Aspetti dell'insediamento protostorico nell'ambito del quadro geomorfologico e ambientale dell'anfiteatro morenico del Garda

 4
Nel capitolo 7, infine, si faranno alcune considerazioni conclusive sull’argomento. 
 
 
 
 
Desidero vivamente ringraziare: 
* i relatori di tesi Prof. Ugo Sauro e Ing. Ermanno Finzi; 
* Domenico Di Bartolomeo per la disponibilità offertami nel laboratorio di 
informatica del Dipartimento di Geografia; 
* i bibliotecari del Museo di Scienze Naturali di Brescia; 
* il Dott. Adalberto Piccoli del Gruppo Archeologico di Cavriana; 
* l'Associazione Storico Archeologico Naturalistica "La Polada" di Lonato; 
* il Dott. Andrea Breda della Soprintendenza Archeologica di Brescia; 
* la Dott.sa Elisabetta Roffia della Soprintendenza Archeologica di Milano; 
* l'Ing. Enrico Gialdini del "Vivaio dei Molini" di Lonato; 
 
 5
2. INQUADRAMENTO GENERALE DELL'AREA STUDIATA 
 
2.1 PREMESSA 
L'area oggetto di studio appartiene all'anfiteatro morenico del Garda. Comprende 
l'area collinare, e le sue immediate adiacenze, che si estende dal Fiume Mincio, a est, 
fino al Golfo di Salò, a nord ovest, compresa tra la riva del lago e un limite, grosso 
modo al piede dell'arco morenico più esterno e imponente, che da Gavardo e dal Chiese 
scende a Lonato, Castiglione, Cavriana e Volta Mantovana. 
Quest'area appartiene amministrativamente ai comuni di: Salò, Roé Volciano, 
Villanuova sul Clisi, Gavardo, S.Felice del Benaco, Manerba, Moniga, Puegnago, 
Muscoline, Polpenazze, Calvagese della Riviera, Soiano, Bedizzole, Padenghe, Lonato, 
Desenzano, Sirmione, Pozzolengo (Provincia di Brescia); Castiglione delle Stiviere, 
Solferino, Cavriana, Monzambano, Ponti sul Mincio, Volta Mantovana (Provincia di 
Mantova); Peschiera (Provincia di Verona). 
L'area è compresa nelle tavolette Salò, Manerba del Garda, Bedizzole, Desenzano 
del Garda, Castiglione delle Stiviere, Peschiera, Cavriana, Castelnuovo Veronese, 
Valeggio sul Mincio della Carta Topografica scala 1:25000 dell'Istituto Geografico 
Militare e nelle sezioni della Carta Tecnica Regionale alla scala 1:10000 di Gardone 
Riviera, Salò, Gavardo, Manerba, Padenghe sul Garda, Moniga, Lonato, Desenzano del 
Garda, Sirmione est, Lonato sud, S.Martino della Battaglia, Ponti sul Mincio, 
Castiglione delle Stiviere, Pozzolengo e Monzambano. 
 
 6
2.2 CENNI GEOGRAFICI 
 
Il Lago di Garda è il più grande lago alpino italiano, con una superficie di 368 
km
2
, una lunghezza massima di 52 km ed una larghezza massima, misurata 
perpendicolarmente alla lunghezza, di 16 km. La quota del pelo d'acqua è a 65 m s.l.m. 
e la profondità massima è di 346 m. In relazione ad altri bacini lacustri pedemontani 
possiede un bacino idrografico relativamente piccolo, dell'area di 2250 km
2
, distribuito 
prevalentemente a nord e in modo dissimmetrico a ovest e a est. Il bacino idrografico 
del principale immissario, il Sarca, ha una lunghezza massima di 75 km, una larghezza 
massima perpendicolare di 42 km e una larghezza minima di 15 km (SAURO, 1974). 
Lo spartiacque che delimita il bacino idrografico, partendo dall'inizio del Mincio 
come fiume emissario, segue le colline poste a sud, sud- est e sud-ovest salendo fino al 
M.Spino (1486 m) a ovest e al Col Santo (2074 m) a est. Il limite si sviluppa poi 
toccando le massime altitudini del M.Presanella (3556 m) e del M.Adamello (3554 m). 
Lo spartiacque presenta anche importanti depressioni: a est la Sella di Loppio 
(230 m), la Sella di Terlago (580 m) e la Sella di Andalo (1050 m); a nord la Sella di 
Campiglio (1650 m); a ovest la Sella di Bondo (818 m), la Sella di Tiarno (750 m) e la 
Sella di Capovalle (959 m) (SAURO, 1974). 
Il lago presenta, nella sua porzione settentrionale, una forma stretta e allungata in 
senso NNE-SSW, direzione geologicamente riconducibile alle strutture di tipo 
giudicariense, che forma una profonda insenatura tra due rive nelle quali affiorano 
termini Mesozoici della successione stratigrafica lombarda, a ovest, e veneta, a est. 
Nella porzione sud, invece, il bacino lacustre diventa più ampio, delimitato dalle 
dorsali del più imponente anfiteatro morenico del sudalpino. Il maggiore fiume 
immissario è il Fiume Sarca mentre l'emissario, come già detto, è il Fiume Mincio. 
 7
2.3  CENNI GEOLOGICI E GEOMORFOLOGICI 
 
