Ricostruzioni morfoevolutive nel territorio di Napoli

MéditerranéeNuméro 112  (2009)Géoarchéologie de la péninsule italienne

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Lucio Amato, Carmella Guastaferro, Aldo Cinque, Valentino di Donato,Paola Romano, Maria Rosaria Ruello, Sebastiano Perriello Zampelli,Christophe Morhange, Elda Russo Ermolli, Giolanda Irollo, VittoriaCarsana et Daniela Giampaola

Ricostruzioni morfoevolutive nelterritorio di NapoliL’evoluzione tardo pleistocenica-olocenica e le lineedi riva di epoca storica...............................................................................................................................................................................................................................................................................................

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Référence électroniqueLucio Amato, Carmella Guastaferro, Aldo Cinque, Valentino di Donato, Paola Romano, Maria Rosaria Ruello,Sebastiano Perriello Zampelli, Christophe Morhange, Elda Russo Ermolli, Giolanda Irollo, Vittoria Carsana et DanielaGiampaola, « Ricostruzioni morfoevolutive nel territorio di Napoli »,  Méditerranée [En ligne], 112 | 2009, mis enligne le 01 janvier 2011. URL : http://mediterranee.revues.org/index3045.htmlDOI : en cours d'attribution

Éditeur : Publications de l'université de Provencehttp://mediterranee.revues.orghttp://www.revues.org

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No 112 - 2009

Le prime tracce di frequentazione umana nell’area di Napoli, risalgono al Neolitico, ma alla metà del vii secolo a.C. sul promontorio di Monte Echia è insediato lo scalo navale di Parthenope, e successivamente tra la fine del vi e l’inizio del v secolo a.C. sul vicino ripiano del Pendino è fondata la città di Neapolis.

Il presente studio geoarcheologico affronta l’evolu-zione geomorfologica dell’area napoletana a partire dal Tardiglaciale, ponendo particolare attenzione al periodo tardo olocenico ed alle dinamiche della fascia costiera. Esso ha previsto l’uso integrato di conoscenze pregresse, fonti storiche e nuovi dati archeologici e geologici. Per i secoli più recenti sono risultate utili anche carte e vedute di Napoli (Pane e valerio, 1988). I nuovi dati geoarcheologici derivano

dai carotaggi e dagli scavi connessi alla nuova Linea 1 della Metropolitana ed hanno permesso anche di reinterpretare le stratigrafie di molti sondaggi pre-esistenti, tra i quali quelli riportati in AA.VV. (1967) e Bellucci (1994, 1998). A supporto dell’analisi geomorfologica e per la gestione georeferenziata di tutti i dati di sottosuolo, è stato elaborato un DTM utilizzando le carte 1:1000 del Comune di Napoli ed i dati di elevazione riportati in AA.VV. (1992), elidendo i molti punti quotati che cadevano su edifici ed accumuli artificiali recenti. Le stratigrafie dei sondaggi e le sezioni di scavo sono state utilizzate per costruire sezioni geologiche variamente orientate che hanno consentito di riconoscere incisioni e baie costiere sepolte e di tracciare l’andamento di paleo-linee di riva di varie epoche.

L’evoluzione morfo-strutturale delle colline di Napoli si correla alle eruzioni flegree tardo-Pleistoceniche, all’attività della fault zone che borda a NE la piana del Sebeto ed a N il Golfo di Napoli, a rimodellamenti fluvio-denudazionali ed alla nascita di falesie e piane durante la trasgressione post glaciale. All’apice di quest’ultima una baia di sommersione occupa il settore Municipio; ad E una piattaforma di abrasione si arresta sotto la scarpata di faglia del Pendino e la costa si articola fino al profondo seno nella piana del F. Sebeto. Tale assetto favorisce gli insediamenti umani fin dalla preistoria. Tracce di frequentazione si datano al Bronzo Medio nel settore Duomo, mentre nelle insenature costiere esse risalgono almeno al v-iv sec. a.C. La baia di Municipio viene scelta come area portuale a partire dalla fine del iv sec. a.C. restando attiva fino al Tardo Antico, quando, nei diversi settori, si registrano condizioni di progressivo impaludamento. Una subsidenza tardo-olocenica stimata tra 4 e 7 m circa si manifesta con ritmi diversi nei vari settori indagati.

