetto.

C. Rapida progradazione della cresta di spiaggia, circa 6.6–5.9 ka fa: Segue un periodo di rapida espansione delle creste di spiaggia dovuta a un elevato apporto di sedimenti. Questo è indicativo di una fase dinamica di sviluppo costiero, con la formazione di strutture geomorfologiche nuove ed emergenti dovute all’accumulo di sedimenti lungo la linea di costa.

D. Formazione di creste di spiaggia (progradazione lenta) e flusso di sedimenti eolici, circa 5.9–2.3 ka fa: Qui, la velocità di progradazione delle creste di spiaggia rallenta, e ci sono evidenze di sedimentazione eolica che si deposita sui precedenti accumuli di spiaggia. Questo suggerisce una riduzione nell’apporto di sedimenti marini e un aumento nell’influenza di processi eolici (del vento).

E. Erosione costiera e formazione dell’inconformità (scogliera), circa 2.3 ka fa–1740 d.C.: In questa fase si verifica un’erosione costiera significativa, portando alla formazione di una scogliera e un’inconformità. Un’inconformità rappresenta una discontinuità stratigrafica che indica un’interruzione nel processo deposizionale, comunemente associata a un cambiamento nelle condizioni ambientali o un episodio di erosione.

F. Formazione del sistema di creste di spiaggia inferiori, dopo il 1740 d.C.: L’ultima fase mostra la formazione di un sistema di creste di spiaggia più recente, indicativo di un nuovo regime di deposizione sedimentaria che può essere collegato a cambiamenti nella fornitura di sedimenti o nel regime idrodinamico.

Nel complesso, la Figura 6 mette in evidenza come i cambiamenti nel livello relativo del mare e l’apporto di sedimenti influenzano la morfologia costiera e le strutture deposizionali nel corso dell’Olocene, mostrando una sequenza cronologica di eventi geomorfologici che hanno plasmato il paesaggio di Rugård.

Il sistema costiero di Rugård è posizionato al vertice di una baia tra due promontori costieri scoscesi, indicando un’erosione significativa dei depositi morenici e, di conseguenza, una potenziale ampia disponibilità di sedimenti da una fonte locale. Analogamente, la morfologia su grande scala del litorale orientale di Djursland (Fig. 1) suggerisce un consistente trasporto litoraneo. Lungo i primi circa 350 metri del transect GPR a nord, l’elevazione superficiale delle creste di spiaggia aumenta in direzione della costa, il che conferma l’idea che lo sviluppo costiero in questo periodo sia stato primariamente guidato dall’apporto di sedimenti (Figueiredo & Rockwell 2022) e non sia avvenuto come una regressione forzata dovuta a un calo del RSL. L’interpretazione dei profili GPR indica in realtà un innalzamento del RSL fino a circa 4.5 m sul livello del mare, seguito da un abbassamento di circa 0.5 m nel periodo di deposizione. Il livello del mare stimato segue quindi l’andamento topografico generale del sistema di creste di spiaggia, come avviene anche in studi simili condotti su Anholt e Samsø (Clemmensen et al. 2012; Hede et al. 2015). Insediamenti umani e gusci di molluschi rinvenuti ben all’interno di Kolindsund (a nord di Rugård) e verso Stubbe Sø (a sud di Rugård) confermano un elevato RSL durante questo periodo (Pedersen & Petersen 1997).

L’assenza di depositi marini nel carotaggio sedimentario da Teglkær Mose in questo arco temporale può essere spiegata dalla presenza di una barriera che proteggeva la torbiera dall’azione diretta del mare, o dal fatto che la torba in Teglkær Mose si sia originariamente formata a un’altitudine maggiore per poi compattarsi e abbassarsi al livello in cui la ritroviamo oggi. Teglkær Mose fu drenata prima del 1811 EC (come indicato nella mappa parrocchiale) e il sistema di drenaggio fu in seguito esteso alla sua forma attuale, che ha probabilmente condotto a una compattazione del terreno.

