IL TARDOGLACIALE NELLE ALPI ITALIANE E IN PIANURA PADANA. EVOLUZIONE STRATIGRAFICA, STORIA DELLA VEGETAZIONE E DEL POPOLAMENTO ANTROPICO Cesare Ravazzi1, Marco Peresani2, Roberta Pini1, Elisa Vescovi1,3 1Consiglio Nazionale delle Ricerche – Istituto per la Dinamica dei Processi Ambientali - Laboratorio di Palinologia e Paleoecologia - cesare.ravazzi@idpa.cnr.it, roberta.pini@idpa.cnr.it 2Università di Ferrara - Dipartimento di Biologia ed Evoluzione - Sezione di Paleobiologia, Preistoria e Antropologia marco.peresani@unife.it 3Institute of Plant Sciences, University of Bern - elisa.vescovi@ips.unibe.ch RIASSUNTO: C. Ravazzi, M. Peresani, R. Pini, E. Vescovi, Il Tardoglaciale nelle Alpi e in Pianura Padana. Evoluzione stratigrafica, storia della vegetazione e del popolamento antropico. (IT ISSN 0394-3356, 2007). Viene presentato un quadro di sintesi dell’evoluzione stratigrafica e paleoambientale nel Tardoglaciale (19 – 11,5 mila anni cal BP) e dei suoi rapporti con il popolamento antropico sul versante meridionale delle Alpi e in Pianura Padana, basato su successioni strati- grafiche ad alta risoluzione e dotate di datazioni radiometriche. Dopo il ritiro dei ghiacciai dagli anfiteatri pedemontani e dai grandi laghi prealpini, nella prima parte del Tardoglaciale si verifica il collasso dei ghiacciai entro le vallate alpine, accompagnate da una intensa evoluzione dei fondovalle e dei versanti in ambiente paraglaciale. In questo intervallo, che registra le prime installazioni antro- piche al piede delle Prealpi, la vegetazione forestale era limitata alle aree stabili del settore pedemontano, agli anfiteatri deglaciati in corso di colonizzazione e alle aree prossimali della pianura, mentre i settori distali dei megaconoidi erano in attiva aggradazione. Con l’inizio (14,5±0,2 mila anni cal BP) dell’interstadio di Bølling –Allerød, le foreste avanzarono rapidamente fino a 1700-1800 metri. Gli effetti del riscaldamento sono rilevabili da un aumento di produttività dei sistemi lacustri e palustri nelle Alpi. Gli insediamenti epigra- vettiani si portano nella fascia montana delle Alpi orientali. In conseguenza dei mutamenti ecologici durante gli interstadiali, ha inizio la colonizzazione epigravettiana delle Prealpi e delle Dolomiti e si verifica la diffusione di insediamenti differenziati per posizione altimetri- ca e orientamento funzionale. Nella seconda parte dell’interstadio si diffusero latifoglie termofile. La culminazione di quest’ultima fase coincise con la deposizione del Laacher See Tephra (13 – 12,9 mila anni cal BP) e precedette di due secoli l’inizio del Dryas recente, che pertanto appare sincrono con il centro-Europa. Gli effetti del Dryas Recente nel bacino padano sono riconducibili a condizioni cli- matiche continentali quasi semiaride, con stagioni molto contrastate. Nella seconda metà del Dryas Recente inizia una fase comples- sa di avanzata dei ghiacciai (stadi di Egesen, Kartell, Kromer), che interessa anche i primi due millenni dell’Olocene. Allo stato attuale, i dati archeologici non sono in grado di rilevare l’impatto del Dryas Recente sulle dinamiche insediative. ABSTRACT: C. Ravazzi, M. Peresani, R. Pini, E. Vescovi, The Late Glacial in the Italian Alps and in the Po Plain: stratigraphy, vegeta- tion history and human peopling. (IT ISSN 0394-3356, 2007). The palaeoenvironmental evolution and its relationship with the human peopling of the southern side of the Alps, their foreland and the Po plain during the Lateglacial, i.e. the interval following the global Last Glacial Maximum between 19 and 11.5 ka cal BP, is recon- structed on the base of high-resolution stratigraphic successions. After the major glaciers retreat from the pedemontane amphitheatres and from the great pre-alpine lakes, a collapse of the dendritic valley glaciers occurred during the first part of the Lateglacial and well before the Bølling –Allerød interstadial. Forest vegetation was limited to the foreland and the external belt of Pre-Alps, and did not enter the inner valleys, still subjected to intense paraglacial evolution. This period records the first human occurrences at the Pre- Alpine foothills. The onset of the Bølling–Allerød interstadial, dated 14.7 – 14.3 ka cal BP, allowed the treeline to reach 1700-1800 m a.s.l., promoted productivity in the lacustrine and palustrine systems, and peat formation commenced up to an altitude of 1800 m a.s.l. Together with warming and reforestation, human settlements expanded in the Eastern Alps. As a consequence of the interstadial eco- logical modifications, the epigravettian colonization of the Pre-Alps and the Dolomites starts. Sites increase in number and differentiate in altitude and function. The second part of this interstadial is marked by the expansion of thermophilous broad-leaved trees, the peak of which coincided with the deposition of the Laacher See Tephra in Lago Piccolo di Avigliana, dated 13 or 12.9 ka cal BP, and antici- pated the beginning of the Younger Dryas by about two centuries. The YD onset, therefore, appears to be synchronous in Northern Italy and Central Europe. The YD in the Po Plain was characterized by continental dry climate, close to the semiarid regime, with strong seasonal contrast. During the second half of YD, a renewed glacial activity (Egesen, Kartell, and Kromer stadials) is recorded in the high valleys. This glacial multiphase extends well into the early Holocene. At the present state, the archaeological data are still unsufficient for revealing the possible impact of the YD on the settlement dynamics. Parole chiave: stratigrafia, Tardoglaciale, storia della vegetazione, popolamento umano, Dryas Recente, Alpi, Pianura Padana. Keywords: stratigraphy, Lateglacial, vegetation history, Alps, human peopling, Younger Dryas, Po Plain. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 20(2), 2007 - 163-184 1. INTRODUZIONE La parte finale dell’ultima glaciazione che segue l’Ultimo Massimo Glaciale (UMG) è uno dei momenti più salienti della storia del paleoambiente alpino e padano e del popolamento preistorico dei territori mon- tani, durante il quale si configura l’assetto moderno delle vallate alpine e di parte della pianura, e si svilup- pano i biomi forestali che hanno caratterizzato l’am- biente naturale durante il presente interglaciale, prima delle modificazioni antropiche. Durante questo intervallo, che si estende tra 19 e 11,5 mila anni cal BP e dura circa 8 millenni, si sono succeduti eventi brevi e bruschi e il paesaggio dell’Italia Settentrionale si è via via diversificato dando origine ad un complesso insieme di ambienti con il quale si sono relazionati i cacciatori-raccoglitori della fase recente del Paleolitico superiore. Per ottenere una scansione più 164 C. Ravazzi et al. dettagliata possibile di questo complicato periodo è perciò importante disporre di una cronologia raffinata che consenta di svolgere correlazioni tra eventi climatici a scala regionale e di coglierne il rapporto con gli eventi bio-culturali. Il presente contributo è inteso a presentare un quadro di sintesi aggiornato (lavori pubblicati fino all’anno 2007) dell’evoluzione stratigrafica, glaciale, vegetazionale delle Alpi Italiane e della Pianura Padana. La prima parte del lavoro prende in considerazione una serie di problemi di suddivisione e correlazione che si incontrano nelle indagini stratigrafiche sull’ultima transi- zione glaciale-interglaciale. La seconda parte esamina l’evoluzione del versante meridionale delle Alpi e della pianura antistante, ma contiene anche richiami e spunti di indagine derivanti dal versante settentrionale alpino. Sono di particolare utilità le conoscenze geocronologi- che relative agli stadi glaciali tardoglaciali e alla struttu- ra fine degli eventi climatici tardoglaciali della regione alpina, recentemente acquisite nelle Alpi Svizzere e Austriache. Le informazioni paleoclimatiche e paleovegetazio- nali provengono, in gran parte, da successioni pollini- che ad alta risoluzione (= distanza cronostratigrafica media tra i campioni inferiore a 150 anni), e dotate di più datazioni radiometriche nell’intervallo corrisponden- te al Tardoglaciale. Datazioni radiometriche e isotopi- che sono anche disponibili per gli stadi che individuano la posizione dei ghiacciai durante la deglaciazione e per le fasi di aggradazione dei megafan della pianura. A fronte di questi sviluppi nelle conoscenze sull’evoluzio- ne paleogeografica e paleobiologica, si è tentato di interfacciare il quadro climatostratigrafico ed ecologico con le dinamiche comportamentali proprie al popola- mento umano della regione in esame avvenuto nel corso dell’Epigravettiano. I dati archeologici a riguardo di questo vasto fenomeno sono in continua acquisizio- ne grazie a nuove scoperte e ad un rinnovamento con- cettuale e metodologico. La localizzazione dei siti selezionati per la rico- struzione stratigrafica e del popolamento è indicata in Fig. 1. La Tab. 1 contiene indicazioni bibliografiche per la consultazione delle informazioni di dettaglio relative a ciascun sito. Le date sono sempre espresse in età calendario, calibrate secondo STUIVER & REIMER (1986- 2005), e indicate come anni cal BP. In pochi casi ven- gono riportate anche età radiocarbonio (indicate come anni 14C BP). La nomenclatura botanica fa riferimento a PIGNATTI (1982). 