SUOLO E ARCHEOLOGIA

Gli esperti di HORIZON hanno partecipato e accompagnato archeologi in varie tipologia di studio quali l’identificazione cronostratigrafica di seppellimenti antichi o il supporto chimico-mineralogico in studi tafonomici di reperti ossei antichi.
Molte testimonianze storico-culturali sono ancora nascoste nel suolo o dal suolo e costituiscono un patrimonio non sempre legato a ben definiti siti archeologici ma diffuse nel continuum del paesaggio. L’introduzione della pedologia, che si occupa in modo mirato della dinamica dei processi della parte più superficiale della crosta terrestre, tra le scienze più tradizionalmente “archeologiche”, consente di utilizzare nuovi metodi di interpretazione spaziale e temporale delle testimonianze delle attività umane. L’uso delle tecniche pedologiche nella ricerca archeologica trova la sua spiegazione proprio nei processi pedogenetici che intensamente agiscono sulla superficie terrestre, cancellando progressivamente gli effetti diretti ed indiretti degli insediamenti umani. La conoscenza dei trend evolutivi dei suoli, che sono qualcosa di più delle semplici vicende deposizionali, e degli indici che li descrivono, possono far capire quanti e quali processi naturali possono aver interferito, durante periodi di tempo anche lunghi, con le tracce del passato che i suoli ancora nascondono.
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PER SAPERNE DI PIU’

Strumenti pedologici di lettura crono-stratigrafica nel breve periodo

Vi sono due sorgenti basilari della nostra conoscenza attuale del suolo e della sua importanza nella ricostruzione storica: la prima è la pratica raggiunta dai contadini nell’arco di secoli di esperienze e di errori che ha lasciato segni talvolta indelebili, mentre la seconda è la Scienza del Suolo che, iniziata nel XVII secolo, ha avuto il suo massimo impulso a partire dalla seconda metà del XIX ed oggi fornisce strumenti di lettura mirati. Oltre un secolo di osservazioni e di ricerche hanno portato gli studiosi alla conclusione che, al contrario dei minerali, dei vegetali e degli animali, i suoli non sono entità nettamente distinte ed esattamente individuabili: essi, nell’ambito di una visione ecologica globale, devono essere considerati come fenomeni di interfaccia della superficie terrestre appartenenti alla pedosfera (dal greco pedon=suolo), cioè all’ambiente in cui litosfera, atmosfera, idrosfera, biosfera e antroposfera si sovrappongono ed interagiscono. L’uomo ha sostanzialmente influito sugli equilibri e la sua stanzialità è effettivamente osservabile con strumenti pedologici. Finché non vi fu vita sulle terre emerse, non vi fu suolo nel senso proprio della parola: le rocce erano direttamente esposte agli agenti dell’alterazione chimica e fisica, nonché all’erosione, in un ambiente scarso di ossigeno e privo di organismi viventi. Solo verso la metà dell’era Paleozoica  l’ossigeno libero divenne relativamente abbondante in seguito all’azione dei processi di fotosintesi ed al riciclo biogeochimico dei suoi prodotti. Con la colonizzazione delle terre emerse da parte degli organismi viventi, differenti tipi di alterazione delle rocce e importanti prodotti residuali, tra cui i suoli, sono andati lentamente evolvendosi secondo la diversa influenza della flora e della fauna. Fattori endogeni, come il vulcanesimo, ed esogeni, come le glaciazioni, l’erosione e la sedimentazione, ma ancor più l’attività umana, hanno interferito con la genesi e l’evoluzione dei suoli modificando spesso le superfici, i materiali minerali  e le condizioni bioclimatiche con cui si trovano in equilibrio. Pochi suoli relitti conservano caratteristiche legate a condizioni bioclimatiche molto antiche alle quali l’uomo non ha potuto portare modifiche, ma la maggior parte dei suoli attualmente osservabili si è formata durante il Quaternario ed è pertanto opportuno aver presente la storia geologica, climatologia e botanica degli ultimi due milioni di anni: i cambiamenti climatici e vegetazionali, i cicli di erosione e rideposizione eolica e fluvioglaciale, il livello dei mari e gli agenti geotettonici che perdurano fino ad oggi sono alla base delle profonde variazioni del substrato su cui il suolo si è evoluto e/o si evolve, nonché responsabili in certi casi dell’interruzione della pedogenesi per seppellimento di suoli già formati, che risultano essere pertanto dei paleosuoli.
I processi pedogenetici, nel corso del Quaternario, sono stati sempre più influenzati, dai periodi più antichi fino all’attuale, dall’attività umana e sono individuabili e misurabili strette relazioni tra gli insediamenti e le caratteristiche del suolo.
Nella pedogenesi il fattore tempo viene evidenziato nei suoli policiclici che consistono in una sequenza polifasica in cui una medesima fase pedogenetica compare più di una volta, ma in condizioni ambientali esogene o endogene diverse.  Le divisioni classiche del Pleistocene si basano sull’analisi delle associazioni biologiche, dei depositi marini costieri, degli accumuli morenici, dei paleosuoli. Questi ultimi, infatti, possono essere talora utilizzati come indicatori paleoclimatici, proprio sulla base del riconoscimento di specifiche figure pedologiche. Nei climi freddi si formano nel suolo cunei di ghiaccio che determinano i cosiddetti suoli poligonali (permafrost e gelisuoli) la cui morfologia potrebbe permanere come relitto del passato in territori attualmente a clima temperato (Inghilterra meridionale, Germania settentrionale, Pianura Padana). Ciò indicherebbe non solo una fase fredda, ma anche con una certa approssimazione l’estensione della tundra subartica o di zone periglaciali nel passato. Le fasi fredde periglaciali sono evidenziate anche dall’accumulo di limi eolici, che in Europa coprono rilievi preesistenti per una superficie di quasi due milioni di chilometri quadrati e in Cina raggiungono localmente spessori di 180 metri. Depositi di questo genere sono presenti anche sulla collina di Torino e nell’anfiteatro di Rivoli alla base della valle di Susa. Suoli poligonali e depositi loessici indicano fasi periglaciali di clima freddo e relativamente secco. Sui sedimenti loessici o sulle morene o sui suoli precedenti possono evidenziarsi fenomeni di alterazione con formazione più o meno evidente di noduli e concrezioni e con comparsa del colore rosso, elementi legati forse ai periodi caldi interglaciali. Su queste basi la sequenza cronologica del Quaternario europeo era stata suddivisa in una serie di fasi fredde (glaciali), denominate Donau, Günz, Mindel, Riss, Würm, e una serie di fasi caldo-umide (interglaciali) definite Donau-Günz, Günz-Mindel, Mindel-Riss, Riss-Würm.  Esse hanno ormai valore storico e nel rapporto conclusivo dell’IGCP – Quaternary Glaciations in the Northern Hemisphere (Sibrava et al., 1986) è stato ripetutamente ribadito che la cosiddetta “cronologia alpina” introdotta da Penck e Brückner nel 1909 deve essere abbandonata perché istituita e soprattutto esportata usando criteri oggi non più accettabili come la ricostruzione dell’evoluzione geologica effettuata presupponendo che a controllarla sia stata la sola variabile climatica o effettuando la correlazione di successioni di depositi di differenti bacini sulla sola base morfologica. Non essendo attualmente disponibile una scala cronologica di riferimento per il Quaternario continentale formalmente accettata dalla comunità scientifica internazionale, si propone una suddivisone per grandi periodi seguendo quella proposta da Richmond (1982), secondo la quale il Pleistocene inferiore è compreso tra 1,67 milioni di anni e 730 mila anni fa; il Pleistocene medio da 730 a130 mila anni fa e quello superiore da 130 a 10 mila anni fa; l’Olocene da 10 mila anni fa ad oggi.
Malgrado sia evidente l’interazione tra eventi deposizionali e caratteristiche delle modificazioni intervenute in siti archeologici, è possibile individuare alcuni strumenti frequentemente utilizzati per la lettura crono-stratigrafica a supporto all’indagine archeologica.