Parole chiave: Neapolis, porto antico, paleo linee di riva, subsidenza

Le contexte géomorphologique de Naples au Quaternaire est prioritairement contrôlé par l’activité volcanique des Champs Phlégréens et l’activité tecto-nique de la zone de failles qui limite le golfe de Naples de la plaine de Sebeto. À l’Holocène moyen, la transgression marine aboutit à l’immersion de l’ac-tuelle place Municipio. Ces éléments géomorphologiques favorisent le déve-loppement des activités humaines durant la Préhistoire. Dans le secteur du Duomo, des traces de fréquentation humaine sont datées du Bronze moyen. La baie de place Municipio est utilisée dès les v-ive siècles avant Jésus-Christ.

Cette baie est transformée en port dès la fin du ive siècle avant Jésus-Christ et demeure en activité jusqu’à l’Antiquité tardive, date à laquelle, elle est défini-tivement colmatée. Nos travaux ont mis en évidence une subsidence variable selon les secteurs entre 4 et 7 m depuis la fin de l’Holocène.

Mots clés : Naples, port ancien, front de mer paléolithique, affaissement

The late Quaternary geomorphological setting of Naples is primarly controlled by both the volcanic activity of the Phlegrean Fields and the ver-tical displacement of the NE-SW trending fault zone bounding the Gulf of Naples and the Sebeto plain. At the beginning of the post-glacial transgres-sion, fluvial erosion and marine cliff modelling also occurred on the southern flank of the hilly landscape of Naples. During the mid-Holocene, sea-level rise formed a bay in the Municipio area while to the north-east the paleoshoreline followed the NE-SW trending fault scarp overlooking the Pendino area. Since prehistorical times this geomorphological setting has influenced human sett-lement; in the coastal area the first archaeological findings date back to the Middle Bronze Age at Duomo and to the 5th-4th cent. B.C. in the southernmost coastal inlets. From the end of the 4th cent. B.C., Municipio bay accommoda-ted a port which functioned until late antiquity, after which time infilling of the cove occurred. The archaeological and geological sea-level indicators allow different rates of late Holocene subsidence (from 4 to 7 m) to be estimated for various sectors of the investigated coastal area of Naples.

Keywords: Neapolis, ancient port, palaeo-shorelines, subsidence

Ricostruzioni morfoevolutive nel territorio di Napolil’evoluzione tardo pleistocenica-olocenica e le linee di riva di epoca storica

Reconstitution géomorphologique des rivages napolitains au Pléistocène supérieur et à l’HolocèneGeomorphological reconstructions in Naples. The late Pleistocene – Holocene evolution and the historical palaeo-shorelines

L. AMATO A. CINQUE, V. Di DONATO, P. ROMANO, C. GUASTAFERRO M. R. RUELLO, S. PERRIELLO ZAMPELLI Tecno In Dipartimento di Scienze della Terr Napoli Università di Napoli Federico I [email protected] Napoli

Ch. MORHANGE E. RUSSO ERMOLLI G. IROLLO V. CARSANA Université de Provence Dipartimento di Arboricoltur Libero professionista D. GIAMPAOLA UMR 6635 (CEREGE) Botanica e Patologia Vegetale Napoli Soprintendenza Speciale Aix-en-Provence Università di Napoli Federico II per i Beni Archeologici di Napoli e Pompei Napoli

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1 - Il contesto geologico

La città di Napoli è ubicata nel settore orientale dei Campi Flegrei; un campo vulcanico attivo da almeno 47 Ka BP e che, avendo dato prevalentemente eruzioni esplosive, ha un rilievo dominato da tufi e piroclastiti sciolte (Rosi e Sbrana, 1987). Con l’eruzione del Tufo Giallo Napoletano (TGN; 15 Ka BP Deino et al., 2004) si ebbe la formazione di un’ampia cal-dera centrale, aperta ad ingressioni del Mar Tirreno, nella quale si concentrò la successiva attività eruttiva con genesi di molti edifici minori, per lo più monogenici e del tipo tuff ring (fig. 1). Oltre che da queste attività costruttive, l’evolu-zione della caldera è stata caratterizzata da una vivace vul-cano-tettonica, la quale ha indotto ulteriori e più circoscritti collassi e moti di risorgenza che, intorno a quattromila anni fa, sollevarono sino a 60 m s.l.m. il terrazzo marino de La Starza (Cinque et al., 1985). L’area flegrea è inoltre nota per i bradisismi documentati dall’epoca romana ai nostri giorni, (Barberi et al., 1984; Cinque et al., 1997; Morhange et al., 2006), sebbene tali fenomeni siano ricostruibili anche per epoche più antiche.