2. METODI E PROBLEMI NELLO STUDIO DELL’UL- TIMA TRANSIZIONE GLACIALE-INTERGLACIALE 2.1. Gli archivi naturali util i per gli studi sul Tardoglaciale Gli archivi naturali continentali utili per la registra- zione di eventi di durata decennale, secolare o millena- ria devono essere caratterizzati da continuità stratigrafi- ca, assenza di modificazioni post-deposizionali, alta risoluzione nella registrazione paleoclimatica e sensibi- lità alla variabilità inter e intra-annuale. Questi archivi sono rappresentati da successioni lacustri (con i dati proxy costituiti da polline, isotopi stabili dell’ossigeno, varve, cronologia radiometrica), da calotte di ghiaccio (con i seguenti proxy: isotopi stabili dell’ossigeno e del- l’idrogeno sull’acqua e i gas imprigionati, polveri, strati annuali di ghiaccio), da serie dendrocronologiche (iso- topi stabili dell’ossigeno e del carbonio, cronologia radiocarbonica, anelli annuali di legno) e da speleotemi (isotopi stabili dell’ossigeno e del carbonio, isotopi radiogenici, cronologia radiometrica, lamine di crescita annuale, elementi in traccia, luminescenza UV attivata da molecole organiche). Nella regione alpina è ampiamente diffuso lo stu- dio di successioni lacustri e palustri, che abbondano nelle regioni glacializzate a partire dall’ultima deglacia- zione (Fig. 1). Anche gli archivi dendrocronologici tardo- glaciali sono significativi sul versante meridionale delle Alpi (Fig. 1), poichè diverse conifere erano già presenti a partire dall’inizio della deglaciazione (RAVAZZI et al., 2004). Lo studio degli speleotemi tardoglaciali delle Prealpi sud-orientali è stato avviato con successo nel- l’ultimo decennio (FRISIA et al., 2005). Depositi fluviali, fluvioglaciali, alluvionali e di ver- sante presentano tassi di accumulo molto variabili e scarsa continuità stratigrafica, ma, se accompagnati da accurate datazioni radiometriche, il loro studio consen- te di riconoscere gli effetti degli eventi climatici su sva- riati processi attivi durante la deglaciazione (FONTANA et al., 2004). Più difficile la datazione di depositi glaciali riferibili agli stadi tardoglaciali, per la scarsità di vegetazione nelle vallate al tempo della deglaciazione. Il quadro cro- nostratigrafico resta maldefinito, anche se da diversi anni si stanno affinando tecniche di datazione tramite isotopi cosmogenici (10Be) che datano il tempo intercor- so dalla stabilizzazione di erratici su morene (IVY-OCHS et al., 2007) e luminescenza su depositi sabbiosi pro- glaciali (KLASEN et al, 2007). 2.2. Il Tardoglaciale: definizione e limiti Il termine Tardoglaciale – che è una traduzione dell’inglese Lateglacial - indica il complesso di eventi che hanno caratterizzato la transizione climatica tra l’ul- tima culminazione glaciale dell’ultima glaciazione e l’ini- zio dell’interglaciale attuale, cioè dell’Olocene. I l l imite cronostratigrafico superiore del Tardoglaciale è definito in maniera precisa e univoca da un brusco e vistoso evento di aumento della tempera- tura globale, ben riconoscibile in quasi tutti gli archivi naturali dell’Emisfero nord del pianeta, datato 11,57 mila anni cal BP nelle successioni di anelli degli alberi dell’Europa Centrale (FRIEDRICH et al., 1999) e 11,6±0,24 mila anni cal BP (GISP2) ovvero 11,55±0,90 mila anni (GRIP) nelle successioni di ghiaccio (DANSGAARD et al, 1989). L’età radiocarbonica corrispondente (10 mila anni 14C BP) è stata assunta come limite cronostratigra- fico Pleistocene / Olocene nella scala del tempo geolo- gico internazionale (GRADSTEIN et al, 2004). Al contrario il limite inferiore del Tardoglaciale non è segnato da un episodio climatico altrettanto brusco ed evidente con cui far iniziare l’ultima deglaciazione del Pleistocene. Inoltre è ben noto che l’ultima degla- ciazione non è avvenuta con modalità sincrone nelle diverse aree glacializzate del Pianeta. Attualmente sono in uso tre diverse definizioni per il limite inferiore del Tardoglaciale (Fig. 2): 165Il Tardoglaciale nelle Alpi ... Fig. 1 - Ubicazione geografica delle località citate nel testo. Sono stati scelti i siti di maggiore rilevanza per la ricostruzione della storia del Tardoglaciale delle Alpi Italiane e della Pianura Padana, in quanto dotati di una cronologia radiometrica o cosmogenica affidabile. Area in grigio chiaro: rilievo oltre 200 m s.l.m. Triangoli: siti di interesse paleoglaciologico. 1 – Argentera; 2 – Aletschgletscher; 3 – Julier Pass; 4 – Gschnitz. Cerchi pieni: successioni lacustri, fluviali e di torbiera. 5 – Lago Piccolo di Avigliana; 6 – Lago di Alice Superiore; 7 – Lago di Viverone; 8 – Leysin; 9 – Regenmoos; 10 – Gerzensee; 11 – Soppensee; 12 – Rotsee; 14 – Lago di Ganna; 15 – Lago di Origlio; 16 – Lago di Annone; 17 – Moso di Crema; 18 – Paleolago e torbiera di Cerete; 19 – Paleolago / torbiera del Pian di Gembro; 20 – Lago Lucone; 21 – Torbiera del Passo del Tonale; 22 - Lago di Ledro; 23 – Totenmoos; 24 – Lago di Lavarone; 25 – Depositi fluviali di Bubano; 27 – Depositi fluviali e palustri di Forli; 28 – Depositi fluviali e palustri di Rimini; 29 – Laghi di Revine; 30 – Paleolago / torbiera di Palughetto di Cansiglio; 32 – Depositi fluviali e di torbiera di Bannia; 33 – Lago di Ragogna. Quadrati: siti di interesse dendrocronologico e speleotemi. 5 – Avigliana; 13 – Dättnau, Svizzera; 29 – Cava presso laghi di Revine; 30 – Palughetto di Cansiglio; 34 – Grotta Savi. Aree barrate: alcuni dei grandi corpi sedimentari in formazione durante il Tardoglaciale in Pianura Padana. 26 – Megafan di Bassano; 31 – Megafan del Cellina. Asterischi: distribuzione dei siti epigravettiani Tardoglaciali di maggiore importanza nel Trentino – Alto Adige, Veneto e Friuli. Le Alpi centro occidentali non dispongono di un insieme altrettanto rilevante e pertanto sono state omesse dalla figura. A - Riparo Soman; B - Riparo Tagliente; C - Riparo la Cogola; D – Altopiano dei Fiorentini e Malga Campoluzzo di Mezzo; E - Val Lastari; F - Riparo Battaglia; G - Riparo Dalmeri; H – Le Viotte del Monte Bondone; I - Terlago; L - Andalo; M - Le Regole; N - Ripari Villabruna; O - Pian dei laghet- ti; P - Riparo Tschonstoan; Q - Bus de La Lum e Palughetto; R - Busa di Villotta e Pian delle More; S - Grotte Verdi di Pradis e Grotta del Clusantin; T - Riparo di Biarzo. Location of sites mentioned in the text. Only successions relevant for the reconstruction of the Late Glacial history in the Italian Alps and in the Po Plain were chosen, as they provide a reliable radiometric or cosmogenic chronology. Light grey area: reliefs above 200 m Triangles: sites of palaeoglaciological interest. 1 – Argentera; 2 – Aletschgletscher; 3 – Julier Pass; 4 - Gschnitz Solid circles: lacustrine, fluvial and peat-bog successions. 5 – Lago Piccolo di Avigliana; 6 – Lago di Alice Superiore; 7 – Lago di Viverone; 8 – Leysin; 9 – Regenmoos; 10 – Gerzensee; 11 – Soppensee; 12 – Rotsee; 14 – Lago di Ganna; 15 – Lago di Origlio; 16 – Lago di Annone; 17 – Moso di Crema; 18 – Palaeolake and peat-bog of Cerete; 19 – Palaeolake / peat-bog of Pian di Gembro; 20 – Lago Lucone; 21 – Peat-bog of Passo del Tonale; 22 - Lago di Ledro; 23 – Totenmoos; 24 – Lago di Lavarone; 25 – Fluvial deposits of Bubano; 27 – Fluvial and palustrine deposits of Forlì; 28 – Fluvial and palustrine deposits of Rimini; 29 – Quarry near Laghi di Revine; 30 – Palaeolake / peat-bog of Palughetto di Cansiglio; 32 – Fluvial and peat-bog deposits of Bannia; 33 – Lago di Ragogna. Squares: sites of dendrochronological interest and speleothems. 5 – Avigliana; 13 – Dättnau, Switzerland; 29 – quarry near Laghi di Revine; 30 – Palughetto di Cansiglio; 34 – Grotta Savi. Dashed areas: some large sedimentary bodies formed during the Late Glacial in the Po Plain. 26 – Megafan of Bassano; 31 – Megafan of the Cellina River. Asterisks: distribution of Late Glacial Epigravettian sites of interest in Trentino – Alto Adige, Veneto and Friuli. Sites in the central- western Alps are not shown in this figure, because they do not yield comparable evidences. A - Riparo Soman; B - Riparo Tagliente; C - Riparo la Cogola; D – Altopiano dei Fiorentini and Malga Campoluzzo di Mezzo; E - Val Lastari; F - Riparo Battaglia; G - Riparo Dalmeri; H – Le Viotte del Monte Bondone; I - Terlago; L - Andalo; M - Le Regole; N - Ripari Villabruna; O - Pian dei laghetti; P - Riparo Tschonstoan; Q - Bus de La Lum and Palughetto; R - Busa di Villotta and Pian delle More; S - Grotte Verdi di Pradis and Grotta del Clusantin; T - Riparo di Biarzo. 166 Tab. 1 - I siti impiegati per il presente studio (la numerazione fa riferimento alla Fig. 1). Sites selected for this study. Numbering refers to figure 1. Siti di interesse paleoglaciologico (depressione della linea di equilibrio dal AD 1850) 1 Argentera - FEDERICI et al., 2006 2 Aletschgletscher 170-240 m KELLY et al., 2004 3 Julier Pass - IVY-OCHS et al, 1999 4 Gschnitz 700 m IVY-OCHS et al., 2006 Successioni lacustri, fluviali e di torbiera 5 Lago Piccolo di Avigliana 353 m SCHNEIDER, 1978; FINSINGER et al., 2006 6 Lago di Alice Superiore 570 m SCHNEIDER, 1978 7 Lago di Viverone 220 m SCHNEIDER, 1978 8 Leysin 1230 m WICK, 2000 9 Regenmoos 1260 m WICK, 2000 10 Gerzensee 603 m WICK, 2000 11 Soppensee 596 m LOTTER, 2001 12 Rotsee 419 m LOTTER, 1990 14 Lago di Ganna 452 m SCHNEIDER & TOBOLSKI, 1985 15 Lago di Origlio 416 m TINNER et al., 1999 16 Lago di Annone 226 m WICK, 1996 17 Moso di Crema 75 m DEADDIS et al., 2007; 18 Cerete 458 m OROMBELLI & RAVAZZI, 1995 19 Paleolago/torbiera di Pian di Gembro 1350 m PINI, 2002 20 Lago Lucone 249 m VALSECCHI et al., 2006 21 Torbiera del Passo del Tonale 1883 m GEHRIG, 1997 22 Lago di Ledro 652 m BEUG, 1964 23 Totenmoos 1718 m HEISS et al., 2005 24 Lago di Lavarone 1100 m ARPENTI, inedito 25 Depositi fluviali di Bubano 12,5 m RAVAZZI et al., 2006 27 Depositi fluviali e palustri di Forlì - AA.VV., 2005 28 Depositi fliuviali e palustri di Rimini - AA.VV., 2005 29 Laghi di Revine 224 m CASADORO et al, 1976; 30 Paleolago / torbiera di Palughetto di Cansiglio 1040 m AVIGLIANO et al., 2000; VESCOVI, 2007 32 Depositi fluviali e di torbiera di Bannia 20 m DONEGANA et al., 2005 33 Lago di Ragogna 188 m WICK, 2006b Siti di interesse dendrocronologico e speleotemi 5 Avigliana 353 m FRIEDRICH et al., 1999 13 Dättnau, Svizzera ca. 400 m FRIEDRICH et al., 2001 29 Cava presso i laghi di Revine ca. 220 m FRIEDRICH et al., 1999; KROMER et al., 1998 30 Palughetto di Cansiglio 1040 m FRIEDRICH, KROMER, TALAMO, in corso 34 Grotta Savi 300-350 m FRISIA et al, 2005 Alcuni grandi corpi sedimentari in formazione durante il Tardoglaciale in Pianura Padana 26 Megafan di Bassano - FONTANA et al., 2004 31 Megafan del Cellina - FONTANA et al, 2004 Siti epigravettiani Tardoglaciali di maggiore importanza nel Trentino-Alto Adige, Veneto e Friuli A Riparo Soman 110 m BATTAGLIA et al., 2002 B Riparo Tagliente 226 m FONTANA et al., 2002 C Riparo La Cogola 1070 m DALMIERI, 2004 D Fiorentini 1482 m BARTOLOMEI & BROGLIO, 1967 D Malga Campoluzzo di Mezzo 1400 m ANGELUCCI, 1995 E Val Lastari 1060 m BROGLIO et al., 1992; PERESANI et al, in stampa F Riparo Battaglia 1050 m BROGLIO, 1964 G Riparo Dalmeri 1240 m BROGLIO & DALMERI, 2005; DALMERI & CUSINATO, 2005 H Le Viotte del Monte Bondone 1600 m BAGOLINI & GUERRESCHI, 1978 I Terlago 414 m BAGOLINI & DALMERI, 1983 L Andalo 1039 m GUERRESCHI, 1984 M Le Regole 1240m DALMERI et al., 2004 N Ripari Villabruna 500 m AIMAR et al., 1992 O Pian dei Laghetti 1488 m BAGOLINI et al., 1984 P Riparo Tschonstoan 1870 m AVANZINI et al, 2002 Q Bus de La Lum 995 m PERESANI et al., 1999-2000 Q Palughetto 1040 m DI ANASTASIO et al., 