2.3.1. Formazione del bacino lacustre 
Il bacino del Lago di Garda è impostato su un sistema di faglie a direzione 
giudicariense NNE-SSW denominato Linea Ballino-Garda, attivo già nel Giurassico e 
nel Cretaceo come sistema di scarpate tettoniche tra la Piattaforma Veneta e il Bacino 
Lombardo (CASTELLARIN, 1982) 
Durante la fase Eoalpina dell'orogenesi (Cretaceo) questo sistema di scarpate fa da 
barriera orientale al bacino di deposizione del Flysch e della Scaglia lombarda 
alimentato da aree emerse posizionate a nord del Lineamento Insubrico (DOGLIONI, 
BOSELLINI, 1987). 
La successiva fase Mesoalpina (Eocene superiore - Oligocene) non porta 
particolari variazioni nell'area di nostro interesse. Nell'Oligocene superiore una stasi nel 
regime tettonico permette il formarsi di bacini sedimentari oggetto di sedimentazione. 
Nell'area del Garda affioramenti oligocenici superiori di Salò, Rocca di Manerba, M. 
Brione testimoniano la presenza di un bacino sedimentario ad asse grosso modo di 
direzione giudicariense (BARONI, VERCESI, 1987) 
La fase Neoalpina si fa sentire, invece, in modo molto marcato. 
Essa è infatti riconoscibile, nell'area gardesana, dalla superficie di erosione che, al 
Monte S.Bartolomeo (Salò), separa la Scaglia Rossa e la Scaglia Cinerea dal soprastante 
Conglomerato di Monte S.Bartolomeo, tardo Miocenico. Questa superficie di erosione 
risale alla fase Serravalliano - Tortoniana del Neoalpino che è responsabile 
dell'attivazione di faglie a carattere Valsuganese (prevalentemente ENE - WSW) e 
Valtriumplino (E - W) nonché di faglie e thrust a carattere giudicariense 
(CASTELLARIN et alii, 1992), che dimostrano la vergenza meridionale del sudalpino. 
 8
Questo sistema di faglie a rigetto molto importante taglia la serie Oligo-
Miocenica, rappresentata per esempio dalla Gonfiolite di Como e dal Conglomerato di 
M.Orfano, formatisi nel precedente evento Cattiano - Aquitaniano del Neoalpino
 
(CASTELLARIN et alii, 1992),  individuando una serie di horst e graben. 
La fase Serravalliano - Tortoniana dell'orogenesi genera un imponente apporto 
conglomeratico che forma, ai piedi delle Alpi, delle grandi conoidi, una delle quali 
testimoniata oggi, in area benacense, dal già citato Conglomerato di S.Bartolomeo, 
riconoscibile anche a Sirmione. 
La correlazione tra il Conglomerato Pontico - Messiniano di Monte S.Bartolomeo 
e quello di Sirmione è confermata da una analisi morfometrica che rileva principalmente 
una riduzione delle dimensioni dei ciottoli assieme ad una maggiore elaborazione degli 
stessi spostandoci da S.Bartolomeo a Sirmione. La conservazione dei conglomerati a 
Sirmione è dovuta essenzialmente alla protezione esercitata dal promontorio in scaglia 
durante le seguenti avanzate e ritirate glaciali (CHARDON, 1975). 
E' verosimile pensare che l'imponente apporto conglomeratico in oggetto sia 
dovuto non solo alla suddetta fase orogenetica ma anche al fenomeno coevo della crisi 
di salinità Messiniana causato dalla temporanea chiusura dello Stretto di Gibilterra, da 
un progressivo abbassamento del livello di base e quindi dall'aumento dell'apporto 
clastico verso il mare. 
A questo periodo è ascrivibile il forte approfondimento delle valli alpine che si 
affacciano sulla pianura, alcune delle quali oggi ospitano i grandi laghi prealpini. 
Questo approfondimento è riconoscibile con facilità nella carta delle isobate della 
base del Pliocene. 
Nel Pliocene inferiore si registra una trasgressione marina che esercita un certo 
livellamento nella pianura grazie ai suoi depositi sedimentari, rappresentati dai 150 
 9
metri di sabbie e ciottoli nel sondaggio AGIP di Castenedolo e dalla presenza di argille 
plioceniche al tetto dei conglomerati del Monte S.Bartolomeo (CHARDON, 1975). 
Possiamo quindi immaginare che la linea di riva seguisse grosso modo i piedi 
delle Alpi con indentazioni in corrispondenza delle valli. 
 