Ricade nella caldera flegrea del TGN solo la estrema por-zione occidentale del territorio di Napoli, ove si hanno gli edifici della cinta di Agnano e le depressioni di Fuorigrotta, Soccavo e Pianura. All’area extra-calderica appartengono, invece, tutti gli altri rilievi collinari di Napoli, limitati verso S e SE da alcuni elementi della complessa fault zone che deli-mita a settentrione il graben del Golfo di Napoli e la valle del F. Sebeto (fig. 1) con accertata attività nel tardo Pleistocene ed Olocene (Milia et al.,2003; Bellucci, 1994, 1998; Irollo et al. 2005). Le colline di Napoli sono formate in prevalenza da vulcaniti pre-calderiche e dal TGN, quest’ultimo con spessori di almeno 100 m in prossimità dei suoi centri eruttivi e fino a 30 m circa ove ammanta rilievi pre-esistenti. Seguono le

piroclastiti distali delle eruzioni intracalderiche, con potenza complessiva di molti metri. Ad esse, nelle zone basse, si inter-calano piroclastiti rimaneggiate da dilavamenti di versante e da trasporti torrentizi. Lungo la costa di Napoli, l’Olocene medio e superiore è rappresentato da un complesso litorale e transizionale che marca l’apice ingressivo della trasgres-sione post glaciale e le successive progradazioni. Nell’area del Centro Storico, infine, gli ultimi 2.5 Ka circa sono a luo-ghi rappresentati da strati di riporto antropico finalizzati a livellare progressivamente la topografia urbana.

2 - Le tappe principali della genesi del rilievo a Napoli

Nei suoi tratti maggiori, la geomorfologia di Napoli risulta controllata dall’attività vulcanica e tettonica che caratterizza l’area nel tardo Quaternario. A ciò si aggiungono rimodel-lamenti fluvio-denudazionali del rilievo strutturale, nonché l’intaglio di falesie e la crescita di piane costiere durante la trasgressione post-glaciale. Una classificazione cronolo-gica e genetica del paesaggio fisico napoletano è proposta in fig. 2, dove il rigato obliquo indica l’area collinare che si costituisce con le eruzioni flegree più antiche (cfr. cap. 1) e che, dopo smembramenti tettonici del tardo Pleistocene superiore, viene ammantata dal TGN. Ne fa parte il dolce pendio che dai Camaldoli (455 m) discende verso N e NE (fianco esterno dell’edificio f legreo), raccordandosi alla Piana Campana. La rete idrografica che lo disseca è, di norma, radiale-centrifuga, ma con molte anomalie dovute a fratture e faglie N-S ed E-O, come nei casi dei valloni San Rocco e Cavone di Miano.

Le campiture grigio chiaro di fig. 2 evidenziano gli elementi del paesaggio che, sebbene ritoccati da successivi

Fig. 1 - Lineamenti morfostrutturali dell’area flegreo-napoletana.In tratteggio sono indicate le principali faglie ad attività olocenica, in puntinato alcuni frammenti della caldera del TGN. L’area con campitura grigia rappresenta il terrazzo marino de La Starza. Le sigle P, S e F: depressioni di Pianura, Soccavo, Fuorigrotta; A: depressione interna alla cinta policraterica di Agnano. Il cerchio racchiude il Centro Storico della città di Napoli; il riquadro l’area di fig.2.

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rimodellamenti, nascono tra circa 15 e 5 Ka BP. Essi sono rappresentati da alti morfologici connessi a centri eruttivi del TGN, scarpate dovute a dislocazioni tettoniche e vulcano-tettoniche, nonché da forme erosionali e deposizionali. Tra le forme endogene vi è la dorsale asimmetrica di Posillipo, il cui ripido fianco NO appartiene alla caldera del TGN ed ebbe la funzione di falesia quando – nell’Olocene inferiore – la caldera fu invasa dal mare (Russo et al., 1998). Il dolce fianco SE di Posillipo risulta sostanzialmente conforme agli strati del TGN. Esso presenta delle concavità sospese a circa 30 m s.l.m. che, con le analoghe tracce presenti lungo il pendio della conca di Chiaia, potrebbero correlarsi al terrazzo marino olocenico de La Starza di Pozzuoli (Cinque et al., 1985) (fig. 1). Lo stesso fianco è bordato da una falesia attiva controllata da faglie dirette che appartengono alla già citata fault-zone bordiera del Golfo di Napoli. Ad essa appartengono inoltre i due sistemi zigzaganti (NE-SO/E-O) che conferiscono alla zona del Pendino (ove sorgerà Neapolis) il carattere di gradino intermedio tra l’alto strutturale delle colline napoletane ed il basso strutturale Golfo di Napoli-Piana del Sebeto (faglie T ed F in fig. 2).