1995 R Busa di Villotta 1200-1300 m GUERRESCHI, 1975 R Pian delle More 1193 m DUCHES et al., in stampa S Grotte Verdi e 515 m BARTOLOMEI et al., 1977 S Grotta del Clusantin 520 m PERESANI et al., in stampa T Riparo di Biarzo 165 m GUERRESCHI, 1996 C. Ravazzi et al. 167 Fig. 2 - Schema della stratigrafia climatica del Tardoglaciale in Groenlandia e in Europa Centrale, dei principali vincoli cronologici disponibili e degli eventi vegetazionali documentati sul versante sud delle Alpi. Sono illustrate: Fig. 2a - La stratigrafia isotopica GRIP (cronologia ss09, JOHNSEN et al., 1997; le barre orizzontali indicano intervalli di 100 anni); la cronologia e la suddivisione stratigrafica proposta da INTIMATE (cronologia di BJORCK et al., 1998); la cronologia e la stratigrafia delle successioni varvate dell’Europa Centrale (cronologia di LITT et al., 2001); le serie dendrocronologiche (cronologia di FRIEDRICH et al., 2001; 2004). Tra le due cronologie ss09 e INTIMATE relative alla carota GRIP esistono discrepanze (evidenziate da tre livelli di correlazione). Fig 2b (Alpi) – Le climatozone pro- poste nel presente lavoro; la successione di stadi glaciali definiti nelle Alpi su base paleoglaciologica (MAISCH, 1982; IVY-OCHS et al., 2006); i principali eventi vegetazionali documentati sul versante meridionale delle Alpi. Sono stati abbandonati i termini Bühl e Steinach, in base alle considerazioni di REITNER (2007). Il termine Pleniglacial viene impiegato tuttora nella stratigrafia del Pleistocene Superiore dell’Europa Centrale (Fig. 2a) per indicare l’intervallo (circa 60 mila anni) a dominan- za di steppa e tundra artica che si sviluppa tra l’inizio dello Stadio Isotopico Marino 4 e la riforestazione all’inizio dell’interstadio di Bølling –Allerød. Pleniglacial ha un significato ambiguo nelle regioni centro-meridionali dell’Europa. Il suo impiego va perciò evitato. Si sottolinea che le climatozone sono definite sulla base di biozone polliniche, la cui definizione non corrisponde ai criteri tempo-tra- sgressivi comunemente impiegati per la definizione di “zone polliniche di associazione”. Si tratta invece di zone polliniche di abbon- danza, i cui limiti fanno riferimento alle variazioni nelle proporzioni tra i tipi dominanti, causate da variazioni della paleoproduttività (vedi discussione nel cap. 2.7). Si noti inoltre che l’Oldest Dryas (Dryas più antico) in Europa centrale è inteso come un episodio di breve durata all’interno dell’interstadio di Bølling-Allerød. La sua posizione cronostratigrafica non è univoca (vedi discussione nel testo). L’individuazione di stadi glaciali è basata sul calcolo dell’abbassamento della ELA, cioè della linea di equilibrio dei ghiacciai, proprio di ciascuno stadio, e dei rapporti stratigrafici tra i depositi riferibili a ciascuno di essi. Climatostratigraphic scheme for the Late Glacial, showing the main chronological constraints available and the vegetational events documented on the southern side of the Alps. Fig. 2a – Isotopic stratigraphy from GRIP (ss09 chronology, JOHNSEN et al., 1997; hori- zontal bars indicate intervals of 100 years); chronology and stratigraphic subdivision proposed by INTIMATE (chronology after BJORCK et al., 1998); chronology and stratigraphy of central European varved successions (chronology after LITT et al., 2001); dendrochronolo- gical series (chronology after FRIEDRICH et al., 2001; 2004). Between the two available GRIP chronologies (ss09 and INTIMATE) there are discrepancies, evidenced by shifts in three selected correlation lines. Fig. 2b (Alps) – Climatozones proposed in the present paper; the succession of glacial stages defined in the Alps on a palaeoglaciological base (MAISCH, 1982; IVY-OCHS et al., 2006); the main vege- tation events documented on the southern side of the Alps. The terms Bühl and Steinach were abandoned based on considerations by REITNER (2007). The term Pleniglacial is still used in the central European Late Pleistocene stratigraphy (Fig. 2a) for the interval of about 60 thousand years dominated by steppes and arctic tundra constrained between MIS 4 and the reforestation at the beginning of the Bølling – Allerød interstadial. In the central and southern regions of Europe the term Pleniglacial has an ambiguous meaning and its use has to be avoided. Please note that the definition of climatozones is based on pollen biozones, the definition of which does not corre- spond to time-transgressive criteria used for pollen assemblage zones. They are indeed pollen abundance zones, the boundaries of which refer to changes in the ratio between dominant types, caused by palaeoproductivity changes (see discussion in chapter 2.7). Please note that in Central Europe the Oldest Dryas is intended as a short-lived event inside the Bølling-Allerød interstadial. Its chrono- stratigraphic position is not univocal (see discussion in the text). The recognition of glacial stages is based on calculation of ELA (Equilibrium Line Altitude of glaciers) lowering during each stage and of stratigraphic relationships between their deposits. Il Tardoglaciale nelle Alpi ... 168 (i) Il brusco evento di miglioramento climatico posto a 14,7 mila anni cal BP nel record isotopico della carota GRIP, che segna l’inizio del GI-1 (Greenland interstadial 1) e a circa 12,4 mila anni 14C nelle suc- cessioni lacustri dell’Europa centro-occidentale, che segna l’inizio dell’interstadio Bølling- Allerød. Con questa accezione è stato usato ad esempio da JOHNSEN et al. (1997), LOWE & WALKER (1997), LITT et al. (2003). (ii) Il primo gradino di risalita della curva glacioeustatica del livello del mare, cioè l’inizio della deglaciazione a scala globale, ovvero il termine dell’Ultimo Massimo Glaciale globale (UMG, Last Glacial Maximum), posto a 18-19 mila anni cal BP (LAMBECK et al., 2002). (iii) L’inizio della deglaciazione in una specifica area gla- cializzata. Adottando il criterio (iii), basato sull’età della deglaciazione locale, si hanno diverse età per l’inizio del Tardoglaciale. Ad esempio: 15,8 -14,4 mila anni cal BP in Scozia (BIRNIE et al., 1993), e 17,5 mila anni cal BP in Svizzera (PREUSSER et al., 2003; PREUSSER, 2004). D’altra parte il miglioramento climatico che segna l’inizio del GI-1 (14,7 mila anni cal BP) posticipa di quasi 4 millenni il termine dell’UMG globale (18-19 mila anni cal BP). Nel presente lavoro si impiegherà il criterio (ii), che fa iniziare il Tardoglaciale al termine dell’UMG globale, come indicato in OROMBELLI et al. (2005). 2.3. Criteri bio- e climatostratigrafici per la suddivi- sione del Tardoglaciale La suddivisione impiegata in Europa centro-set- tentrionale fin dal 1930 era basata su criteri biostratigra- fici, soprattutto l’identificazione di zone polliniche distin- te sulla base delle trasformazioni subite dalla vegetazio- ne sotto la pressione dei cambiamenti climatici e dei fattori ecologici (JESSEN, 1935). Poiché i limiti delle zone polliniche sono spesso tempo-trasgressivi, MANGERUD et al. (1974, 1982) proposero una suddivisione in cronozo- ne, che impiegava limiti arbitrariamente basati su età 14C multiple di 1000 o 500, ma che utilizzava gli stessi nomi assegnati a suo tempo alle zone polliniche. Negli ultimi vent’anni, il confronto tra gli eventi bruschi individuati su base isotopica, pollinica e tefrostratigrafica nelle carote di ghiaccio in Groenlandia, nell’Oceano Atlantico setten- trionale e nelle successioni lacustri ad alta risoluzione in Europa Centrale ha portato all’abbandono di questa cronozonazione in favore di una divisione climatostrati- grafica (BJÖRCK et al., 1998, LOWE, 2001; LOWE et al., 2001; LITT et al., 2003). Il confronto tra gli archivi dell’Europa centro-occidentale e settentrionale ha infatti evidenziato una successione di eventi climatici sostan- zialmente sincroni nelle regioni artica e centro-europea (LITT et al., 2003, Fig. 2), anche se le stime di temperatu- ra media e precipitazioni per ciascuna climatozona for- niscono differenze regionali connesse con la circolazio- ne atmosferica e forti gradienti causati dall’influenza della calotta glaciale della Fennoscandia di spessore chilometrico (LOWE et al., 1994). 2.4. Tempo-trasgressività delle biozone E’ noto che la dinamica della vegetazione dipende solo in parte da fattori climatici: processi come la migrazione e l’espansione delle popolazioni forestali possono richiedere millenni, anche in assenza di pertur- bazioni climatiche. Si veda l’esempio della storia dell’a- bete rosso nelle Alpi, che è stato oggetto di vari studi recenti (RAVAZZI, 2002; RAVAZZI & PINI, 2002; VAN DER KNAAP et al., 2005; LATALOVA & VAN DER KNAAP, 2006). In breve, la migrazione dell’abete rosso inizia circa 14 mila anni fa nelle Prealpi sud-orientali e, avanzando verso ovest, invade progressivamente l’intero arco alpino. In una parte delle Alpi Marittime l’abete rosso è arrivato dopo l’età romana, e, in alcuni territori, non è ancora giunto oggi. Per queste ragioni la maggior parte delle zone polliniche di associazione, basate sull’espressione di processi ecologici, è tempo-trasgressiva e insoddi- sfacente per le finalità di correlazione cronostratigrafica (MANGERUD et al., 1974). Un diverso approccio palinologico consiste nell’in- dividuazione di zone polliniche di abbondanza, basata sulla valutazione della paleoproduttività. Questa proce- dura ha altresì consentito di riconoscere gli effetti di eventi climatici anche brevi e rapidi e di dimostrarne il sincronismo in successioni a risoluzione annuale (LITT et al., 2001, 2003). Il presupposto è il seguente: poiché la produzione pollinica dipende dalle condizioni climatiche stagionali e dal numero di individui (cioè dalla loro bio- massa), livelli stratigrafici caratterizzati da una brusca espansione di una popolazione di una specie, già pre- cedentemente presente in una data località, ma limitata nella sua capacità di espansione da fattori climatici, possono segnalare un evento di natura climatica. La risposta della produttività di polline di una popolazione di angiosperme ad una variazione del clima è immedita- ta, tanto che il tasso annuale di deposizione di polline (pollen accumulation rate o pollen influx) viene impiega- to per valutare comportamenti meteorologici di caratte- re stagionale (HICKS, 2001). Inoltre, l’incremento di una popolazione forestale indotta da una trasformazione cli- matica permanente può tradursi in un processo espo- nenziale che può essere modellato (MAGRI, 1994). Questi criteri