I depositi di spiaggia più recenti datati, situati nella parte centrale della pianura delle creste di spiaggia superiore (insieme II in Fig. 1; OSL 6, campione datato a circa 5.9 ka) e le creste di spiaggia più recenti più a sud (OSL 8 e 9), presentano una granulometria più grossolana rispetto ai depositi più antichi e contengono grandi quantità di materiale della dimensione di ciottoli e ciottolame. Questo è interpretato come indicativo di uno stato di equilibrio nella configurazione costiera (agevolato da una tendenza al ribasso del RSL), dove l’abbondante apporto di sedimenti ha portato a un allineamento della linea di costa e, di conseguenza, a una situazione in cui il trasporto litoraneo (principalmente di particelle di sabbia e ghiaia) eccede il riempimento dello spazio disponibile per l’accomodamento dei sedimenti. Di conseguenza, la deposizione è sempre più dominata dal rimaneggiamento dei sedimenti di spiaggia, portando alla deposizione di particelle prevalentemente grossolane all’interno delle creste di spiaggia.

Cordoni Litoranei Più Recenti nella Pianura Alta (circa 3.2–2.3 ka fa)

Nonostante un’erosione pronunciata nella parte settentrionale del sistema, sono stati preservati due cordoni litoranei a granulometria grossolana (con clasti fino a ~3 cm) nella pianura alta, situati nella parte meridionale dell’area (insieme III, Fig. 1). Questi sono stati datati a circa 3.2 ka (OSL 8) e circa 2.3 ka (OSL 9), età notevolmente più recenti rispetto ai cordoni litoranei situati poco più all’interno, e sorprendentemente giovani considerando la morfologia superficiale dei cordoni (6.8 e 6.4 m s.l.m., rispettivamente).

Le riflessioni di sovrapposizione al di sotto dell’OSL 8 (corrispondenti all’estensione del riflettore facciale della spiaggia datato) indicano un Livello Relativo del Mare (RSL) di circa 3.0 ± 0.5 m s.l.m. al momento della formazione. Questo valore è leggermente elevato e recente nel contesto dei siti analizzati nell’ambiente costiero olocenico danese, ma non eccessivamente distante dalle stime per l’altezza e il timing del livello del mare verso la fine dell’alto stand RSL dell’Olocene Medio (Clemmensen et al. 2012; Hede et al. 2015; Sander et al. 2016). Per l’OSL 9, non vi sono indicazioni del RSL basate su GPR.

È di particolare interesse osservare che la transizione da depositi di spiaggia dominati da sabbia a quelli dominati da clasti segnala un’influenza significativa della morfodinamica litoranea. Entrambi i profili GPR evidenziano una riflessione marcata in continuità con la scarpata/falesia che separa il sistema di cordoni litoranei superiore da quello inferiore. Ciò suggerisce un profilo di spiaggia decisamente più inclinato, indicativo di un’intensa rielaborazione e di una predominanza di materiale clastico grossolano sia sulla faccia della spiaggia che sulla parte superiore della shoreface (Orford et al. 1991). Inoltre, nei sistemi di cordoni litoranei dove è possibile ottenere indicatori del RSL dalle riflessioni di sovrapposizione lungo l’intero profilo, è osservabile sia una discontinuità nell’elevazione della topografia che nei punti di sovrapposizione, con una certa variabilità nella loro elevazione (circa ± 0.5 m) in brevi lassi temporali (Hede et al. 2015).

In conclusione, le età e le elevazioni del RSL dei cordoni litoranei nell’insieme III (Fig. 1) forniscono dati indicativi, tuttavia permangono significative incertezze, rendendo necessarie ulteriori investigazioni. Per il piano litoraneo di Rugård nel suo complesso, si evidenzia un marcato cambiamento nel pattern di progradazione tra gli insiemi II e III (Fig. 1), probabilmente correlato a variazioni locali nell’apporto di sedimenti e forse nell’energia delle onde.

Trasporto Eolico di Sabbia (circa 2.9 ka fa ad oggi)

La parte centrale della pianura dei cordoni litoranei superiori è ricoperta da sabbia eolica, e le datazioni OSL indicano un’intensa fase di trasporto eolico di sabbia intorno a 2.9–2.8 ka fa (Fig. 6D). I profili GPR evidenziano riflessioni con una lieve pendenza verso est, suggerendo quindi che la sabbia sia stata depositata da venti provenienti da est, il che implica una provenienza marina dei depositi (cioè dalla spiaggia).