In riferimento alle forme di pura genesi erosionale tra 15 e 5 Ka BP si individua una rete di incisioni torrenti-zie il cui approfondimento viene a tratti interrotto da fasi di aggradazione piroclastica e alluvionale. In fig. 3 è mostrata la paleo-rete drenante da noi ricostruita da indizi geomorfo-logici e dati di sottosuolo. Per l’importanza che assumono in questa sede, si ricordano: il Vallone dell’Arenella (Lavinario occidentale), alimentato da incisioni discendenti dal Vomero; il Vallone dei Vergini (Lavinario orientale), alimentato da incisioni discendenti da Capodimonte, e l’alveo dell’Are-

naccia con testata sul fianco orientale dell’edificio flegreo. Prima che i Lavinari si approfondissero (probabilmente fino all’Olocene iniziale), il settore del Pendino fu in grado di ricevere deiezioni torrentizie provenienti dalle retrostanti colline, non avendo ancora assunto il carattere di ripiano isolato (una sorta di flat iron inclinato del 6 % circa e con apice a 64 m s.l.m. nella zona di Caponapoli). L’approfondirsi dei valloni dei Vergini e dell’Arenella fu favorito dal tronca-mento del Pendino ad opera di faglie ribassanti verso mare, tra cui quella tra S. Maria la Nova e S. Agostino alla Zecca con rigetto fino a 20 m (faglia SMA, fig. 2).

Nel corso della seconda parte dell’Olocene (aree a rigato orizzontale in fig. 2) nel settore occidentale nascono nuovi edifici vulcanici e si registrano ulteriori dislocazioni vul-cano-tettoniche, mentre il golfo strutturale di Fuorigrotta-Bagnoli subisce le sue ultime fasi di progradazione. Eventi progradazionali si verificano anche nella piana del Sebeto (ove gli input piroclastici e vulcanoclastici del Vesuvio controbilanciano la subsidenza; Irollo, 2005) e nell’ambito della conca di Chiaia. A valle del Pendino l’apice della tras-gressione post glaciale segna la trasformazione in falesia della scarpata di faglia SMA, che sarà successivamente abbandonata dal mare per la crescita di una stretta piana sabbiosa costiera. Questi ultimi eventi saranno ampiamente trattati nei successivi paragrafi.

3 - L’evoluzione della fascia costiera ed i suoi rapporti con la storia della città

L’area dell’attuale centro storico di Napoli doveva pre-sentare già in età preistorica un assetto geomorfologico ed ambientale favorevole agli insediamenti umani: le prime col-line flegree offrivano risorse forestali e proteggevano l’area dai freddi venti settentrionali, mentre la costa mostrava, ad occidente, insenature atte agli approdi e, verso oriente, il passaggio alla fertile piana alluvionale del Sebeto. I ripiani orografici retrostanti le spiagge e le baie risultavano, inoltre, favorevoli all’urbanizzazione e facili da difendere perché delimitati da falesie e valloni (fig. 2 e 3).

Fig. 2 - Classificazione cronologica e genetica del paesaggio fisico napoletano.In rigato obliquo: area collinare costituitasi con gli eventi eruttivi flegrei più antichi (pre-TGN), sede dei bacini idrografici dei principali corsi d’acqua.Campitura grigio chiaro: elementi del paesaggio la cui morfogenesi si colloca tra circa 15 e 5 Ka BP, costituiti da rilievi connessi a centri eruttivi del TGN modificati dalla tettonica, e modellati da processi erosivi e deposizionali. Con le sigle T, F ed SMA, si indicano i principali lineamenti tettonici che ribassano e disarticolano l’area del Pendino.In rigato orizzontale: elementi del paesaggio modellati nel corso della seconda parte dell’Olocene. Ad occidente, morfologie generate dalla vulcano-tettonica e rimodellate, depressioni vulcaniche subsidenti aggradate dalla sedimentazione vulcanoclastica e marina; ad oriente, piane costiere di Chiaia e Pendino, ed alluvionale-costiera del Fiume Sebeto, in parte progradate artificialmente.