consentono di impiegare le curve polliniche come proxy per l’individuazione di variazioni climatiche. I risul- tati di questa analisi possono essere testati mediante indagini multistratigrafiche, ad esempio correlando serie polliniche con serie di isotopi stabili dell’ossigeno e serie di chironomidi dallo stesso sito (MAGNY et al., 2006). Infine, il confronto tra diversi parametri paleocli- matici fornisce la base per la delimitazione di unità cli- matostratigrafiche (WALKER et al., 1999; RAVAZZI, 2003; WALKER, 2005), che saranno impiegate nel presente lavo- ro. Si noti che il segnale pollinico delle popolazioni fore- stali, con le precisazioni sopra discusse, fornisce un cri- terio importante per la suddivisione climatostratigrafica. In base a queste considerazioni appare chiaro che, nei territori privi di alberi e/o di arbusti, l’individua- zione di eventi climatici su base palinologica è più diffi- cile. Durante l’Ultimo Massimo Glaciale e la prima metà del Tardoglaciale, il versante nord-alpino rimase privo di vegetazione forestale (AMMANN et al., 1989), mentre numerose conifere e betulle sopravvissero al margine meridionale delle Alpi (RAVAZZI et al., 2004). Non sor- prende quindi che le vicende biostratigrafiche relative a questo intervallo di tempo sono più articolate a sud delle Alpi. 2.5. La suddivisione classica del Tardoglaciale nei sistemi biostratigrafici centro-europei La storia oramai secolare della ricerca paleoeco- C. Ravazzi et al. logica sul Tardoglaciale è stata condizionata da una visione nordica, dovuta prima alla formulazione e alla reiterazione della classica zonazione pollinica tardogla- ciale tra la Danimarca, la Germania settentrionale e la Svezia, tra 14,5 e 11,5 mila anni cal BP (JESSEN, 1935; IVERSEN, 1954; MENKE, 1968; VAN GEEL et al., 1989), alla sua ridefinizione in cronozone (MANGERUD et al, 1974) e, di recente, alla sua reinterpretazione climatostratigrafica nelle carote di ghiaccio in Groenlandia (WALKER, 1999; WALKER et al., 1999; Fig. 2a). In questi schemi, il Lateglacial inizia al termine del “Pleniglacial”, circa 14,45 / 14,7 mila anni cal BP ed è suddiviso nella seguente successione di zone pollini- che: (Meiendorf), Oldest Dryas, Bølling, Older Dryas, Allerød, Younger Dryas. La validità della zona Meiendorf (MENKE, 1968), accettata da LITT et al. (2003) e nel presente lavoro (Fig. 2a), non è accolta da altri, che la comprendono nel Bølling (si veda DE KLERK, 2004). Conseguentemente, la posizione cronostratigra- fica dell’Oldest Dryas e dell’Older Dryas non è univoca: con lo stesso nome diversi autori hanno indicato eventi climatici diversi. Tuttavia, in tutti i sistemi, Oldest Dryas e Older Dryas indicano eventi di breve durata che si verificano nella prima parte dell’interstadio con cui si conclude il “Pleniglacial”. Nel presente lavoro si impiegherà la seguente definizione climatostratigrafica: l’interstadio compreso tra il brusco miglioramento climatico evidenziato a 14,45 – 14,7 mila anni cal BP e il deterioramento clima- tico a 12,7 mila anni cal BP è complessivamente indica- to come “Interstadio di Bølling –Allerød” (Fig. 2b). 2.6. L’età della deglaciazione nelle Alpi e il problema dell’Oldest Dryas La correlazione tra la stratigrafia centro-europea e circumalpina ha evidenziato diverse difficoltà nomen- claturali e sostanziali, solo in parte oggi risolte. Innanzitutto va sottolineato il forte anticipo della degla- ciazione alpina rispetto alla fine del “Pleniglacial” nell’Europa Centrale (sull’impiego di questo termine si veda la Fig. 2). Il ritiro dei ghiacciai alpini dagli anfiteatri pedemontani è datato tra 21 e 18 mila anni cal BP, sia in Svizzera che in Italia (IVY-OCHS et al., 2004; VAN HUSEN, 2004; MONEGATO et al., 2007) e si sa che i princi- pali laghi prealpini, situati all’interno degli anfiteatri, erano già sgombri dai ghiacciai circa 14,6 mila anni 14C BP, cioè circa 17,5 mila anni cal BP (LISTER, 1988; NIES- SEN & KELTS, 1989). Circa 19,5 – 19,3 mila anni cal BP il settore inferiore del ghiacciaio del Piave, chiuso nella conca del Vallone Bellunese, stazionava ad una quota circa 100 m inferiore al massimo invaso raggiunto durante l’UMG (PELLEGRINI et al. 2005). Datazioni sensi- bilmente più recenti per la deglaciazione degli anfiteatri e dei laghi pedealpini, spesso riportate anche nella let- teratura più recente (BINI et al., 2007), devono essere intese come età minime. Tra l’inizio della deglaciazione delle valli alpine e l’interstadio di Bølling –Allerød corrono dunque circa 3500 anni che sono tuttora privi di una qualsiasi siste- mazione cronostratigrafica. Il problema è evidente nei bacini situati nelle aree pedemontane alpine e nella Pianura Padana, ove la sedimentazione non si è mai interrotta dopo il termine dell’UMG (KALTENRIEDER et al, 2004; WICK, 2006a; PINI, ined.). Nel presente lavoro que- sto intervallo è indicato come “prima parte del Tardoglaciale”. Durante questa fase il versante alpino settentrionale rimase totalmente privo di vegetazione forestale (LANG, 1994), e sinora è stato possibile distin- guere solo sottozone polliniche basate sulla vegetazio- ne erbacea pioniera, steppica e camefitica (legnosa nana) che vi allignava (GAILLARD, 1984; AMMANN et al., 1989). In assenza di criteri biostratigrafici, l’Oldest Dryas è stato esteso indietro nel tempo fino alla base delle successioni lacustri nei bacini originati a seguito della deglaciazione alpina (ad es. ZOLLER, 1960; WELTEN, 1982). Questa palese difformità rispetto al significato originario della biozona non è ancora stata corretta dagli autori che lavorano sul versante francese delle Alpi e nel Giura, dove si continuano a riproporre schemi privi di valore stratigrafico (ad es. MAGNY et al., 2006). Infatti, una biozona delimitata inferiormente su base litostratigrafica non è accettabile in base al Codice Internazionale di Stratigrafia (SALVADOR, 1994). L’impiego della biozona / climatozona Oldest Dryas va quindi evitato, almeno fintanto che non se ne dimo- strerà l’effettiva correlabilità con le sezioni ad alta riso- luzione del centro-Europa. Inoltre deve essere fatto uno sforzo per giungere ad una nuova biozonazione della prima metà del Tardoglaciale nelle Alpi. 2.7. Problemi di visibilità e di variabilità del record archeologico Nelle Alpi, il grado di preservazione degli insedia- menti paleolitici dipende dalle dinamiche dei fattori post-deposizionali, spesso responsabili di profonde riduzioni nelle categorie di reperti, limitate nella maggior parte dei casi alle sole industrie litiche (ANGELUCCI et al., 1995; ANGELUCCI & PERESANI, 2000). Vi sono palesi diffi- coltà nella distinzione delle singole occupazioni antropi- che soprattutto nei siti all’aperto, anche se resti di strut- ture abitative associate a testimonianze di attività eco- nomiche complesse possono essere rinvenuti nei suoli d’abitato dei ripari sottoroccia e delle cavità atriali. La possibilità di attribuire delle evidenze culturali ad una delle fasi dell’Epigravettiano recente dipende anche dalla diversità nell’orientamento funzionale degli insediamenti. Numerosi siti a predominante attività pro- duttiva sono correlati alla vicinanza con giacimenti di selci, di campi temporanei di caccia con trattamento delle prede o vocati al trattamento di una più ampia gamma di materie prime animali e vegetali, di luoghi deputati a cerimonie. Attività diverse producono insiemi litici diversi che alterano i rapporti strutturali tra le cate- gorie principali di manufatti, fornendo da un lato indica- zioni relative alla funzione (BROGLIO, 1988-89; ZIGGIOTTI, 2005), ma vanificando la possibilità di formulare un’at- tribuzione crono-culturale del sito in assenza di elemen- ti o di associazioni culturali diagnostiche. A questi pro- blemi si aggiunge il fatto che, a fronte dell’elevato det- taglio di risoluzione raggiunto nella cronologia e nella paleoclimatologia del Tardoglaciale e della variabilità del record archeologico, la periodizzazione del- l’Epigravettiano recente appare sempre più come uno strumento insufficiente nel supportare la ricostruzione delle dinamiche insediative e della loro evoluzione. Nell’ultima quindicina di anni l’approccio allo stu- dio del popolamento antropico è stato allargato pren- dendo in considerazione un’insieme di indicatori archeologici, peraltro ancora disomogeno, tra i quali si è recentemente inserita con efficacia la tecnologia liti- ca. Nello studio rivolto a riconoscere i diversi sistemi della produzione litica e ad individuarne gli obiettivi 169Il Tardoglaciale nelle Alpi ... specifici, sia dal punto di vista delle tecniche e dei metodi applicati, sia in relazione alle scelte operate dagli epigravettiani, MONTOYA (2004) e MONTOYA & PERE- SANI (2005) ne hanno tracciato l’evoluzione nel corso del Tardoglaciale correlandola ad importanti modificazioni nel modo di espressione dell'arte mobiliare. A questo contributo si sono aggiunte le scoperte di nuovi inse- diamenti e l’incremento nel numero di date radiocarbo- nio, venute a comporre nelle Alpi orientali italiane un quadro di riferimento ricco di elementi che, per contro, si presenta decisamente più frammentario negli altri settori della catena. 2.8. L’Epigravettiano Tardoglaciale: criteri per la suddivisione Il sistema di riferimento per l’attribuzione di fatti e di eventi culturali ed economici propri del periodo in esame porta a prendere in considerazione l’Epigravettiano italico (LAPLACE, 1966), un’entità cultura- le autonoma originatasi nel corso dell’ultimo glaciale dallo sviluppo del Gravettiano e caratterizzata dalla per- sistenza di determinate tradizioni riconosciute nella tec- nologia e, principalmente, nella tipologia delle industrie litiche. Seppure si sia prestata anche una certa atten- zione ad altri aspetti come l’evoluzione dell’arte e, recentemente, dei sistemi tecnici della produzione liti- ca, attraverso il medesimo criterio è stata costruita la suddivisione di tale periodo, distinguendo un Epigravettiano antico (tradizionalmente da 20 a 15 mila anni 14C BP) da un Epigravettiano recente interamente compreso nel Tardoglaciale (tradizionalmente da 15 a 10 mila anni 14C BP) caratterizzato quest’ultimo dalla differenziazione in facies regionali (PALMA DI CESNOLA, 1993). Nell’Italia nord-orientale, dove il numero di inse- diamenti consente di costruire una sequenza di evolu- zione culturale, la periodizzazione dell’Epigravettiano recente si basa sulle variazioni delle caratteristiche tec- nologiche delle industrie e tipologiche degli strumenti e delle armature litiche. La fase più antica viene riferita alla prima parte del Tardoglaciale e rappresenta uno sviluppo dell’Epigravettiano antico; la seconda fase riguarda l’interstadio Bølling/Allerød e il Dryas Recente; la terza fase cade sul limite Tardoglaciale - Olocene, comprendendo forse anche una parte del Preboreale. Le ultime due fasi sono interessate da innovazioni che incidono sempre maggiormente sull’aspetto degli insie- mi litici (BROGLIO & IMPROTA, 1994-95). La diffusione di determinati strumenti come i grattatoi frontali corti, i coltelli a dorso curvo e diversi tipi di punte a dorso, tra- pezi, segmenti e triangoli tra le armature, l’affermazione stessa della tecnica del microbulino (PERESANI, 2006), modificano in maniera assai profonda lo strumentario epigravettiano condividendo questa evoluzione con altri complessi, sia epigravettiani dell’Europa orientale e mediterranea, sia dell’Europa occidentale atlantica e della Grande Pianura europea (DJINDJIAN et al., 1999). 