2.3.2. Formazione dell'anfiteatro morenico 
Nel Villafranchiano si registra un progressivo raffreddamento del clima, primo di 
una serie di cicli puntualmente registrati nel bacino di Leffe.  
Questo raffreddamento è seguito da una prima discesa dei ghiacciai, di estensione 
ridotta, e dalla formazione di depositi conglomeratici, denominati "Ceppo" in 
Lombardia e riconoscibili da una forte cementazione della massa, facenti parte di 
enormi coni di deiezione allo sbocco delle principali valli prealpine. 
Queste conoidi passano verso sud a depositi di sabbie ed argille con detriti 
vegetali, torbe e tronchi, testimonianti un ambiente litorale poco profondo e a sedimenti 
marini (Calabriano ?). Questo accumulo è inoltre suddiviso in due coni sovrapposti 
intercalati da un orizzonte sabbioso testimone di una fase con clima più temperato e 
risalita temporanea del livello del mare (CHARDON, 1975). 
Al di là della discussione circa l'esistenza di una prima glaciazione (Donau) e di 
una seconda (Günz) realmente distinte piuttosto che di fasi di una stessa glaciazione, 
occorre evidenziare che l'estensione delle stesse è rimasta comunque limitata non 
arrivando neppure alla pianura.   
L'irruzione di questi primi ghiacciai nella valle gardesana ha provocato un' 
erosione enorme delle valli, al contrario dei successivi ghiacciai del Quaternario medio-
recente che si sono impostati in valli già configurate ed erose. 
 10
I movimenti tettonici villafranchiani interessanti la catena Orobica provocano 
inoltre una fortissima subsidenza del bacino Padano e, di contro, un forte innalzamento 
dei depositi pliocenici (300 m) in tutta l'area prealpina.  
Nel bacino gardesano un conglomerato databile al villafranchiano giace sopra le 
argille Plioceniche del Monte S.Bartolomeo, ad una quota di 568 m s.l.m. . 
Il Villafranchiano inoltre non è documentato sulle rive del lago bensì nel 
sondaggio di Castenedolo, a -535 m, documentando chiaramente i forti movimenti di 
subsidenza e innalzamento a così breve distanza (VENZO, 1965; CHARDON, 1975). 
Il Quaternario marino è concordante sul Pliocene, confermando una deformazione 
d' insieme lenta e progressiva. 
Ai piedi delle Prealpi il mare del Quaternario Inferiore accumula sabbie e argille 
sui depositi pliocenici. In funzione delle variazioni climatiche gli apporti continentali 
prendono il passo su quelli marini. La linea di riva è indecisa, per l'intermittenza degli 
apporti glaciali i quali, nei periodi di raffreddamento, si estendono più lontano mentre il 
mare si ritira al centro della Pianura. Al contrario, durante le fasi calde gli apporti 
marini si estendono su quelli continentali. 
Possiamo immaginare un paesaggio di vasti coni di deiezione disseminati da 
distese lacustri e bracci morti di fiumi, con detriti vegetali mentre verso sud si instaura 
un ambiente marino poco profondo che con gli apporti fluviali via via si sposta verso le 
zone più basse del bacino padano e verso oriente. 
E' soprattutto con le grandi glaciazioni successive del Mindel, Riss e Würm, e i 
loro stadi, che viene a formarsi il grande anfiteatro morenico del Garda variamente 
interpretato dagli autori. 
Per Venzo (VENZO, 1965) i colli testimoni di Castenedolo e Ciliverghe sono da 
attribuire al Mindel I col corrispondente fluvioglaciale rinvenibile nella porzione sud-
 11
ovest dello stesso colle di Castenedolo e nella bassa collina di Capriano, ancora più ad 
ovest. 
L'arco morenico di Gavardo, Bedizzole, Calcinato, Montichiari e Carpenedolo è 
attribuibile al Mindel II poggiante su Günz III per Venzo, mentre per Chardon 
(CHARDON, 1975) questo è Riss poggiante su Mindel. 
Il potente arco morenico di Lonato e Solferino è attribuito da Venzo al Riss II 
mentre il Riss I sarebbe ridotto a testimoni poco più all'esterno; solo la cerchia più 
interna che si affaccia sul lago è attribuita da questo autore al Würm. 
Chardon d'altro canto attribuisce tutte queste cerchie al Würm nelle sue varie fasi 
relegando il Riss alla sola cerchia di Montichiari, come sopra ricordato. 
Lavori recenti di Cremaschi (CREMASCHI, 1987) attribuiscono la morena di 
Ciliverghe al Pleistocene inferiore, le morene dell'arco Gavardo, Bedizzole Carpenedolo 
al Pleistocene medio, in varie fasi, e le morene comprese tra l'arco di Lonato e Solferino 
e il lago al Pleistocene superiore, in varie fasi.  
 