Strumenti geologici

Fanno riferimento alla possibilità di associare la dinamica sedimentaria, il tipo di sedimento e l’agente di trasporto all’interpretazione paleo-ambientale fornita da altre discipline (per esempio la paleobotanica o la dinamica geomorfologica) o alla obliterazione di siti (per esempio l’effetto di un’eruzione vulcanica o di un’alluvione). In quest’ottica si possono distinguere:

a.  L’osservazione dei sedimenti detritici in generale. La maggioranza dei siti archeologici è associata a sedimenti detritici. Per interpretarne le proprietà possibilmente legate all’antroposfera occorre distinguere il tipo di ambiente sedimentario, l’agente di sedimentazione, la litologia, la mineralogia, la dimensione dei clasti, la loro forma e classazione. Per esempio sabbie e limi eolici, la cui dinamica deposizionale, la mineralogia e il consolidamento, possono contribuire a individuare orizzonti di riferimento per le datazioni.

b. L’ambiente acquatico di deposizione. Sedimenti di origine organogena sono legati talora ad attività antropiche di disturbo all’ambiente lacustre (insediamenti, drenaggi, bonifiche, ecc.).

c. L’erosione, il trasporto e la deposizione. Sono i meccanismi alla base di decapitazione o seppellimento di un sito (effetto del pendio, colate di fango, soliflussione, alluvionamento, colluviamento, orientazione dei sedimenti).

d. Il crioclastismo. Questo fenomeno, oltre a dare informazioni sulla presenza di periodi climatici caratterizzati da forti escursioni termiche, ha reso disponibili già nell’Antichità materiali da costruzione in forma di blocchi o lastre.

e. L’osservazione dei sedimenti chimici e biochimici. Consente di distinguere quelli di origine antropica.