3. IL TARDOGLACIALE: LA STORIA NELLE ALPI E NELLA PIANURA PADANA 3.1. La prima parte del Tardoglaciale (19/18 - ca. 14,5 mila anni cal BP) Le Figg. 3 e 4 forniscono una sintesi delle infor- mazioni palinostratigrafiche relative a quattro biozone - climatozone del Tardoglaciale riconosciute e correlate lungo il versante alpino meridionale (VESCOVI et al., 2007). Le correlazioni discusse nelle figure non riguar- dano la parte iniziale del Tardoglaciale (19/18 – 15,5 mila anni cal BP) per la quale non disponiamo ancora di un controllo cronologico sufficiente utile a correlare i siti lacustri di riferimento presenti in N-Italia. Per la storia della vegetazione, oltre ad Avigliana (FINSINGER et al., 2006), è importante il sito di Ragogna (WICK, 2006b e ined.; MONEGATO et al., 2007). Entrambi questi siti sono dotati di 5-6 datazioni 14C ciascuna, eseguite su macro- resti di piante terrestri, nell’intervallo 18 – 11,5 mila anni cal BP. Per l’evoluzione fluviale vi sono approfondite informazioni cronostratigrafiche limitatamente alla pia- nura veneta (MOZZI et al., 2006). Le datazioni disponibili sulla storia della deglaciazione in gran parte riguardano il versante alpino settentrionale. Sono stati presi in considerazione i siti epigravet- tiani con date radiocarbonio e ordinati sulla base della loro posizione altimetrica (Tab. 2). Essi rappresentano 170 12,00 12,25 12,50 12,75 13,00 13,25 13,50 13,75 14,00 14,25 14,50 14,75 15,00 15,25 15,50 15,75 16,00 16,25 16,50 16,75 17,00 17,25 P rim a p ar te d el T ar d og la ci al e In te rs ta d io d i B ol lin g - D ry as A lle ro d R ec en te ka C al B P 22 6 R ip ar o T ag lie nt e 11 0 R ip ar o S o m an 16 5 R ip ar o d i B ia rz o 50 0 R ip ar o V ill ab ru na A 52 0 C lu sa nt in 51 5 G ro tt e V er d i d i P ra d is 99 5 B us d e la L um 10 60 V al L as ta ri 10 70 La C o g o la 12 40 R ip ar o D al m ie ri 12 40 Le R eg o le Tab. 2 - Distribuzione altitudinale delle date radiocarboniche per intervalli di 250 anni cal relative a siti epigravettiani dell’Italia nord-orientale. Distribution of radiocarbon ages along time-windows of 250 yrs. from Epigravettian sites of northern Italy along an altitudi- nal transect. See tab. 1 for references. C. Ravazzi et al. una porzione minoritaria di un più vasto corpus dell’oc- cupazione antropica del periodo, composto da numero- si siti montani, tuttavia privi di dati cronologici o di col- locazione culturale incerta. 3.1.1. L’evoluzione glaciale e paraglaciale delle valli alpine Dopo il collasso dei ghiacciai alpini nei settori di anfiteatro e dei grandi laghi (21 a 17,5 mila anni cal BP) si sono verificate riavanzate e stazionamenti, indicati come “stadi tardoglaciali” che hanno dato luogo ad apparati di deposizione glaciale via via più arretrati nelle valli alpine. MAISCH (1982) distingue nelle Alpi Svizzere interne gli stadi Bühl, Steinach, Gschnitz, Clavadel, Daun, Egesen. I primi due stadi sono stati descritti come fasi di riavanzata all’inizio della deglaciazione (PENCK & BRÜCKNER, 1909), ma una recente revisione sedimentologica nell’area tipo indica una fase di acco- modamento di corpi stagnanti di ghiaccio a seguito del collasso delle lingue e della reazione dei ghiacciai tribu- tari, senza implicare un meccanismo climatico forzante (REITNER, 2007). Il termine “stadiale” non è quindi appro- priato per queste prime fasi della deglaciazione (REITNER, 2007, cfr. Fig. 2). Al contrario gli stadi succes- sivi si sviluppano dopo la deglaciazione delle vallate e l’impostazione dei sistemi sedimentari vallivi pro- e paraglaciali (REITNER, 2007). La collocazione cronologica di Gschnitz, Clavadel e Daun resta problematica, per- ché la mancanza di vegetazione legnosa rende molto difficile la datazione radiocarbonica. Lo stadio di Gschnitz è stato datato con il metodo del 10Be a 16- 15,5 ± 1,4 mila anni cal BP nell’area tipo (presso Innsbruck, Austria) e correlato con lo Heinrich Event 1 da IVY-OCHS et al. (2006). Questo dato smentisce una ipotetica correlazione con la parte iniziale dell’intersta- 171 Fig. 3 - Sincronizzazione tra diagrammi pollinici sintetici relativi a cinque siti lacustri e palustri di riferimento per il Tardoglaciale delle Alpi Italiane. In ordinata è riportata una coordinata cronologica (in anni calendario), ottenuta dal modello età profondità proposto da VESCOVI et al. (2007). E' indicata la posizione delle date 14C impiegate per la costruzione del modello e la rispettiva deviazione standard. A destra la stratigrafia isotopica GRIP, cronologia ss09. T = somma polline alberi; S = somma polline arbusti (soprattutto Juniperus nel Tardoglaciale e Corylus nell'Olocene); H = somma polline erbe e camefite (xerofite escluse); X = somma polline xerofite (comprendo- no: Artemisia, Hippophaë, Chenopodiaceae, Helianthemum). Le piante erbacee acquatiche, palustri e di ambienti umidi sono escluse dalla somma pollinica, cioè sono escluse dal calcolo dei valori percentuali. Il diagramma pollinico del Lago di Annone è troncato sotto una discontinuità stratigrafica tra la fine del Dryas Recente e l'inizio dell'Olocene (da VESCOVI et al., 2007, con variazioni). Synchronisation of synthetic pollen diagrams of five Late Glacial lacustrine and palustrine sites in the Italian Alps. Y Axes shows the chronology (calendar years) based on the depth-age model provided by VESCOVI et al. (2007). Position of 14C ages used for the depth- age model and standard deviations are shown. On the right: isotopic stratigraphic after GRIP, ss09 chronology. T = sum of tree pollen; S = sum of shrubs pollen (mainly Juniperus in the Late Glacial and Corylus in the Holocene); H = sum of herbs and camephytes pollen (xerophytes excluded); X = sum of xerophytes (Artemisia, Hippophaë, Chenopodiaceae, Helianthemum). Aquatic and wetland species are excluded from the pollen sum, i.e. they are not used for the calculation of the percentage values. The pollen diagram of Lago di Annone is cut below a stratigraphic discontinuity between the end of the Younger Dryas and the beginning of the Holocene (modified after VESCOVI et al., 2007). Il Tardoglaciale nelle Alpi ... 172 C. Ravazzi et al. dio di Bølling –Allerød (VAN HUSEN, 2004). Morene fron- tali attribuite a questo stadio sono ampiamente distri- buite sul versante alpino settentrionale, ad una quota di 800-1200 m s.l.m., mentre l’altitudine della linea di equilibrio (ELA) è situata a 1900-2000 m s.l.m. (VAN HUSEN, 1997). E’ stata proposta una correlazione tra lo stadio di Daun e la climatozona Older Dryas (VAN HUSEN 2004). Secondo LITT et al. (2001), la durata dell’Older Dryas è di 190 anni (Fig. 2), mentre secondo FRIEDRICH et al. (2001) la sua durata dendrocronologica è di soli 20-25 anni, quindi troppo breve, se confrontato con il tempo di risposta di un grande ghiacciaio alpino. Viceversa, secondo IVY-OCHS et al. (2006, 2007) lo stadio di Daun precede l’inizio dell’interstadio di Bølling-Allerød. In attesa di datazioni, si può collocare il Daun tra 15,5 mila anni cal BP e l’inizio del Dryas Recente. Questi dati indicano che gli stadi precedenti il Daun si collocano nella prima parte del Tardoglaciale, prima dell’inizio dell’interstadio di Bølling-Allerød. Inoltre testimoniano che già 16-15,5 mila anni fa, le principali valli alpine e i versanti esposti a mezzogiorno fino ad oltre 2000 m s.l.m., non interessati da circhi, erano sgombri da ghiaccio. D’altra parte, durante tutta la prima parte del Tardoglaciale che precede l’intersta- dio di Bølling-Allerød, la vegetazione forestale presen- tava una copertura trascurabile all’interno delle vallate oltre i 500 m s.l.m. (PINI, 2002; HEISS et al., 2005). Da questo quadro emerge dunque che per alcune migliaia di anni, tra la deglaciazione del settore interno delle val- late (18-16 mila anni cal BP) e l’interstadio di Bølling- Allerød (14,7-14,3 mila anni cal BP), le vallate alpine rimasero in condizioni paraglaciali, soggette cioè a importanti processi di ridistribuzione, rimaneggiamento e aggiustamento di ingenti masse di sedimento. Questa intensa attività, condizionata dalla persistenza dell’atti- vità glaciale a monte, interessò sia il fondovalle (aggra- dazione di ambienti fluvioglaciali, alluvionali, deltizi e lacustri, talora seguita da rapida incisione nei bacini sospesi sulle valli principali), che il riequilibrio dei ver- santi (frane catastrofiche, sackungen, talus, rimaneggia- mento di depositi glaciali). Restarono esclusi dall’azione prevalente dei processi paraglaciali e periglaciali i setto- ri esterni delle Prealpi, isolati dai bacini glacializzati, e già occupati da vegetazione continua (praterie e arbu- steti) fin dall’Ultimo Massimo Glaciale. 3.1.2. Il popolamento umano del primo Tardoglaciale Al primo Tardoglaciale appartengono le prime marcate attestazioni di occupazione dei margini preal- pini da parte degli epigravettiani. Riparo Tagliente nei Monti Lessini delinea i tratti salienti di sito a frequenta- zione ripetuta e complessa (FONTANA et al., 2002), dove stambecchi e bovidi rappresentavano le prede principa- li nell’economia di caccia (BARTOLOMEI et al., 1982). Per quanto riguarda invece Val Lastari sull’Altopiano di Asiago, all’unica data riferita a questo intervallo non corrispondono prove certe riferibili ad un’occupazione antropica responsabile del consumo di combustibile legnoso. 