 12
2.4 VARIAZIONI CLIMATICHE ED EVOLUZIONE FLORISTICA E 
FAUNISTICA 
 
Al di là della discussione circa le varie fasi di formazione delle svariate dorsali 
moreniche che si susseguono attorno al Garda, seguiamo, a questo punto, il lento 
processo di conquista di questo ambiente da parte della vegetazione durante le fasi 
glaciali e interglaciali fino ai nostri giorni. 
Questo processo è ben documentato nelle successioni polliniche, come quella 
della serie lacustre di Leffe, riferibile al Villafranchiano, o quella di Castellaro 
Lagusello, che dà una buona rappresentazione delle variazioni di vegetazione che si 
sono seguite sulle nostre colline nel Tardiglaciale e nel Postglaciale, oppure è studiabile 
attraverso l'analisi dei reperti faunistici. 
Possiamo iniziare un rapido escursus su queste variazioni ambientali partendo dal 
Villafranchiano superiore, documentato sia nei depositi sabbiosi deltizi, con filliti di 
latifoglie, passanti a sedimenti ghiaiosi, che sovrastano i sedimenti marini del Pliocene 
inferiore del Monte S.Bartolomeo, sia nella serie marina Pliocenica di Castenedolo 
(150-535m) a Hyalinea baltica (Calabriano) seguita da livelli a molluschi dell'Emiliano 
testimonianti episodi di raffreddamento climatico. 
Il ritrovamento durante analisi microfaunistiche nei vicini Lessini 
(BARTOLOMEI, 1980) di reperti ossei di roditori di tipo artico, rappresentanti ambienti 
di steppe e praterie continentali,  testimonia poi, nel Pleistocene medio, un clima arido 
continentale, forse riconducibile alla glaciazione Günz. 
A questo segue una variazione positiva temperato calda con ambiente forestale 
arido di tipo mediterraneo, riferibile all'interglaciale Günz - Mindel. 
Si hanno qui le prime tracce umane a livello europeo. 
 13
In un periodo successivo si sviluppa il primo grande ghiacciaio del bacino 
gardesano testimoniato, secondo Venzo (VENZO, 1965), dal cordone morenico 
Gavardo - Montichiari - Carpenedolo  che probabilmente si chiudeva a Sirmione. La 
fase antica di questa glaciazione è documentata da una fauna rappresentante un 
ambiente di prateria umida e fresca. 
Sul morenico "Mindel" si riconosce una copertura loessica depositatasi nella fase 
steppica continentale corrispondente alla fase di ritiro del ghiacciaio stesso.  
Nel successivo lungo interglaciale Mindel - Riss a clima caldo umido di tipo 
subtropicale, le morene, i substrati alluvionali ed eolici subiscono alterazione intensa, 
pedogenizzazione e formazione del cosiddetto "ferretto". 
In questa fase sono documentati movimenti tettonici recenti che determinano la 
continua escavazione di valli precedenti tanto che è probabile che proprio in questo 
momento l'erosione risaliente della val Lagarina abbia catturato l'Adige a Mori 
permettendo a questo di far defluire le sue acque verso l'alta pianura veronese 
(BARTOLOMEI, 1980). 
Ma un successivo raffreddamento climatico (Riss) determina una nuova 
espansione glaciale lungo la valle del Garda creando un nuovo imponente arco 
morenico.  Nelle alluvioni fluvioglaciali rissiane sono stati ritrovati reperti di megacero, 
stambecco e bisonte. 
Durante il successivo interglaciale Riss - Würm si evolvono suoli rossastri, 
decalcificati, con alterazione parziale dei silicati e accumulo di carbonati in profondità. 
Lo spessore è però minore di quello dei precedenti suoli Mindel - Riss. 
Ricerche palinologiche documentano un clima subatlantico fresco ad Abies, Pinus, 
Picea (Pianico - Sellere) e una fase forestale caldo umida subtropicale (Quinzano). Le 
faune indicano ambienti di tipo mediterraneo. 
 14
La successiva e ultima glaciazione detta Würm è documentata in numerosi 
depositi e serie stratigrafiche. Nel Riparo Tagliente, per esempio, una successione 
mousteriana documenta varie fasi climatiche. 
La prima fase indica un ambiente montano a versanti degradati, con coperture 
detritiche e scarsa vegetazione, prevalenti latifoglie nei fondovalle. Il clima è di tipo 
montano temperato "balcanico adriatico" con estati calde e asciutte. 