Strumenti pedologici

Fanno riferimento a caratteri diagnostici del profilo del suolo. Essi possono essere di tipo morfologico (macro o micro), chimico, fisico e mineralogico; in ogni caso fanno riferimento all‘aploidizzazione e all’orizzontizzazione, ovvero all’assenza o presenza di un’organizzazione interna a “orizzonti” che vede il suolo manifestare morfologicamente, chimicamente, fisicamente e biologicamente il risultato di processi pedogenetici che in generale evolvono dal basso a scapito della roccia madre e dall’alto della materia organica residuale rifornita dagli agenti biologici. Orizzonti pedogenetici e pedoarcheologici possono confondersi sulla base dei fattori che li hanno determinati.
La lettura interdisciplinare degli orizzonti sotto l’aspetto litologico, pedologico e archeologico risulta uno strumento fondamentale a livello interpretativo. Si possono considerare diversi indicatori:

a. Indicatori chimici

– Potenziale di ossidoriduzione. Il potenziale Redox di un suolo è la somma di tutti i potenziali dei sistemi ossidoriduttivi presenti e varia da un minimo di -300 mV, corrispondenti a condizioni fortemente riducenti, a un massimo di +800 mV.  Per l’influenza che ha sul pH del suolo (circa 80 mV = 1 unità di pH) il potenziale Redox ha un significato pedologico ed edafico rilevante: le sue variazioni corrispondono a condizioni ambientali molto differenti. In particolare, un basso potenziale riconduce all’idromorfia e alla scarsa aerazione del suolo ed un alto potenziale ad un buon drenaggio e ad una buona aerazione. Nelle prime condizioni si osserva un accumulo di composti ridotti, la sostanza organica anche facilmente mineralizzabile tende ad accumularsi, la biomassa microbica consuma ossigeno. Al contrario, nelle seconde condizioni, vi è un’elevata quantità di composti ossidati e domina la biomassa mineralizzatrice di sostanza organica. Modificazioni indotte dall’uomo al drenaggio portano a variazioni del potenziale Redox.

– Contenuto in Fosforo. Al contrario del Potassio, che è un elemento molto mobile nel suolo, il Fosforo sembra essere moderatamente stabile per lunghi periodi a causa dei processi di adsorbimento specifico sul complesso di scambio e perché le sorgenti naturali sono in genere modeste. L’analisi delle forme di fosforo è comune nei siti e nei profili archeologici perché può essere indicatrice di varie attività umane. Esistono sofisticate estrazioni selettive correlate con le qualità di fosforo ascrivibili a diverse attività umane da quelle agricole a quelle semplicemente stanziali.

b. Indicatori chimico-mineralogici

– Forme di Fe. La quantità di ossidi di ferro ben cristallizzati rispetto al ferro totale è risultata essere abbastanza ben correlata con l’età dei suoli in cronosequenze di alta pianura. Questo rapporto può essere utile per distinguere suoli antropogenici “giovani”; esso è correlabile con l’evoluzione pedogenetica ed è influenzato da eventi di interesse archeologico che possono aver accelerato i processi di alterazione dei minerali. Le variazioni delle forme del Ferro trovano espressione in diversi indici, tra questi, quello di weathering (Schwertmann, 1964) che sostanzialmente esprime la quantità di forme di Fe uscito per alterazione dai reticoli cristallini dei minerali e ossidato sul totale di Fe e l’indice di cristallinità degli ossidi di Fe (Schwertmann, 1988).

– Mineralogia delle argille. Nei suoli che non evolvono su roccia madre argillosa la mineralogia delle argille cambia nel tempo, ma tende a rimanere stabile fino a quando non variano in modo drastico le condizioni di neoformazione. In quelli su matrice argillosa, si possono avere neoformazioni di argille poco stabili che gradualmente evolvono verso forme più stabili partendo dagli orizzonti superficiali: il tasso relativo di questo cambiamento, valutato tra diversi orizzonti, può essere preso come indice temporale e bioclimatico.

c. Indicatori micromorfologici

Ogni sito archeologico dal punto di vista geo-pedologico possiede una sua differente connotazione, anche se delle similitudini tra siti possono esistere. La micromorfologia è stata applicata all’archeo-pedologia solo di recente, malgrado le tecniche di microscopia e di ultra-microscopia da tempo fossero impiegate per esempio per lo studio dei pollini, dei carboni, dei fitoliti, delle patine sui manufatti o per analizzare ceramiche, attrezzi, ecc. Le tecniche proposte sono essenzialmente due: 1) analisi volumetriche di superfici tridimensionali di aggregati, frammenti e pseudoaggregati condotte a occhio nudo, col microscopio binoculare e con il SEM; 2) osservazioni planari di sezioni sottili microfilmate o esaminate al microscopio polarizzatore ovvero di sezioni ultrasottili analizzate al TEM. Una completa disamina delle potenzialità delle micromorfologia in archeologia è stata fornita da Courty et al. (1989).

d. Indicatori fisici

– Indici di struttura e porosità. Normalmente sono utilizzati come indici il rapporto tra argilla reale ed apparente, il Wet Aggregate Stability Index modificato (Zanini et al., 1998), l’indice di età (Hurst, 1977), la densità del suolo. La stabilità strutturale è strettamente correlata all’immissione nel sistema di agenti aggreganti (specialmente sostanza organica) o alla pedoturbazione (distruzione o modifica della struttura) operata da organismi o da animali superiori (pascolamento). La porosità. può essere definita come rapporto tra spazi vuoti e volume del suolo ed è ricavata dai valori di densità apparente (DA) e reale (DR) secondo la relazione:
Porosità = 1 – (DA/DR)
Il suo valore varia in genere da 0.3 a 0.6 e comprende pori di varia dimensione: da <0.2m di diametro o “capillari fini” in cui l’acqua è trattenuta con tale forza da non essere disponibile per i vegetali, a 0.2-10 m o “capillari” in cui l’acqua trattenuta è disponibile per le radici, a >10 m in cui l’acqua, non essendo trattenuta, è più o meno libera di drenare e percolare lasciando spazi pieni d’aria. La porosità è strettamente legata alle dimensioni delle particelle minerali ed alla presenza di materiale organico.