3.1.3. La vegetazione forestale del margine alpino e l’o- scillazione di Ragogna La persistenza di conifere (Larix decidua, Pinus sylvestris, Pinus mugo, Pinus cembra, Picea abies, Juniperus sp.) e di alcune latifoglie (Betula pendula, B. pubescens, Alnus viridis, Hippophaë rhamnoides, Salix sp. div., Rhamnus sp.) al termine dell’UMG in Pianura Padana e al margine alpino orientale è sostenuta da macroresti e da dati palinologici quantitativi datati con il 14C (CASADORO et al., 1976; RAVAZZI et al., 2004; MONEGA- TO et al., 2007). Nelle Prealpi Orientali è stato stimato un limite degli alberi (incl. Pinus mugo) intorno a 700-800 m s.l.m. (RAVAZZI et al, 2004). Bisogna però considerare che questo valore si riferisce a condizioni teoriche riscontrabili su superfici stabili, ma in realtà vaste aree erano soggette all’attività di processi di demolizione e deposizione. D’altra parte il tasso di afforestamento (AP, Arboreal Pollen) rilevato nelle successioni pollini- che (AP = 30-50%) non è compatibile con l’esistenza di foreste, ma piuttosto suggerisce che nelle aree stabili fossero presenti formazioni a parco, caratterizzate da alberi distanziati, boscaglie e arbusteti xerofili, in rap- porto ecotonale con steppe (a dominanza di Gramineae, Compositae, Polygonaceae) e semideserti ad Artemisia. Concentrazioni elevate di microcarbone suggeriscono che gli incendi limitassero l’addensamen- to della vegetazione forestale (AVIGLIANO et al., 2000; PINI, 2002; VESCOVI, 2007). Nelle aree di anfiteatro liberate dai ghiacciai è evi- dente un progressivo aumento del tasso di afforesta- mento fin dalla prima parte del Tardoglaciale, cioè un addensamento della vegetazione forestale pioniera nel- l’area deglaciata. Intorno a 18 mila anni fa, nell’anfitea- tro di Avigliana (Torino) erano insediate formazioni a 173 Fig. 4 - Rappresentazione schematica delle percentuali pollini- che cumulative medie relative a quattro finestre temporali per alcuni siti lacustri e palustri. Piante legnose di foreste boreali (in blu): somma delle percentuali di Pinus, Picea, Larix, Juniperus, Betula, Alnus viridis, Salix, Vaccinium. Xerofite (in giallo): Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedraceae, Hippophaë. Alberi e arbusti termofili (in rosso): Quercus, Tilia, Ulmus, Corylus, Alnus glutinosa type, etc. Erbacee terrestri (in verde): include anche le camefite (piante legnose nane) non xerofile. Da Ovest verso est i siti rappresentati sono: Lago Piccolo di Avigliana (FINSINGER et al., 2006), Lago di Ganna (SCHNEIDER & TOBOLSKI, 1985), Lago di Origlio (TINNER et al., 1999), Lago di Annone (WICK, 1996), Paleolago / torbiera del Pian di Gembro (PINI, 2002), Lago di Fimon (WICK, 2006); Depositi fluviali di Bubano (RAVAZZI et al., 2006), Paleolago / torbiera di Pal- ughetto di Cansiglio (AVIGLIANO et al., 2000; VESCOVI et al., 2007). Schematic representation along four time-windows of mean total pollen percentages concerning some lacustrine - palustri- ne successions. Woody species of boreal forests (in blue): sum of % of Pinus, Picea, Larix, Juniperus, Betula, Alnus viri- dis, Salix, Vaccinium. Xerophytes (in yellow): Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedraceae, Hippophaë. Thermophilous trees and shrubs (in red): Quercus, Tilia, Ulmus, Corylus, Alnus glutinosa type, etc. Upland herbs (in green): including non-xerophylous camephytes (dwarf woody species). Sites indicated from West to East are: Lago Piccolo di Avigliana (FIN- SINGER et al., 2006), Lago di Ganna (SCHNEIDER & TOBOLSKI, 1985), Lago di Origlio (TINNER et al., 1999), Lago di Annone (WICK, 1996), Palaeolake / peat-bog of Pian di Gembro (PINI, 2002), Lago di Fimon (WICK, 2006); Fluvial deposits of Bubano (RAVAZZI et al., 2006), Palaeolake / peat-bog of Palughetto di Cansiglio (AVIGLIANO et al., 2000; VESCOVI et al., 2007). Il Tardoglaciale nelle Alpi ... ➧ betulle, larice e ginepro (Lago Piccolo di Avigliana: FIN- SINGER et al, 2006); sui margini laterali dell’anfiteatro di Ivrea vi erano boscaglie ad ontano verde, Salix sp. e larice, mentre veri e propri lariceti erano insediati nella zona del Lago di Viverone (SCHNEIDER, 1978). Durante la prima metà del Tardoglaciale, la betulla nana (Betula nana), oggi assente in Italia Settentrionale, fece la sua comparsa nella vegetazione pioniera degli anfiteatri del settore occidentale del margine alpino ita- liano (Avigliana: FINSINGER et al, 2006; Ganna: SCHNEIDER & TOBOLSKI, 1985), ma il record fossile di macroresti vegetali non si spinge avanti oltre l’inizio dell’Interstadio di Bølling –Allerød, fatto salvo una sporadica ricompar- sa nel Dryas Recente. Questa specie, considerata il simbolo della vegetazione artica sospinta verso le Alpi durante l’ultima glaciazione (LANG, 1994), in realtà non è ancora stata rinvenuta in Ital ia durante l’UMG. Probabilmente la sua immigrazione sul versante meri- dionale delle Alpi segue la deglaciazione dell’altopiano svizzero, allorchè la distanza delle popolazioni pioniere insediate in quest’area, intorno a 16-15,5 mila anni cal BP (AMMANN et al., 1996) divenne compatibile con la capacità di dispersione della specie verso sud attraver- so le Alpi occidentali. Negli anfiteatri più a est, intorno a 17,5-16,5 mila anni cal BP, vi sono formazioni a larice e pino mugo (anfiteatro del Garda, Lago di Ledro: BEUG, 1964; Lago Lucone: VALSECCHI et al, 2006), pinete a bassa copertura e larici-cembreti negli anfiteatri dell’Adda (Lago di Annone: WICK, 1996). Tra 17,2 e 16,1 mila anni cal BP, nell’anfiteatro di Vittorio Veneto e sulle colline circo- stanti si era insediata una foresta a parco di larice, con pino silvestre e pino mugo (Laghi di Revine: CASADORO et al., 1976; KROMER et al., 1998; FRIEDRICH et al., 1999, Fig. 2). Nell’anfiteatro del Tagliamento sono presenti larici-cembreti (Lago di Ragogna: WICK in MONEGATO et al., 2007). Nella successione lacustre di Ragogna, all’espan- sione della foresta a parco durante i l primo Tardoglaciale segue una fase di parziale arretramento (17 a 15,6 mila anni cal BP) che precede l’inizio dell’in- terstadio di Bølling–Allerød. E’ verosimilmente databile al medesimo contesto climatostratigrafico anche il sep- pellimento della foresta di Revine da parte di depositi di versante, avvenuto subito dopo 16,1 mila anni cal BP. Questa interruzione della successione forestale pioniera degli anfiteatri può essere attribuita ad una fase fredda, per la quale è stato indicato il nome di “oscillazione di Ragogna” (MONEGATO et al., 2007). Di tale evento non abbiamo riscontro biostratigrafico sul versante setten- trionale delle Alpi, né tantomeno in Europa centrale, ove a quel tempo non vi erano specie forestali. Si nota, tut- tavia, un possibile sincronismo con lo Stadio di Gschnitz (Fig. 2). Verso la fine del primo Tardoglaciale, formazioni a parco di pini (pino silvestre, pino cembro, pino mugo) e larice sono insediate anche nel settore submontano delle Alpi centro-orientali, almeno fino a 500 m s.l.m. (Lago di Origlio, Mendrisiotto: TINNER et al. 1999; Lago di Ganna, SCHNEIDER & TOBOLSKI, 1985; Paleolago di Cerete, Prealpi Lombarde: OROMBELLI & RAVAZZI, 1995; Riparo Tagliente: MASPERO, 1996). Mughete estese in altitudine fino ad oltre 1050 m sono presenti nelle Prealpi Venete, Trentine e Friulane (Paleolago di Palughetto, Cansiglio: AVIGLIANO et al., 2000, VESCOVI, 2007; Lago di Lavarone: ARPENTI, inedito). Purtroppo non vi sono dati paleobotanici sulla vegetazione pionie- ra che presumibilmente occupava gli ambienti paragla- ciali nei settori più interni delle Alpi. 3.1.4. L’evoluzione della Pianura Padana Al termine della prima parte del Tardoglaciale, le superfici prossimali più elevate dei megaconoidi, costruite dai principali fiumi alpini e dagli scaricatori glaciali del settore centro-occidentale padano durante l’UMG, sono già state abbandonate (CALDERONI et al., 1996; CREMASCHI & MARCHETTI, 1995). Il fiume Adda aveva già iniziato ad incidere la parte intermedia del suo sandur fluvioglaciale sviluppato al termine del brac- cio di Lecco (DEADDIS et al., 2007 e dati non pubblicati). Nel settore orientale della Pianura, nonostante le super- fici prossimali a maggiore inclinazione dei conoidi flu- vioglaciali siano state abbandonate e terrazzate al ter- mine dell’LGM (megafan di Bassano, Fig. 1; MOZZI et al., 2003), persiste l’aggradazione nei settori mediani e distali, come nel caso dei Fiumi Tagliamento e Cellina (Fig. 1, AVIGLIANO et al., 2002; FONTANA et al., 2004). In queste aree, ancora soggette alla divagazione di canali fluviali, abbondano le mughete (DONEGANA et al., 2005). Vi sono comunque differenze di comportamento anche tra corsi d’acqua adiacenti, in relazione alle caratteristi- che dei bacini montani (AVIGLIANO et al., 2002; FONTANA et al. 2004). Nel settore friulano, il processo di incisione generalizzata dei megaconoidi è sostanzialmente riferi- bile all’inizio dell’Olocene (AVIGLIANO et al., 2002). Nonostante il livello del mare abbia già intrapreso la sua risalita glacioeustatica (LAMBECK et al. 2002), il settore settentrionale dell’Adriatico a nord di Ancona è ancora occupato dalla terraferma. Nel settore più basso della Pianura veneta e friulana, inclusa la parte distale della pianura di Ravenna e la parte superiore del territo- rio continentale del nord-Adriatico, la parte antica del Tardoglaciale è rappresentata dal caranto, una unità pedostratigrafica che testimonia la discontinuità depo- sizionale che separa la fase alluvionale e fluvioglaciale dell’UMG e la trasgressione medio-olocenica (AMOROSI et al., 1999; SERANDREI BARBERO et al., 2001, AA.VV., 2005a). Allo sviluppo del caranto nelle aree stabili si accompagna il comportamento erosivo dei fiumi, che incidono canali entro le piane alluvionali formate duran- te l’LGM. Tuttavia, il settore intermedio della Pianura reg- giana, antistante il margine appenninico, è caratterizza- to da condizioni di sedimentazione alluvionale. La piana del Santerno è in attiva aggradazione ed è vegetata da pratelli effimeri pionieri su limi e sabbie, mentre la vege- tazione fanerofitica (Pinus sylvestris, Picea, Hippophaë) interessa le limitate aree stabili (RAVAZZI et al., 2006). Le aree stabili sono ricoperte da foreste di conifere e miste con betulle (B. pendula; B. pubescens da accertare). Queste condizioni perdurano anche durante l’intersta- dio di Bølling –Allerød. Depositi palustri e di piana allu- vionale, che abbracciano quasi tutto il Tardoglaciale, sono stati individuati anche in altri siti della bassa Pianura reggiana (Fig. 1; AA.VV., 2005b). 