Due campionamenti OSL hanno fornito date di 1.2 e 0.4 ka, indicando che il deposito eolico è proseguito più o meno ininterrottamente da circa 2.9 ka fa. Nessun elemento nei dati GPR fa pensare alla formazione o alla mobilità di dune, suggerendo piuttosto un afflusso di sabbia in un paesaggio costiero con scarsa vegetazione. Col passare del tempo, si è accumulato uno strato di sabbia eolica fino a 1.5 m di spessore sopra i depositi di spiaggia.

Erosione Costiera (circa 2.3 ka fino al 1740 d.C.)

Successivamente alla formazione della pianura dei cordoni litoranei superiori, si è verificato un periodo di intensa erosione costiera (Fig. 6E). I tassi di progradazione dei cordoni litoranei hanno subito una marcata riduzione dopo circa 5.9 ka fa, rimanendo bassi fino ad almeno circa 2.3 ka fa. In seguito, si è formata una scogliera nettamente visibile, che incide obliquamente e con un angolo ridotto rispetto all’orientamento principale dei cordoni litoranei. Complessivamente, la scogliera risulta essere più marcata nella parte settentrionale del sistema rispetto a quella meridionale. Le superfici di erosione sono individuabili nei dati GPR sotto i depositi della pianura dei cordoni litoranei inferiori. La superficie di erosione nel profilo GPR meridionale appare leggermente più inclinata e l’organizzazione geometrica complessiva delle forme del terreno suggerisce una lieve rotazione, corroborata dalla vicinanza di materiale morenico nella sottosuperficie poco profonda. Ciò indica che una significativa diminuzione del trasporto sedimentario in corrente possa aver causato una carenza di sedimenti a valle, determinando un cambiamento nel sistema dei cordoni litoranei verso una fase di arretramento costiero.

Sviluppo del Sistema di Cordoni Litoranei Inferiore (dopo il 1740 d.C.)

Una fase rinnovata di progradazione ha successivamente determinato la formazione della pianura dei cordoni litoranei inferiori (Fig. 6F). L’analisi delle mappe storiche rivela che i depositi dei cordoni litoranei inferiori si sono formati dopo il 1780 d.C. (Carta Parrocchiale), in coerenza con i dati OSL 5 che forniscono una datazione di 1740±40 d.C. Come atteso, né la topografia né la struttura interna dei cordoni litoranei evidenziano cambiamenti nel Livello Relativo del Mare (RSL) in questo arco temporale. La transizione dall’erosione alla nuova progradazione è probabilmente giustificata dalla costruzione di un molo per il trasporto di materiali dal sito di estrazione situato a nord del sistema di cordoni litoranei, il quale ha funzionato come una barriera per i sedimenti impedendo il trasporto litoraneo di ulteriori sedimenti. L’Atlante Costiero Danese (Autorità Costiera Danese, 2010) documenta una continua progradazione della pianura dei cordoni litoranei, mentre evidenzia un’erosione della costa nella parte sud dell’area esaminata.

Fattori che influenzano l’evoluzione del paesaggio costiero e prospettive regionali

Livello relativo del mare – L’andamento generale della storia del livello relativo del mare (RSL) olocenico nella regione è stato ben definito da studi precedenti effettuati nel Kattegat meridionale (Hede et al. 2015; Sander et al. 2015a,b, 2016; Bennike et al. 2021) e in altre aree costiere della Danimarca centrale (Christensen 1982; Clemmensen et al. 2012). Un breve periodo di rapido aumento del RSL circa 7.7–7.5 ka fa ha portato all’instaurazione di un periodo di alto livello marino intorno a 6.5 ka fa, che è durato fino a circa 4.0 ka fa, quando è documentato un significativo calo del RSL in diversi siti della Danimarca centrale (Christensen 1982; Clemmensen et al. 2012, 2018; Hede et al. 2015; Sander et al. 2016). Nei millenni successivi, l’evoluzione è stata primariamente determinata da una lenta diminuzione del RSL, guidata dal sollevamento isostatico. In generale, la Danimarca è fortemente influenzata dall’aggiustamento glacio-isostatico, che causa una marcata variabilità regionale nei tassi di sollevamento (Rosentau et al. 2021). Sebbene il modello generale di sollevamento sia stato definito in studi precedenti (Mertz 1924), esiste un crescente insieme di evidenze che suggerisce come le variazioni regionali e i cambiamenti temporali nei tassi di sollevamento possano essere più pronunciati di quanto inizialmente supposto (Vestøl et al. 2019; Rosentau et al. 2021).