– Densità del suolo. Nei suoli minerali la densità reale è condizionata soprattutto da quella delle particelle minerali, che varia da 2.6 a 2.8 g/cm3, con valori vicini a quella del quarzo che è il minerale prevalente nei suoli sabbiosi. La presenza di ossidi di ferro e di metalli pesanti aumenta il
valore medio della densità reale, mentre la presenza di humus, la cui densità media è di circa 1.4 g/cm3 lo fa diminuire: ne consegue che nel suolo, secondo le proporzioni delle due frazioni, la densità è compresa tra 2.4 e 2.7 g/cm3. Attività di scavo e riporto possono influenzare la distribuzione della densità dei materiali entro il profilo. Il suolo si presenta però con spazi vuoti e ciò induce a considerare la densità per unità di volume “vuoto per pieno”. La densità apparente corrisponde al rapporto tra massa del suolo secco all’aria e il volume totale; essa varia da 1.1-1.5 g/cm3 nei suoli minerali a 0.2-0.4 g/cm3 in quelli organici; tale valore è usato per calcolare in via approssimativa il peso di un’unità di superficie di suolo. La densità apparente è fortemente influenzata dalla struttura del suolo il cui sviluppo, resistenza o eventuale massività, dipendono dall’umidità e dalla presenza di argille: molte attività umane possono influenzarla.

– Colore naturale e sviluppo della rubefazione. Il colore è una proprietà fisica importante anche per la sua immediata evidenza. Esso è fortemente legato alla presenza di sostanza organica, di ossidi o di composti ridotti, di calcare e soprattutto di acqua, tutti fattori influenzabili dall’uomo. Per convenzione esso è descritto per mezzo di tavole di confronto (Munsell Colour Charts) secondo le quali ogni possibile colore di un suolo è indicato con una designazione per la composizione spettrale (hue), una per la cromaticità (chroma) ed una per la nitidezza (value). Poiché possono essere presenti più orizzonti e in ciascuno di essi si possono osservare screziature, laccature, noduli o concrezioni, di norma ciascuna di queste figure pedologiche riceve una particolare designazione di colore.
Lo sviluppo di colore rosso è in genere associato agli orizzonti di alterazione dei suoli più pedogenizzati. La rubefazione, più accentuata nei climi caldo aridi, può essere confrontata con il colore della roccia madre e dare un’indicazione del tempo di pedogenesi, purché non siano intervenute variazioni climatiche a influenzare l’intensità dei fenomeni pedogenetici: la presenza di colore rosso è infatti da interpretare come un effetto sinergico sia termico, sia temporale. Uno degli indici di alterazione proposti, il “redness rating” secondo Torrent et al. (1980), che è correlato con la formazione di ossidi di ferro ematitici, è risultato in grado di interpretare il predetto sinergismo in funzione del valore: rr = (10-H)xC/V
dove “C” e “V” sono i valori numerici di chroma e value secondo la notazione del colore Munsell e “H” è un valore numerico da 10 per 10 YR a 0 per 10 R. Questo indice è particolarmente sensibile ai cambiamenti di colore dal bruno giallastro al rosso.
Anche l’indice di rubefazione di Harden (Birkeland, 1984), che assegna per ogni orizzonte un punteggio pari a 10 per ogni cambiamento di hue o di chroma rispetto alla roccia madre, pesando il valore con la potenza dell’orizzonte. Tale indice appare correlabile con l’effetto del tempo e del clima.

– Tessitura. La distribuzione granulometrica percentuale di sabbia, limo e argilla nella frazione inferiore a 2 mm di diametro, o terra fine, prende il nome di tessitura del suolo: essa può essere sabbiosa, limosa o argillosa a seconda della prevalenza di una delle tre componenti ovvero franca se nessuna è dominante. Definizioni più precise possono essere ricavate dal triangolo della tessitura: le diverse denominazioni sono legate a differenti caratteristiche di lavorabilità del suolo, di drenaggio, di compattazione secondo il rapporto tra le  componenti granulometriche della terra fine. In archeologia la tessitura può individuare discontinuità (pseudorizzonti) legate ad azioni umane là dove il rimescolamento della terra fine con altri materiali (carbone, cenere, ecc.) rende più difficoltosa la determinazione.

Indice di anisotropia del profilo o mIPA (mean Index of Pirofile Anisotropy)

L’indice mIPA è utile per la definizione di contrasti interni tra pseudo-orizzonti rispetto alla roccia madre. Può essere applicato a qualsiasi carattere quantitativo del suolo. Si calcola come media delle deviazioni di ciascun carattere a livello di orizzonte o pseudo-orizzonte rapportate alla roccia madre e considerate in relazione alla potenza dello strato. Tale indice (Birkeland, 1984) tende ad aumentare con il permanere di condizioni non perturbate del profilo che consentono il progredire dei normali processi pedologici (suolo monobasico), mentre tende a zero in corrispondenza di un rimescolamento pedologico o a un apporto di materiale fresco simile alla roccia madre (suolo polifasico o monobasico sepolto). Processi conseguenti all’interramento e ricoprimento di siti archeologici rivelano suoli ad elevata anisotropia.