La seconda fase, che  mostra la comparsa di specie orientali tipiche della steppa, 
testimonia un clima continentale a inverni rigidi, una riduzione delle piante arboree e la 
presenza di boschi di betulle nei fondovalle più umidi. 
A queste segue infine una terza fase, sub-arida, con deposizione di loess. Queste 
tre fasi sembrano riconducibili alle oscillazioni glaciali più fredde del Würm. 
Poi il clima sembra evolversi verso condizioni temperato umide montane 
continentali, con rade latifoglie nei fondovalle, immediatamente seguite da una 
recrudescenza climatica segnata da ampi fenomeni erosivi riconducibili alla fase 
Brandenburg, umida e fresca, e da un clima continentale freddo, più in generale 
riferibile allo stadio Würm 3, durante il quale agiscono fenomeni eolici e crioclastici e 
in pianura si forma un ambiente steppico a Pinus, Artemisia e Betula. 
Nello stesso periodo in Europa centrale riconosciamo un paesaggio di tundra 
"artica", con formazioni erbacee nordiche a Dryas e alpine, associazioni cespugliose e 
assenza di vegetazione ad alto fusto. Si può far risalire a questo momento l'inizio del 
Tardiglaciale che porterà, attraverso oscillazioni climatiche successive, al Postglaciale. 
L'analisi palinologica di Castellaro (BERTOLDI, 1968) ed altri studi nell'area 
veneta (BERTOLANI MARCHETTI, 1974; CAPUZZI, SALA, 1980) registrano bene 
le variazioni climatiche e floristiche tardiglaciali e postglaciali della nostra zona.  
Questo inizio è contrassegnato palinologicamente da un arricchimento della vegetazione 
 15
con la comparsa di Betulla, Salice, Pino e dall'incremento percentuale dei pollini di 
Artemisia. 
Il Dryas antico, databile  tra 11300 e 14000 (15000) a.C., e la sua fase terminale 
denominata pre - Bölling, è caratterizzato da vegetazione erbacea aperta e pioniera, 
costituita da Artemisia, Graminacee, Cyperacee, e dalla presenza sporadica di Pini 
(90%), Juniperus e Hippophae, (come nel clima attuale subartico), e qualche Betulla. Al 
Riparo Tagliente, oltre alle essenze già citate sono documentate anche Chenopodiacee, 
Salix e Alnus; inoltre sono riconoscibili alcune oscillazioni climatiche minori con 
importante apporto eolico. Il popolamento faunistico vede prevalere lo stambecco nella 
fascia pedemontana, Marmotte e Alci lungo i corsi d'acqua, Bovini nelle piane aperte. I 
fronti glaciali delle lingue vallive principali sono a 200-100 m rispetto al livello del 
mare attuale. 
Il successivo stadio climatico di Bölling (10350-11300 a.C.), datato alla base nella 
successione di Castellaro 11250±120 a.C. (BERTOLDI, 1968), è caratterizzato da un 
clima temperato caldo e secco con ambienti forestali ad alberi pionieri (Pino. Betulla,..). 
Nei livelli più alti dello stadio compare anche Quercus, indicando che il suo areale è in 
avvicinamento. Al Riparo Tagliente si registra la comparsa di Corylus e di Ostrya 
mentre per quanto riguarda la fauna domina il cervo, il capriolo, il cinghiale ed è 
presente anche il camoscio. 
Il Post-Bölling, o Dryas medio, datato 9800 (10000)-10350 a.C. si caratterizza per 
un arretramento del Quercus che indica un leggero raffreddamento del clima ben 
riconoscibile anche al Riparo Tagliente dove ricompare Marmotta Alce e Stambecco. I 
fronti glaciali scendono a 500 m sul livello del mare evidenziando la cosiddetta 
"espansione glaciale di Bühl". 
L'Alleröd  9800(10000)-8800(9000) a.C. vede il successivo instaurarsi di un clima 
caldo e secco con la ricomparsa del Quercus, l'aumento di Betula e la diminuzione di 
 16
Pinus. Si stabilisce il Querceto misto, segno di miglioramento climatico. Compare 
Quercus ilex, Pistacia, Phillipsia, Cotinus, Carpinus, Ostrya. 
Il successivo peggioramento climatico del Dryas recente, datato 8300-8800 (9000) 
a.C., è contraddistinto da abbondante vegetazione erbacea con l'aumento di Ephedra e 
Artemisia e dalla cosiddetta "espansione glaciale di Gschnitz" che porta i fronti a 800-
900 m sul livello del mare.  
 