3.2. L’interstadio di Bølling-Allerød (14,7/14,3-12,7 mila anni cal BP) Negli archivi pollinici lacustri e palustri, dalla 174 C. Ravazzi et al. Pianura Padana fino a oltre 2000 m di altitudine nelle Alpi Italiane, è ben rilevabile un brusco mutamento vegetazionale datato tra 12,26 e 12,4 mila anni 14C BP, ovvero 14,7 – 14,3 mila anni cal BP (Fig. 3). In assenza di dati dendrocronologici e varvologici a risoluzione annuale, l’incertezza associata al dato radiometrico e alla calibrazione non consente di dimostrare se gli eventi datati nei diversi siti siano esattamente sincroni tra loro e con analoghi eventi registrati in Europa cen- trale (LITT et al., 2003). Comunque le date 14C sono stati- sticamente indistinguibili e quindi è possibile riferirle ad un unico limite climatostratigrafico, che nel presente lavoro è indicato come inizio dell’interstadio di Bølling –Allerød. Eventi associati all’inizio dell’interstadio sono: i) Un forte aumento della paleoproduttività nei bacini lacustri-palustri, che segna l’inizio dell’accumulo di torba (peat initiation) e di altri sedimenti biogenici propri di acque lacustri aperte (gyttja) nella fascia montana e basso montana delle Alpi, fino a 1800 m s.l.m. (AVIGLIANO et al., 2000; PINI, 2002; VESCOVI, 2007). Contestualmente si osserva una brusca dimi- nuzione della componente terrigena e tassi di sedi- mentazione tra i più bassi (tipicamente 0.1-0.5 mm/anno) degli ultimi 18 mila anni. Queste condi- zioni sono state osservate anche nei laghi svizzeri durante l’interstadio Bølling –Allerød (LISTER, 1988); ii) Un brusco innalzamento del limite degli alberi, che si porta in qualche centinaio di anni a circa 1700 m s.l.m. Siti significativi sono Totenmoos, Val d’Ultimo (HEISS et al, 2005) e il Passo del Tonale, a nord del massiccio dell’Adamello (GEHRIG, 1997); iii) Un aumento della densità forestale e diminuzione della frequenza di incendi, segnalati da valori del tasso di afforestamento oltre il 90% e da basse concentrazioni di microcarbone lungo tutto l’ampio range altitudinale compreso tra la Pianura Padana e oltre i 1350 m s.l.m. (sito di Pian di Gembro, PINI, 2002). Le foreste pedemontane presentano compo- sizione variabile, con dominanza di Pinus sylvestris, Betula, Juniperus, Larix nelle Alpi Occidentali (FINSIN- GER et al., 2006) e di Pinus sylvestris, Larix, Picea, Betula, Pinus mugo nelle Alpi Orientali (VESCOVI, 2007). Nella seconda parte dell’interstadio, a partire da circa 13,5 mila anni cal BP, alcune latifoglie termofile (Tilia sp., Ulmus sp., Quercus sp., Fraxinus excelsior) si espandono sia nelle foreste della Pianura Padana che sui rilievi, formando boschi misti a dominanza più arti- colata in altitudine e per effetto di variazioni regionali edafiche e climatiche. Qualche esempio (in ordine di dominanza nella copertura forestale stimata in base ai dati palinologici e macrobotanici): Betula-Pinus sylvestris-Quercus (margine pedemontano piemontese, FINSINGER et al., 2006), Pinus sylvestris-Betula-Larix-Quercus (margine pede- montano lombardo, WICK, 1996; GOBET et al. 2000), Pinus sylvestris-P. mugo-Betula-Tilia (margine pede- montano friulano, MONEGATO et al. 2007), Picea-Quercus-Tilia-Larix (Prealpi Venete e Friulane, 1000 m s.l.m., VESCOVI et al. 2007) E’ necessario precisare che non vi sono dati macrobotanici utili a chiarire quali specie dei generi Ulmus e Quercus siano coinvolte in questo processo di espansione delle latifoglie durante il Tardoglaciale. Per il genere Tilia vi sono ritrovamenti di Tilia cordata nella seconda parte dell’interstadio Bølling –Allerød al Lago di Ganna (SCHNEIDER & TOBOLSKI, 1985). Nella successione lacustre di Avigliana è stato individuato il Laacher See Tephra (LST) che cade nella fase di massima espansione delle latifoglie termofile (FINSINGER et al., 2006). Il LST è datato 12,9 mila anni cal BP sulla serie di varve del Meerfelder Maar (LITT et al., 2003) e 13,2 – 13,01 mila anni cal BP in base a determi- nazioni radiocarboniche di precisione su serie dendro- cronologiche (FRIEDRICH et al., 1999). In nessuno dei siti lacustri esaminati nel nord- Italia è stata sinora evidenziata la struttura fine dell’in- terstadio di Bølling –Allerød. Complice il basso tasso di sedimentazione e la mancanza di siti a varve, non sono stati evidenziati gli eventi brevi e bruschi che ne scandi- scono la sequenza climatostratigrafica nelle carote di ghiaccio in Groenlandia (GI-1d, GI1b; WALKER et al., 1999) e nei laghi svizzeri (Aegelsee, Gerzensee: LOTTER et al., 1992; SCHWANDER et al, 2000). L’evento indicato nella letteratura centro-europea come Older Dryas è stato individuato nelle serie dendrocronologiche di Avigliana e datato 14,1-14,12 mila anni cal BP (FRIEDRI- CH et al., 2001). Secondo LITT et al. (2001), la sua età sarebbe sensibilmente più recente (13,54-13,35 mila anni cal BP). Queste ampie discrepanze potrebbero dipendere da diacronia regionale o dalla mancanza di accordo nella nomenclatura stratigrafica tra i diversi autori, che probabilmente indicano con lo stesso nome eventi diversi. Sono attese novità dagli studi dendrocronologici sulla foresta fossile del Palughetto (altopiano del Cansiglio), ove sono conservati resti lignei accumulati durante gran parte dell’interstadio (M. FRIEDRICH, B. KRO- MER, S. TALAMO, comunicazione personale). L’espansione forestale all’inizio dell’interstadiale registra l’inizio della penetrazione antropica nella fascia prealpina e nelle Dolomiti meridionali, limitata tuttavia ai fondovalle e agli altipiani attorno ai 500 m di quota, dove i siti di Riparo Villabruna (AIMAR et al., 1992) e Grotta del Clusantin (PERESANI et al., in stampa) testimo- niano a partire da 14,7 mila anni cal BP lo sfruttamento di bacini di caccia frequentati da ungulati e da marmot- te, queste ultime oggetto anche di predazione specia- lizzata. La colonizzazione dei territori al di sopra dei 1000 metri, cioè la fascia degli altipiani delle Prealpi Venete e Friulane occidentali, si sviluppa in una fase successiva all’innalzamento del limite degli alberi, con un ritardo minimo di 400 anni (Tab. 2). Veicolato mediante insediamenti stagionali distribuiti tra i princi- pali fondovalle e gli altipiani carsici fino a 1600 m di quota (con una punta a 1870 m) se si accetta l’attribu- zione del Riparo del Tschonstoan sull’Alpe di Siusi (AVANZINI et al., 2002), questo fenomeno comporta l’esi- stenza di un sistema insediativo strutturato in siti com- plessi, talora deputati ad attività complementari, il cui modello di riferimento si basa sul nesso tra posizione altimetrica e orientamento economico e funzionale (per una recente sintesi vedi BERTOLA et al., 2007). Il modello considera i siti in fondovalle come campi oggetto di fre- quentazioni ripetute e di attività diverse, dove i dati archeozoologici attestano la prevalente predazione del 175Il Tardoglaciale nelle Alpi ... cervo tra la primavera e l’autunno, e in minore misura degli altri ungulati con forte decremento di capridi e bovidi. Lo spostamento altimetrico degli ecotoni e i conseguenti nuovi assetti nella distribuzione delle risor- se sembrano favorire lo sfruttamento di un più ampio spettro di risorse da parte dei cacciatori-raccoglitori. I dati faunistici mostrano che la risalita stagionale in quota dei gruppi epigravettiani, se da un lato appare strettamente legata alle esigenze di una caccia specia- lizzata allo stambecco nei mesi estivi e autunnali e al conseguente processamento delle prede, dall’altro evi- denzia uno spiccato interesse verso una varietà più allargata di risorse biologiche (FIORE & TAGLIACOZZO, 2005; PHOCA-COSMETATU, 2005). A più larga scala, la diversificazione nell’economia alimentare implica per i gruppi umani fasi specifiche nelle attività del loro ciclo annuale, con l’acquisizione, il processamento e lo stoc- caggio delle risorse ittiche o delle prede ornitologiche, o di mammiferi di piccola taglia. 3.3. Il Dryas Recente Nelle successioni poll iniche dell’ Ital ia Settentrionale l’interstadio di Bølling –Allerød è seguito da una progressiva flessione del tasso di afforestamen- to (AP) seguita da una lunga fase con valori stabilmente più bassi, correlata con il Dryas Recente. La migliore cronologia per la fase di declino delle latifoglie è fornita dalla successione di Avigliana, ove sono disponibili date 14C e il LST, posto 8 cm sotto un brusco declino di Quercus che segna l’inizio del Dryas Recente. In base al modello età-profondità proposto da FINSINGER et al. (2006), l’inizio del Dryas Recente è datato 12,7 mila anni cal BP, 200 anni dopo il LST. Si noti che negli archivi a varve centro-europei il LST precede di 188- 198 anni l’inizio del Dryas Recente, posto a 12,68 mila anni cal BP (MERKT & MÜLLER, 1999; LITT et al., 2001) ovvero 192 anni nelle serie dendrocronologiche di Dättnau, Svizzera (FRIEDRICH et al., 2001, Fig. 1). I dati di Avigliana stabiliscono, pertanto, che l’inizio del Dryas Recente in Europa Centrale e in Italia Settentrionale è stato sincrono a scala decennale. Inoltre la cronologia fine a varve dei laghi centro-europei ha dimostrato che anche il brusco inizio isotopico del Dryas Recente nelle carote di ghiaccio in Groenlandia è sincrono (Fig. 2). La flessione di AP (∆AP) è moderata nelle aree pedemontane padane (∆AP= -10%, cfr. Lago di Annone in Fig. 4), mentre è più marcata nelle aree montane (Pian di Gembro, 1350 m s.l.m., ∆AP= -15÷20%). Nel sito di Totenmoos, 1718 m s.l.m., il lariceto interstadiale si ritira dal sito (completa scomparsa di stomi nel sedi- mento, ∆AP= -30%,) circa 12,5 mila anni cal BP, lasciando posto a praterie (non a brughiere) e vi si rista- bilisce dopo 1100 anni circa, all’inizio dell’Olocene (11,4 mila anni cal BP) (HEISS et al., 2005). Si può ritenere che l’abbassamento del limite degli alberi sia rimasto nel- l’ordine di 200-300 m. La produzione pollinica della componente forestale termofila della Pianura Padana e dei rilievi pedemontani (Tilia, Ulmus, Quercus) subì un moderato decremento (Fig. 4). Viceversa, nell’anfiteatro del Tagliamento e nelle basse Prealpi Orientali si verifi- ca l’espansione di abete rosso (WICK, 2006b, in stam- pa). Dalla diminuzione di densità forestale si avvantag- giano Artemisia e altre entità elio-xerofitiche proprie di praterie, steppe e arbusteti xerofitici (Juniperus nelle aree pedemontane), mentre non reagiscono ericacee proprie di brughiera (rodoro-vaccinieti, brughiere ad Erica). Questa dinamica è tipica di climi continentali semiaridi, in cui si