Indici geostatistici

La distribuzione spaziale non casuale di un carattere del suolo può essere legata alla dipendenza da fattori che ne hanno zonizzato l’espressione. L’analisi spaziale quantitativa (Webster, 1985) può portare a mappature geostatistiche di propabilità, utili per confermare una particolare situazione spesso provocata dall’uomo. Si può applicare sia dopo un campionamento ragionato sul profilo,  sia sulla superficie del suolo. L’analisi spaziale quantitativa, derivata dalla geologia, solo di recente è stata applicata allo studio dei suoli: essa studia il valore che una certa proprietà del suolo assume in funzione della sua posizione relativa nello spazio. Lo scopo è quello di fornire rappresentazioni attendibili della distribuzione spaziale di una variabile: nella fase di stima e di rappresentazione essa viene descritta da una funzione continua che elimina la suddivisione in classi più o meno soggettive e ciò soddisfa la necessità per quanto riguarda il suolo di mantenerne anche nel momento di studio la continuità spaziale esistente nella realtà.
Il supporto teorico dell’analisi spaziale quantitativa è dato dalla teoria delle variabili regionalizzate dettata da Matheron nel 1965: secondo questa teoria una variabile è regionalizzata se associa una componente deterministica, la localizzazione nello spazio, a una componente casuale.
La rappresentazione ottimale di una variabile regionalizzata si raggiunge in due fasi: 1) determinazione di una funzione che, partendo da valori campionari, rappresenti l’andamento spaziale della variabile (calcolo della semivarianza); 2) stima della variabile in tutto lo spazio preso in esame per mezzo di un’interpolazione ottimale (Kriging).
Poichè semivarianza e Kriging in ultima analisi forniscono mappe, l’applicazione più immediata dell’analisi spaziale quantitativa è quella cartografica con studi della distribuzione di variabili in aree più o meno ampie, da pochi metri quadrati a intere regioni. Tecniche più sofisticate hanno permesso di mappare la distribuzione di una variabile partendo dalla sua dipendenza spaziale da un’altra (co-Kriging) il che risulta utile in quei casi in cui il parametro studiato è difficilmente misurabile in ogni sito.

Attività umane che possono aver influenzato il profilo

L’azione antropica può essere diretta, come nel caso della conversione di un suolo naturale a suolo coltivato, o indiretta, quando si concretizza nel cambiamento delle condizioni di un fattore pedogenetico, per esempio il clima, il rilievo, la roccia madre o la materia organica.
La messa a coltura di un suolo comporta interventi di lavorazione più o meno profonda, di sistemazione delle superfici, di correzione e fertilizzazione organica o minerale, di cambiamento delle specie vegetali e di regime idrico: tutto ciò, soprattutto se viene realizzato in modo scorretto, è causa di impoverimento di elementi nutritivi, distruzione della struttura, aumento di acidità e quindi di interferenza, soprattutto negli orizzonti superficiali, con i fattori naturali della pedogenesi. Il movimento terra, le livellazioni e le compattazioni sono operazioni ad elevato rischio di perdita di risorsa, specie se comportano lo scavo e il riporto di materiale poco pedogenizzato dagli orizzonti più profondi alla superficie. I cambiamenti di clima, attraverso le sistemazioni idrauliche e le opere di irrigazione o la deforestazione possono imporre al suolo condizioni estreme di alterazione e di rischi legati al drenaggio. Senza arrivare a queste conseguenze, anche l’alpicoltura, cioè lo sfruttamento del bosco e dei cotici erbosi falciati o pascolati, può indirizzare l’evoluzione da un tipo di suolo ad un altro: per esempio in ambiente forestale, pur non cambiando la destinazione a bosco, l’uomo può operare dei tagli o cambiare la specie, da decidua a non decidua o da latifoglia ad aghifoglia, modificando la qualità e la quantità dei residui vegetali con inevitabili conseguenze sulla biomassa, sull’umificazione, sul drenaggio, sulla lisciviazione delle basi, ecc.
Un’analisi archeo-pedologica è stata condotta su campioni prelevati nel sito di S. Michele di Trino (Vercelli) relativi all’antico insediamento romano e in zone di abitato medievale, evidenziando differenze chimiche e fisiche correlabili con i diversi periodi di occupazione e di utilizzo del territorio (Caramiello et al., 1999) .