Il passaggio da Tardiglaciale a Postglaciale, caratterizzato da una rapida 
diffusione delle foreste, è scelto come limite tra Pleistocene e Olocene. 
L'Olocene inizia con il Preboreale, (6800 (6500)-8300 a.C.), evidenziato, nella 
fase antica, da bosco rado a Pinus, mentre il Quercus è in via di affermazione definitiva 
e si nota la presenza di Artemisia e Ephedra. Il clima è caldo e asciutto e i fronti glaciali 
principali sono a 1600 m sul livello del mare. 
Il successivo Boreale, databile 5500- 6800 (6500) a.C., che vede l'esplosione nella 
diffusione del nocciolo (Corylus), è contraddistinto da clima caldo secco. 
La situazione climatica è in continuo netto miglioramento fino al periodo 
Atlantico (2500-5500 a.C.) che fa registrare un clima caldo sempre più umido ed è 
riconosciuto dagli studiosi come un periodo di "optimum climatico". Compare il faggio, 
aumenta la presenza di Abies e si ha una leggera diminuzione di Corylus. 
E' da notare la comparsa delle prime piante ruderali, che accompagnano la 
presenza ormai massiccia dell'uomo che in questo periodo caratterizzato dallo sviluppo 
delle varie culture neolitiche, comincia ad insediarsi stabilmente sul territorio e a 
praticare l'agricoltura. Alcune oscillazioni glaciali portano le fronti fino a 1900-2000 m. 
A questo periodo di "optimum climatico" segue il Sub-boreale  (800-2500 a.C.) in 
cui si ha un massimo nella presenza di Abies e Picea, la diminuzione di Quercus, Pinus 
e altre essenze, tutti sintomi che denotano il passaggio ad un clima fresco e umido, la 
 17
diminuzione della temperatura e il succedersi di periodi secchi e oscillazioni climatiche. 
Tra il 1440-1300 a.C. si ha anche un avanzamento significativo delle fronti glaciali. 
Nei livelli successivi si nota una massimo nella curva pollinica del faggio e la 
presenza importante di essenze legate all'attività umana come Vitis, Hedera, Viscum e 
piante ruderali come Plantago, Xanthium, Urticacee, Umbelliferae e Labiate. La 
tendenza generale di questo periodo mostra condizioni ambientali fresco umide che 
introducono al successivo periodo Sub-Atlantico databile dall'800 a.C. fino ai giorni 
nostri, nel quale si ha la comparsa, nel diagramma pollinico, di Juglans e Castanea. 
E' registrata un'avanzata glaciale nel 900-300 a.C. e altre avanzate successive nel 
400-750 d.C., nel 1150-1250 d.C., nel 1600-1859 d.C.. Quest'ultima, chiamata "stadio 
di Fernau" o piccola età glaciale, ha visto i fronti glaciali scendere fino a 2200-2400 m. 
Ai fini del presente lavoro sarà utile associare le varie oscillazioni climatiche alla 
successione stratigrafica degli insediamenti umani, come primo approccio per la 
valutazione dell'evoluzione dei caratteri delle culture e degli insediamenti ad esse 
riferibili.