sviluppano ecotoni di foresta-steppa, e a forte insolazione (WALTER & BRECKLE, 1986). Durante il Dryas Recente e l’Olocene antico, l’influenza orbitale della precessione determina valori di insolazione estiva massima alle medie latitudini rispetto agli ultimi 20 mila anni e condizioni di massimo contrasto stagionale, cioè una predisposizione verso climi continentali asciutti (BERGER & LOUTRE, 1991). Il tasso di accumulo di parti- celle di microcarbone resta stabile (TINNER et al., 1999; PINI, 2002). Si può ritenere che la scarsità delle precipi- tazioni, gli incendi e l’effetto termico siano responsabili della flessione osservata nella densità forestale nelle aree di pianura. Nelle successioni lacustri, la bassissima velocità di sedimentazione e la presenza di lacune di sedimen- tazione nella seconda metà del Dryas Recente (ad esempio al Lago di Annone, WICK, 1997) nonché l’e- spansione di piante acquatiche e palustri (Thalictrum, Potamogeton, Pediastrum) suggeriscono un abbassa- mento dei livelli lacustri. All’interno del Dryas Recente non si rilevano dina- miche vegetazionali significative, salvo una modesta e progressiva espansione di latifoglie termofile (Quercus, Tilia, Ulmus, Fig. 4) nella sua seconda metà, rilevabile nei siti pedemontani (Avigliana, Annone). Alla sostanzia- le stabilità di questo intervallo si oppone una drammati- ca esplosione della vegetazione forestale termofila che viene associata al limite tra Dryas Recente e Olocene. Per questo evento in Italia non disponiamo di datazioni radiometriche sufficienti a mostrarne il sincronismo regionale e a verificarne le relazioni cronologiche con analoghi eventi evidenziati dalla dendrocronologia in Europa Centrale e dallo studio di speleotemi nelle grot- te del Carso (FRISIA et al., 2005). Tuttavia le modalità e la posizione stratigrafica del passaggio Dryas Recente – Olocene sono compatibili con l’espressione di un even- to di sensibile aumento della temperatura, sincrono nel Bacino Padano e di durata inferiore ai 50 anni (Fig. 3), quindi paragonabile, per espressione climatostratigrafi- ca, alla brusca terminazione del Dryas Recente che si osserva sia nelle registrazioni isotopiche delle carote di ghiaccio (DANSGAARD et al., 1989) che nello spessore degli anelli di accrescimento degli alberi (FRIEDRICH et al., 1999). L’impatto esercitato dal Dryas Recente sulla pre- senza antropica non è rilevabile allo stato attuale della ricerca. Alcuni siti come Bus de La Lum, Riparo La Cogola, Ripari Villabruna e Riparo Soman tracciano una continuità insediativa epigravettiana nella fascia prealpi- na, sia in fondovalle dove attestano aumenti dei capridi nello spettro delle faune cacciate, che in quota dove documentano la predazione prevalente dei capridi e in minore misura dei cervidi (FIORE & TAGLIACOZZO, 2004). Tale sistema viene proposto anche nella regione alpina interna e nell’area dolomitica, con insediamenti all’aper- to collocati fino a 1500 metri che sembrano attestare una semplificazione delle attività economiche (inferite dallo studio delle industrie litiche) nel quadro di una maggiore mobilità residenziale (PERESANI & ZIGGIOTTI, in preparazione). 176 C. Ravazzi et al. 3.4. Evoluzione glaciale tra il Dryas Recente e l’inizio dell’Olocene: lo stadio di Egesen Nelle Alpi non sono noti depositi glaciali riferibili all’interstadio di Bølling – Allerød. Presumibilmente i ghiacciai si attestarono su estensioni minori di quelle raggiunte durante lo stadio di Egesen. I depositi con- servati relativi a questa fase si sviluppano nella secon- da metà del Dryas Recente ed hanno probabilmente cancellato le evidenze di possibili oscillazioni di minore entità (IVY-OCHS et al., 2007). Le culminazioni dello stadio di Egesen sono state datate con il metodo del 10Be e quindi correlate con la seconda metà del Dryas Recente e la prima metà del Preboreale, sia nelle Alpi Svizzere che in quelle Italiane occidentali (Fig. 1; IVY-OCHS et al., 1999; KELLY et al., 2004; FEDERICI et al., 2006). Sul ghiacciaio dell’Aletsch, le misurazioni con il 10Be hanno evidenziato che con il termine “stadio di Egesen” sono state raggruppate morene di età diversa, compresa tra il Dryas Recente e la parte antica dell’Olocene fino al Boreale (KELLY et al., 2004). IVY-OCHS et al. (2007) hanno pertanto proposto di distinguere due stadi olocenici, dapprima inclusi nell’Egesen: Kartell (di possibile età preboreale) e Kromer (forse boreale, evento 8,2 mila anni cal BP ? Fig. 2b). E’ auspicabile che anche sul versante meridio- nale delle Alpi sia riesaminata l’età delle morene tradi- zionalmente attribuite alla parte finale del Pleistocene nella cartografia geologica (ad es. il “subsintema di Bondo” in CASTELLARIN et al. 2005) con particolare riguardo al complesso di sedimenti glaciali riferiti all’Egesen, di regola ricoperti da suoli podzolici bene evoluti, oppure immediatamente soggiacenti ai depositi dell’optimum climatico olocenico (PORTER & OROMBELLI, 1985). Anche nelle Alpi Italiane, infatti, i depositi torbosi antistanti i maggiori ghiacciai attuali e sbarrati da more- ne correlate con lo stadio Egesen presentano alla loro base età posteriori all’inizio dell’Olocene (ad es. GNGFG CNR, 1986; SPERANZA et al., 1996). La presenza di queste pulsazioni glaciali durante l’Olocene antico suggerisce di evitare l’impiego formale del termine “Postglaciale”, contrapposto a “Tardoglaciale”, perché si tratta di un termine ambiguo (OROMBELLI et al., 2005): da taluni è stato usato con significato climatostratigrafi- co (CASTELLARIN et al. 2005, p. 75), da altri con valore allostratigrafico (BINI et al., 2004). 4. CONCLUSIONI L’analisi delle registrazioni climatostratigrafiche oggi disponibili nelle Alpi italiane e nella Pianura Padana, con particolare riguardo a recenti studi ad alta risoluzione, ha consentito di delineare un quadro della storia dell’ambiente alpino e del pedemonte padano durante l’ultima transizione glaciale-interglaciale. In par- ticolare sono state documentate le modalità del proces- so di riforestazione che accompagna la deglaciazione fin dall’inizio del Tardoglaciale, 19 mila anni cal BP. Le numerose datazioni radiometriche consentono di datare i principali eventi di mutamento degli ecosistemi fore- stali rispettivamente a 14,7-14,3, 12,7 e circa 11,5 mila anni cal BP. Questi sono anche i momenti delle più bru- sche e più ampie transizioni climatiche, come già evi- denziato sul versante svizzero delle Alpi e confermato negli studi sugli speleotemi del Carso. Non sono ancora disponibili studi in grado di risolvere la struttura climatostratigrafica ad alto detta- glio nell’interstadio di Bølling –Allerød. Gli eventi brevi che caratterizzano questo intervallo sono in parte cono- sciuti grazie agli studi dendrocronologici. La conoscenza delle oscillazioni glaciali è progre- dita, negli ultimi anni, grazie all’introduzione della geo- cronologia isotopica e di nuovi studi geologici sulle aree tipo ove sono stati descritti gli stadi glaciali nel secolo scorso. Il quadro delle fasi stadiali si è notevolmente trasformato. L’identif icazione di stadi glaciali nell’Olocene antico ha fatto crollare il paradigma che tuttora vede contrapposti Tardoglaciale e “postglaciale” nella cartografia geologica delle Alpi. Tuttavia resta dif- ficile studiare le relazioni tra avanzate glaciali e intervalli climatostratigrafici, perché l’incertezza delle datazioni numeriche è ancora molto elevata. Nel settore assiale centro-occidentale della pianu- ra del Po le conoscenze sull’evoluzione paleoambienta- le e paleobotanica del Tardoglaciale sono scarse, com- plice la scarsità di successioni lacustri e di datazioni radiometriche in ambiente alluvionale. La risposta in termini di strategie insediative, mobilità e sussistenza dei cacciatori-raccoglitori alle condizioni ambientali tardoglaciali appare complessa e diversificata. In maniera più o meno dettagliata, i conte- sti epigravettiani portano la testimonianza di modifica- zioni avvenute nel corso di questi circa 8 millenni a cari- co delle strutture economiche e forse sociali delle popolazioni epigravettiane. Cambiamenti significativi rispetto al periodo precedente si manifestano nel grado di mobilità dei gruppi umani sotto forma di organizza- zione dei sistemi insediativi, rottura spazio-temporale delle catene operative litiche e in materie dure animali, introduzione e stoccaggio delle materie prime nei siti, strategie di approvvigionamento, diversificazione dello spettro venatorio. Nel contempo, i dati sembrano deli- neare lungo il Tardoglaciale un’evoluzione dei sistemi di produzione e, di concerto, della struttura insediativa. Vaste lacune restano ancora aperte soprattutto in determinati momenti chiave del periodo in esame, come la fase terminale dell’Epigravettiano recente e una migliore cronologia della fase più antica inquadrata nei primi 3500 anni cal del periodo. Sforzi ulteriori sono necessari per giungere ad una modellizzazione del popolamento antropico nelle sue fasi principali, attra- verso la definizione del carico di biomassa vegetale e animale e in ottemperanza a criteri di optimal foraging theory. Si auspica, per il futuro, l’elaborazione di un qua- dro climatostratigrafico e paleoambientale multidiscipli- nare più avanzato per la parte finale del Pleistocene in Nord Italia, attraverso il confronto di serie di vari dati climatici proxies, nonché mediante nuovi studi paleoe- cologici. Tuttavia la condizione prima per giungere a questa sintesi è un incremento delle conoscenze geo- cronologiche. RINGRAZIAMENTI Ringraziamo Enrico Arpenti, Walter Finsinger, Willy Tinner, Verushka Valsecchi, Lucia Wick e gli enti che li hanno sostenuti (Institute of Plant Science, 177Il Tardoglaciale nelle Alpi ... Università di Berna; C.N.R. - IDPA; Università degli Studi di Milano; il Fondo Unico per la Ricerca della Provincia Autonoma di Trento-Progetto OLOAMBIENT) per il contributo palinologico da loro portato negli ultimi cinque anni alle conoscenze sulla storia della vegeta- zione e del clima nel Tardoglaciale delle Alpi Italiane. Ringraziamo inoltre Stefano Marabini (Università di Bologna) e Mauro Marchetti (Università di Modena) per i suggerimenti, Donatella Magri (Università La Sapienza, Roma) e il secondo revisore anonimo per la revisione del manoscritto. Ricerca svolta nell’ambito della Commessa “Paleoclimatologia”, modulo TA.P02.005.001 presso il CNR-IDPA, Unità di Milano. 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