Metodi di campagna

La  formazione del profilo pedo-archeologico del suolo corrisponde alla comparsa delle proprietà mineralogiche, fisiche, chimiche e biologiche che lo distinguono dalla parte profonda del regolite, cioè di quella parte del profilo sede delle sole alterazioni chimiche e fisiche della roccia madre senza attività biologiche, ed ha inizio con l’alterazione della roccia madre sotto l’azione di attività umane.
Nel 1941 Jenny, nel suo libro “Factors of Soil Formation”, formulò l’ipotesi che il suolo fosse il risultato dell’interazione di fattori pedogenetici rappresentati  da roccia madre (rm), clima (cl), organismi viventi (o), topografia e geomorfologia (g) e tempo (t). Tali fattori agirebbero come variabili indipendenti nei confronti della nascita e dell’evoluzione del corpo suolo, ma non necessariamente indipendenti tra loro: ogni proprietà (s) del suolo deriverebbe pertanto da una funzione multivariata: s = f(rm, cl, o, g, t, …).
L’insieme delle proprietà  di un suolo (S) non sarebbe quindi che una delle molteplici combinazioni derivate dalle singole funzioni multivariate di ogni proprietà.
Tale ipotesi ha assunto oggi un valore globale e può essere estesa fino a comprendere tutte le proprietà dell’ecosistema, non solo del suolo, ma anche delle cenosi animali e vegetali, a maggior ragione l’antropizzazione.
Poiché si tratta di comprendere un sistema multifunzionale e multivariato, il profilo pedo-archeologico deve essere semplificato e razionalizzato: il modo più immediato è quello di studiare le relazioni tra le sue proprietà al variare di un solo fattore pedogenetico influenzato dall’uomo, restando gli altri costanti. Il modello genetico così approssimato può essere praticamente studiato in condizioni reali tutte le volte che si confrontano suoli in ambienti in cui i fattori costanti possono essere veramente ritenuti tali, cioè quando la loro variabilità è trascurabile o ha un effetto irrilevante: si realizza così una catena di suoli. Per esempio dove è possibile ipotizzare costanza di clima, topografia, vegetazione e tempo di pedogenesi, la funzione risultante sarà del tipo:
S = f(rm)cl, o, g, t,…
cioè una litofunzione e, analogamente, si potranno definire climo-, bio-, topo- e cronofunzioni applicabili a successioni o sequenze di suoli. Da tale semplificazione, che ha un riscontro nella caratterizzazione di molti suoli, non è stato possibile derivare delle previsioni, ma solo tendenze delle proprietà al variare dei singoli fattori: resta implicito che la casualità delle combinazioni di fattori non consente di rappresentare i suoli come entità discrete e che quindi anche ai fini della tassonomia del suolo esistono limitazioni alla descrizione dei vari “tipi” che sono distribuiti in continuo sulla superficie delle terre emerse.
L’importanza relativa dei fattori pedogenetici varia da un suolo all’altro, ma oggi si riconosce alla roccia madre una certa prevalenza a livello di pedon, mentre il clima avrebbe un effetto soprattutto a livello di distribuzione geografica dei tipi di suolo e gli altri fattori subentrerebbero nell’indurre variabilità a livello di paesaggio. La roccia madre e la geomorfologia condizionano lo stato iniziale della stazione, il clima e la biomassa regolano invece la velocità delle reazioni chimiche e biochimiche a livello zonale, fermo restando che il tempo comunque determina il livello evolutivo raggiunto.
Una delle maggiori difficoltà del modello di Jenny risiede nel fatto che la litologia e la biomassa non sono fattori facilmente quantificabili, ma possono essere solo descritti qualitativamente. La roccia madre è, a lungo termine, un fattore costante: nei suoli molto antichi esso viene praticamente annullato dal tempo e si assiste su diversi substrati, a parità di altri fattori, ad una sostanziale convergenza delle proprietà dei suoli. Ciò tuttavia non è valido per i suoli che evolvono su roccia madre del Quaternario, per i quali il fattore geolitologico è ancora primario, poiché l’inizio della pedogenesi non è sufficientemente lontano nel tempo. Per quanto riguarda il fattore biotico il modello è poco applicabile poiché è difficile individuare delle reali biosequenze essendo la copertura vegetale  attuale di un suolo  funzione degli stessi fattori della pedogenesi: suolo e vegetazione infatti evolvono insieme ed interagiscono secondo funzioni bioclimatiche.
Il modello di Jenny è stato criticato per aver introdotto il fattore tempo, che di per sé non influenza direttamente il suolo: tuttavia i processi pedogenetici sono per lo più lenti e il loro effetto è effettivamente osservabile solo attraverso le  variabili cronodipendenti. In questi termini l’ipotesi di una archeo-funzione deve attentamente essere considerata e applicata ad una catena di suoli in cui, a parità di altre condizioni, varia o è variato solo il fattore umano. Solo la descrizione con gli strumenti succitati dei suoli di tale catena può portare all’individuazione di condizioni significativamente correlate con l’indagine archeologica sensu stricto.
I suoli spesso non sono monogenici, cioè formati sotto l’effetto di una sola combinazione di fattori che ha agito nel tempo, e ciò significa che le condizioni attuali possono non corrispondere a quella dell’inizio della pedogenesi, dando al suolo le caratteristiche e le proprietà con cui si presenta oggi. Certamente questa è una grossa difficoltà, ma lo studio della pedogenesi è stato agevolato dall’approccio univariato di Jenny poiché in pratica si osserva una sequenza di suoli e non si definisce direttamente la funzione pedogenetica: se le osservazioni non sono in grado di definire tendenze nelle proprietà considerate, ciò porterà necessariamente ad una ridefinizione dei fattori e quindi della crono-, lito-, climo-, bio- o topo- o archeo-funzione considerata.