La maggior parte dei depositi marini datati in questo studio si sono formati nel periodo di tempo relativamente breve tra circa 7.6 cal. ka BP e 5.9 ka fa, rendendo così impossibile compilare una ricostruzione continua del RSL olocenico dalle sequenze deposizionali preservate a Rugard (Fig. 7). Tuttavia, diverse osservazioni sono collegate a cambiamenti nella dinamica costiera e nel RSL.

I primi depositi a Teglkjær Mose sono stati datati a circa 7.6 cal. ka BP, confermando il tempismo atteso per la trasgressione marina nell’area. Il contatto tra il till pleistocenico e i depositi costieri olocenici non è incluso nel nucleo di carotaggio, ma le età, le caratteristiche dei depositi e i dati GPR (LINE65) indicano che la base del nucleo doveva trovarsi in prossimità della superficie pre-olocenica.

Come precedentemente discusso, la deposizione di materia organica e materiali a grana fine dipende dall’instaurazione di condizioni di calma, che a loro volta necessitano della formazione di una barriera che separi il bacino lacustre dalle condizioni marine aperte. Le prove della formazione di una barriera (lingua di sabbia) in una posizione ed elevazione appropriate sono visibili nel Modello Digitale di Elevazione (DEM), e le caratteristiche erosive su un’altura minore della morena sono osservabili sia nel DEM che nei dati del Radar a Penetrazione del Suolo (GPR) (LINE58). La rapida sedimentazione in Teglkjær Mose prosegue fino a circa 7.0 cal. ka BP e si accorda bene con l’età OSL ottenuta sulla più interna cresta di spiaggia visibile del sistema superiore (circa 6.3 ka). Ciò indica che l’inizio della progradazione delle creste di spiaggia avviene approssimativamente nello stesso periodo in cui Teglkjær Mose viene completamente isolato dall’influenza marina e circa nello stesso momento in cui è stata proposta la stabilizzazione del Livello Relativo del Mare (RSL) in altri studi provenienti dalla Danimarca (Bjørnsen et al. 2008; Christensen & Nielsen 2008; Clemmensen et al. 2018). Le riflessioni sovrapposte nel GPR LINE66 suggeriscono che il RSL in quel momento si trovava a un’elevazione di 3.0 m sul livello del mare.

Bennike et al. (2021) presentano un singolo punto dati sui depositi marini dall’isola di Hjelm (vedi Fig. 7) situati a un’elevazione di 3.8 m sul livello del mare e datati a circa 5.9 cal. ka BP, il che corrisponde bene ai risultati di questo studio. Tuttavia, è importante aggiungere che Bennike et al. (2021) ipotizzano che i depositi su Hjelm possano essersi formati durante un evento tempestoso.

La figura mostra una curva del livello relativo del mare (RSL) per la zona di Rugård, rappresentata dalla linea tratteggiata. Questa curva è stata costruita utilizzando diverse tipologie di dati di età, ciascuna rappresentata da diversi colori:

• Sedimenti Marini (blu): Questi marcatori rappresentano le età determinate tramite il radiocarbonio dei sedimenti marini. I punti blu sono distribuiti lungo l’asse temporale (età cal. ka BP) e mostrano la variazione del livello del mare nei periodi passati. La posizione verticale di questi punti indica l’elevazione rispetto al livello attuale del mare (m s.l.m.) al momento della deposizione dei sedimenti.
• Sedimenti Lacustri (verde): Similmente ai marcatori blu, questi punti verdi mostrano le età al radiocarbonio dei sedimenti lacustri. La loro presenza in questa figura suggerisce momenti in cui l’ambiente era dominato da condizioni lacustri, possibilmente a causa di una separazione dal mare aperto e quindi una minore influenza marina.
• Età OSL da Creste di Spiaggia (rosso): I dati OSL sono stati ottenuti dai rilievi GPR delle creste di spiaggia e sono indicati in rosso. Questi punti sono particolarmente importanti perché rappresentano stime dirette del RSL basate sulla posizione delle creste di spiaggia antiche. L’OSL è una tecnica di datazione che misura l’ultimo momento in cui i granelli di sabbia sono stati esposti alla luce, che in questo caso corrisponde al tempo in cui la cresta di spiaggia si è formata e quindi il livello del mare associato.

La curva del RSL è posizionata intenzionalmente sopra i dati al radiocarbonio per riflettere l’ipotesi che la successione di torba e depositi marini sia stata compattata a seguito del drenaggio della palude nel XIX secolo. Ciò significa che i livelli originari erano probabilmente più alti di quanto non appaiano oggi.

La curva stessa mostra un trend generale di diminuzione del livello del mare dal tempo più antico sull’asse x (8 ka BP) al presente (0 ka BP). La pendenza della linea tratteggiata suggerisce che il calo del livello del mare è avvenuto in modo relativamente uniforme su un lungo periodo di tempo, con alcune variazioni.

In sintesi, la Figura 7 fornisce una ricostruzione del passato RSL nella zona di Rugård utilizzando dati di diversi tipi di ambienti sedimentari e tecniche di datazione. Mostra un calo progressivo del livello del mare nel corso degli ultimi 8.000 anni, con evidenze di periodi di stabilità e variazione.

Progradazione e apporto sedimentario – Sebbene il ruolo del Livello Relativo del Mare (RSL) nel spiegare i cambiamenti del paesaggio a Rugård è piuttosto evidente nelle prime fasi dell’evoluzione costiera, le indicazioni diventano significativamente meno chiare dopo circa 5,9 ka fa. Le età OSL dei depositi marini nella pianura delle creste di spiaggia superiore suggeriscono che una successione con una larghezza di oltre 0,5 km si è formata entro l’incertezza del metodo di datazione, il che corrisponde approssimativamente a un tasso medio di progradazione superiore a 1 m⁻ ¹. L’incertezza sull’indicazione dell’età (e quindi sui tassi di progradazione) è piuttosto elevata, ma questa cifra fornisce un’indicazione concreta che il sistema si è formato in un periodo di tempo relativamente breve e come risultato di un massiccio apporto sedimentario (anziché una regressione forzata). Tassi di progradazione simili sono stati documentati in altri sistemi di creste di spiaggia e sono stati generalmente spiegati da una combinazione di esposizione all’energia delle onde, disponibilità di sedimenti e presenza di spazio di accomodamento (per esempio Hein et al. 2013; Sander et al. 2015a, b, 2019; Oliver et al. 2020). In un qualche momento successivo a circa 5,9 ka fa, il sistema è passato a un tasso di progradazione molto più lento (o a periodi alternati di stabilità e progradazione). Due campioni OSL dalla parte meridionale del sistema hanno fornito età di circa 3,2 e 2,3 ka, indicando così un marcato declino nel tasso complessivo di progradazione a circa 3 m per secolo su un arco di tempo di circa 3600 anni.