Relazioni tra suolo e resti scheletrici
Per la ricerca archeologica è molto importante comprendere le influenze che la geochimica del suolo ha sulla conservazione dei resti scheletrici.  Ciò contribuisce a buone interpretazioni archeologiche in relazione alla tafonomia e alla diagenesi ambientale delle ossa.
Diagenesi è il risultato del degrado chimico-fisico e delle relative trasformazioni subite dall’osso post-mortem per azione del suolo, delle acque, dei microrganismi, delle piante e animali.
La componente organica  dell’osso è costituita da collagene I, osseina, e da una glicoproteina chiamata osteomucoide; la componente mineralizzata, che nell’adulto costituisce il 60-70% dell’intero osso, è composta da fosfato di calcio (86%) in forma di cristalli di idrossiapatite, carbonato di calcio (12%), fosfato di magnesio (1,5%), fluoruro di magnesio (0,5%) e tracce di ossido di ferro.
L’idrossiapatite è un minerale in cui è presente il gruppo fosfato che, unitamente alla fluorapatite e alla cloroapatite, fa parte delle apatiti. La formula dell’idrossiapatite è Ca5(PO4)3(OH) anche se spesso viene indicata come Ca10(PO4)6(OH)2 in quanto la cella elementare del cristallo è costituita da due molecole. Sebbene sia un minerale abbastanza raro l’idrossiapatite costituisce il maggiore componente delle ossa infatti il 99% del calcio presente nell’organismo umano è immagazzinato nel tessuto osseo  sotto forma di idrossiapatite.
Gli effetti diagenetici possono alterare notevolmente lo stato di conservazione dei resti scheletrici: in generale si può dire che lo stato di conservazione dei resti scheletrici è inversamente proporzionale all’acidità del terreno in quanto l’idrossiapatite è relativamente insolubile a pH elevato, ma la solubilità aumenta rapidamente sotto pH 6.
Diversi processi post-mortem producono localizzata acidificazione in prossimità dello scheletro interrato. In particolare gli acidi organici di decomposizione dei tessuti molli avviano la demineralizzazione e il rilascio del collagene. La decomposizione microbica di collagene, coinvolta anche nel processo di umificazione, contribuisce a sciogliere l’apatite e distruggere la struttura istologica.
In buona sostanza la diagenesi postmortem può coinvolgere i processi di scioglimento, la riprecipitazione, la sostituzione di minerali, la ricristallizzazione, la crescita dei cristalli, e la sostituzione ionica. I meccanismi principali di diagenesi sono: (1) la precipitazione di sali solubili in acqua e, separatamente, di altre fasi minerali, per esempio calcite, in piccoli spazi lacunari e nelle fratture; (2) scambi ionici tra soluzione del suolo e posizioni di reticolo nel fosfato di calcio; (3) ricristallizzazione e maturazione cristallina che coinvolge la conversione dell’idrossiapatite microcristallina biogenica ad apatite diagenetica ben cristallizzata.
La possibile precipitazione di fosfati di calcio secondari diagenetici è legata
all’incorporazione di ioni provenienti sia dalla fase ossea biogenica , sia dalla soluzione circolante del suolo.  Difficile discriminare tra apatite microcristallina biogenica e apatiti diagentiche, tuttavia queste possono presentare un alto tasso di sostituzioni St/Ca.
Le apatiti sono anche oggetto di altre sostituzioni durante la precipitazione da una soluzione quali quelle di ioni F- nelle posizioni ossidriliche dell’idrossiapatite il che riduce la solubilità, mentre inclusioni carbonatiche al posto del fosfato aumentano la solubilità. Queste sostituzioni possono avvenire anche tramite scambi ionici tra la soluzione del suolo e cristalli di apatite diagentica.
Lo scambio ionico tra la soluzione del suolo e delle ossa è un processo dominante nella diagenesi dell’apatite: l’ampia superficie microcristallina dell’idrossiapatite corrisponde alla sua attività colloidale d’interfaccia altamente reattiva. Fino al 25% degli ioni superficiali sono disponibili
per scambio chimico. Scambi ionici rapidi tra Ca liberato a pH acido dall superficie ossea minerale e cationi in soluzione sono seguite da un processo più lento di diffusione degli ioni scambiati verso l’interno cristallo. Molti cationi sono esclusi da una successiva diffusione verso siti ossei interni a causa della differenza di raggio ionico. Come regola generale due specie ioniche possono scambiarsi sensibilmente allo stato solido se i loro raggi ionici non differiscono di più del 15%. Lo ione Sr più grande (r = 1.18 ottaedrico) può occupare la posizione di Ca (r = 1.00 / ~) nell’idrossiapatite, ma lo ione Ca è preferito quando entrambi sono in competizione per un sito.
L’analisi diagenetica deve inoltre tener conto del fatto che i suoli circostanti e in contatto con i resti scheletrici sono in continua cambiamento nel tempo e la mobilità degli ioni in solzione è strettamente legata all’evoluzione del complesso di scambio e alla sua saturazione basica e acida.
P, Fe, Al, Mo, Cu, Zn, Co, Mn, Pb e Ni sono immobilizzati a pH da subacido a sub alcalino e ciò aiuta a preservare i resti scheletrici entro i suoli più neutri in quanto è proprio lo scambio ionico tra il terreno e l’osso che provoca i maggiori danni.
I pedo-archeologi hanno evidenziato le relazioni causa-effetto tra natura geochimica del suolo e diagenesi che consistono in un insieme cumulativo di processi biologici, fisici e chimici che modificano tutti i materiali nell’ambiente di sepoltura; questi processi modificano la chimica originale e le proprietà strutturali, regolando il suo destino finale, in termini di conservazione o di distruzione.