Cambiamenti Antropogenici e Clima

La costruzione di una banchina (intorno al 1900 d.C.) per il trasporto di materiali dal sito di estrazione situato a nord del sistema di creste di spiaggia sembra avere avuto un impatto significativo sul bilancio sedimentario delle spiagge locali di Rugård. La banchina è posizionata in direzione perpendicolare rispetto all’orientamento della spiaggia, il che, in una situazione in cui la principale energia delle onde proviene da sud, porta a un incremento effettivo dello spazio di accomodamento. Dopo il 1900 d.C., il sistema inferiore di creste di spiaggia ha progradato approssimativamente di 120 metri fino alla metà degli anni ’80, corrispondente a un tasso di progradazione di circa 1.4 m a⁻¹, quindi su un ordine di grandezza simile ai tassi di progradazione delle spiagge del Medio Olocene. Ciò supporta l’ipotesi che la deposizione dei sedimenti sulle spiagge di Rugård sia stata limitata dalla mancanza di spazio di accomodamento e che la discordanza erosiva osservata nel sistema (tra il sistema superiore e quello inferiore di creste di spiaggia) possa essere stata il risultato di un periodo di ristretto apporto sedimentario che ha portato il sistema fuori dall’equilibrio, causando così erosione nella direzione della corrente. Possibili fattori scatenanti per una riduzione dell’apporto di sedimenti lungo la costa orientale di Djursland potrebbero essere variazioni nel campo dei venti e quindi cambiamenti nel bilancio energetico delle onde a Rugård, che hanno portato a una diminuzione della consegna di sedimenti. È interessante notare che due ampie pianure di creste di spiaggia (Gåsehage, Ahl) si sono formate a un’altitudine inferiore rispetto alle creste superiori e maggiore rispetto a quelle inferiori, suggerendo che la loro formazione possa essere avvenuta in un periodo in cui non si verificava sedimentazione a Rugård.

Conclusioni

Nel presente studio, abbiamo adottato un approccio multiproxy per indagare i cambiamenti del Livello Relativo del Mare (RSL) nell’Olocene e l’evoluzione costiera a Rugård, nella Danimarca centrale. Abbiamo riscontrato che il sistema di cordoni litoranei di Rugård si è formato in stadi distinti durante il periodo di massimo livello del mare e il conseguente declino nell’Olocene Medio e Tardo, governato da variazioni nello spazio di accomodamento (determinate dai cambiamenti del RSL o dalle alterazioni antropogeniche della linea costiera) e da mutamenti nell’apporto sedimentario. Tra le fasi di progradazione, si sono verificati lunghi periodi di rielaborazione/erosione, quando l’apporto di sedimenti e/o lo spazio di accomodamento erano limitati. Dopo una trasgressione circa 7,6 ka cal. BP, la pianura dei cordoni litoranei superiori è stata depositata circa 6,6–5,9 ka fa durante un periodo di alto livello marino con un RSL massimo di circa 4,5 m s.l.m. Il periodo successivo non è ben rappresentato nei depositi a Rugård, ma alcuni cordoni litoranei grossolani e ben definiti indicano un lungo periodo di rielaborazione della linea costiera fino a circa 2,3 ka fa, seguito da una fase di erosione e arretramento costiero, in particolare nella parte settentrionale dell’area, verosimilmente causato da una riduzione nel trasporto di sedimenti in direzione opposta alla corrente. Dal circa 1740 d.C. è avvenuta una rinnovata progradazione, che ha portato alla formazione della pianura dei cordoni litoranei inferiori. Non si rilevano cambiamenti del RSL in questi depositi, e la formazione è attribuita almeno in parte alla costruzione di una banchina in direzione opposta alla corrente, che ha generato nuovo spazio di accomodamento. I depositi eolici che ricoprono la parte più elevata della pianura dei cordoni litoranei datano fino a circa 2,9 ka e suggeriscono un apporto più o meno continuo di sabbia eolica dalla spiaggia. I nuovi risultati ottenuti da Rugård pongono alcune questioni sullo sviluppo del livello del mare intorno a 3,2–2,3 ka fa, dove i nostri dati indicano una posizione del RSL relativamente elevata per quel periodo rispetto ad altre località in Danimarca. Tuttavia, i dati non sono sufficienti per fornire una dichiarazione definitiva in merito. Complessivamente, i nostri risultati da Rugård confermano le valutazioni precedenti sul livello e la tempistica del massimo RSL olocenico e contribuiscono alla conoscenza complessiva e alla comprensione della dinamica costiera e dell’evoluzione del paesaggio in condizioni variabili durante l’Olocene Medio e Tardo.