In Letteratura si citano diversi livelli di conservazione dei resti scheletrici in relazione al tipo di sulo, ma non sono determinati con precisione i fattori che hanno causato questa differenza. In linea di massima:
1. Un suolo ricco di scheletro (ghiaie, detriti ecc) probabilmente molto drenante e dilavato porta l’osso ad assumere un colore biancastro e diventare friabile a seguito dell’azione batterica.
2. Un suolo con prevalenza di orizzonti da sabbiosi a franchi, soggetti a drenaggio non impedito portano a una decoesione superficiale e fragilità dell’osso.
3. Un suolo argilloso o con orizzonte illuviale d’argilla comporta in genere una buona conservazione e le ossa risultano “fresche” salvo comparsa di fratture o crepe se i suolo per motivi pedo-climatici è stato o è soggetto a fasi di rapido prosciugamento (regime xerico o ustico).
4. Un suolo calcareo soggetto a decarbonatazione o gessoso soggetto a eluvi azione del gesso comporta un danneggiamento molto importante.
5. Un suolo salino o sodico comporta accumulo di sali nell’osso e sbiancamento superficiale.
6. Un suolo soggetto a formazione di orizzonti calcici al livello della sepoltura, come pure in ambiente carsico (grotta), porta  a una mineralizzazione con accumulo di calcite (CaCO3), formazione di concrezioni e variazioni cromatiche.
7. Un suolo acido con pH inferiore a 6 porta alla demineralizzazione fino alla scomparsa dell’osso.
8. I suoli pedo-turbati dall’attività agricola portano, ovviamente, a possibili frammentazioni/dispersioni causate dall’aratura e possibile contaminazione chimica.
Per evidenziare ogni possibile impatto del suolo sulla diagenesi è necessario indagare due principali fattori: la composizione elementare e mineralogica delle ossa e i processi pedogentici del terreno circostante. La chimica dell’osso a contato con il suolo di qualsiasi particolare inumazione è largamente governata dalla misura dello sviluppo pedogeentico locale suolo e dal grado di “sporcizia/miscelazione” avvenuta nell’episodio di interramento.
Le variazioni pedologica sono il risultati delle differenze di clima, roccia madre, rilievo, copertura vegetale, clima e tempo/intensità di pedogenesi.  In prima approssimazione, maggiore è l’intensità di mobilizzazione-traslocazione-imobilizzazione di materiali entro il suolo, più sviluppato è il profilo. L’umificazione, la lisciviazione di cationi e l’illuviazione di minerali secondari in grado di creare eventualmente orizzonti argillici aumentano l’acidità del suolo.
Al fine di comprendere la chimica post-mortem dei cambiamenti dell’osso occore concentrarsi sulla storia pedologica di ogni luogo di sepoltura. Variabile importante è, come già detto, il pH, ma anche il contenuto di materia organica, la mineralogia, la concentrazione di fluoruri e carbonati, il regime di temperatura e idrico, il ristagno e/o il movimento della falda, l’attività microbica e la durata di sepoltura devono essere considerati.
I processi determinanti sono probabilmente quelli legati all’eluviazione/illuviazione in particolare di carbonati, sali più solubili dei carbonati (gesso, halite), ovvero tutti i processi correlati con le variazioni del pH, la presenza di metalli pesanti, l’attività dei microorganismi, la composizione della materia organica e l’inquinamento ambientale.
L’impronta pedo-chimica dei siti archeologici è stata spesso influenzata dalle attività umane: attività come la zootecnia possono portare alla deposizione di Cu, Cr, Sn e Nd, che sono considerati indicatori universali di attività di origine antropici. Elementi delle terre rare, come Scandio, Yttrio e i lantanidi non sono depositati dalle attività umane, ma dalla sepoltura dei resti scheletrici e la successiva decomposizione di ossa, denti, capelli, unghie e pelle.
Altre fonti provengono da depositi di alghe, conchiglie, sabbia, letame ecc il che spiega il perchè questi elementi non si trovano solo in luoghi di sepoltura, ma anche in cumuli. L’analisi della soluzione del suolo può fornire dati essenziali per definire il divenire della composizione chimica di secondaria e delle inclusioni ioniche nell’osso fossile.
Particolarmente importante sarebbe il preleievo di campioni di suolo da varie posizioni attorno ad ogni scheletro durante scavo. Inoltre, i profili di scavo devrebbero essere campionati e descritti per confrontare il terreno generale del sito di inumazione con le condizioni del suolo adiacente allo scheletro.

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Didascalie delle illustrazioni

Fig. 1 – Schema cronologico dalla fine del Pleistocene medio all’attuale (da: Sanchez Goñi, 1993 – modificato).

Fig. 2 – Schema cronologico comprendente il Tardiglaciale e l’Olocene (da: Reille, 1990; Alley et al., 1993; Jacomet e Kreuz, 1999 – modificato).

Fig. 3 – Diverse letture stratigrafiche del suolo. Da sinistra: litologica ad uso geologico e differenziata in successioni di formazioni sedimentarie; pedologica come successione di orizzonti pedogenetici di cui alcuni possono appartenere ad uno stesso strato geo-cronologico, ma testimoniano cicli differenti; archeologica: in presenza di manufatti può definire la cronologia dei suoli e dei sedimenti.