Fig. 3 - Paleo-rete idrografica nell’area del Centro Storico di Napoli.Ricostruzione dei bacini e dell’idrografia attiva fino ai tempi storici(al XV secolo) dei Valloni Arenella, Vergini ed Arenaccia, sviluppati nell’area collinare a monte del ripiano del Pendino.

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In questo capitolo proponiamo una sintesi dei dati rac-colti ed una preliminare ricostruzione dell’evoluzione della fascia costiera nel corso degli ultimi millenni, rimandando a Carsana et al. (2009) per una più dettagliata disamina del relativo record archeologico. I dati che si esporranno derivano in massima parte dai carotaggi geognostici e geo-archeologici effettuati per la nuova Linea 1 della Metropolitana e dalle sezioni di scavo dei “pozzi di stazione” (in seguito “pds”) denominati “Garibaldi” (pdsG), “Duomo” (pdsD), “Università” (pdsU) e “Municipio” (pdsM) (fig. 4). Le altezze (tutte espresse in metri) saranno riferite all’at-tuale zero altimetrico ed, ove indicative di antichi livelli del mare, recheranno la sigla l.m.r. (livello marino relativo). Le età saranno espresse in Ka BP (millenni dal presente) o in secoli a.C. o d.C., con numeri romani.

Nei paragrafi che seguono illustreremo i trend evolutivi ed i vincoli altimetrici e cronologici puntuali. In figura 4 mostriamo le linee di riva, ricostruite spesso solo a tratti e con approssimazioni dell’ordine delle decine di metri, datate per la disponibilità dei dati più completi.

3.1 - Gli eventi anteriori agli insediamenti di epoca storica

L’apice della risalita post glaciale è ben documentato da sedimenti litorali che trasgrediscono su formazioni conti-nentali e che, a luoghi, colmano i tratti finali di incisioni torrentizie. Queste ultime, nate dopo l’eruzione del TGN, si erano approfondite fino ad almeno -20 m presso la costa attuale (fig. 5 e 6) prima di essere sommerse. Nel pdsU l’ar-rivo della trasgressione è testimoniato da una piattaforma

Fig. 4 - Ricostruzione delle paleolinee di riva dal medio Olocene all’epoca storica, tra Piazza Municipio e Garibaldi.In figura sono ubicati: le aree di scavo (pds) delle future stazioni della Linea 1 - Metropolitana di Napoli; i principali sondaggi geoarcheologici realizzati nelle aree di interesse (punti neri); i promontori in TGN (fig. 5) e le insenature ricostruite, indicate con lettere greche; le tracce di sezione A e B (fig. 6 e 7); le sigle di vie e località (vedi testo). Le paleolinee di riva ricostruite sono indicate dalla sigla L seguita da un numero.L1: possibile tracciato della linea di riva medio olocenica (età preistorica).L2: pre – iv secolo a.C.L3: intervallo età greco-ellenistica, iii-ii a.C.L4: fine i secolo d.C.L5: ii – iii secolo d.C.L6: Tardo antica (fine v – inizi vi secolo d.C.)L7: xvi secolo, da Lafréry.L8: fine xix secolo, pre-Risanamento.

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Fig. 5 - Ricostruzione della paleomorfologia del tetto del Tufo Giallo Napoletano tra Piazza Municipio e G. Bovio, rappresentata con curve di livello ad equidistanza di 2 metri. Con le sigle pdsM e pdsU sono indicati i pozzi di stazione ubicati nelle precedenti piazze. Le lettere β e δ indicano rispettivamente i promontori in TGN di: Monte Echia - Castel Nuovo - stazione Marittima, e quello di via Tari –Marotta (TM in fig. 4).

Fig. 6 - Sezione geoarcheologica “A”, Piazza Municipio – stazione Marittima, corredata di legenda unità stratigrafiche. Sono riportate e correlate le stratigrafie dei principali sondaggi e del pdsM. L’ubicazione della sezione è in fig. 4.

1 Per questa e per le altre determinazioni vulcanologiche citate in questo capitolo si ringraziano Giovanni Orsi e Mauro di Vito dell’Osservatorio Vesuviano/INGV.

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di abrasione a -7.5/-8.5 m che taglia prodotti piroclastici dell’Eruzione di Soccavo 4 (10-9.5 Ka)1, sovrapposti a depo-siti alluvionali, spessi 4 m, i quali coprono a loro volta il TGN (fig. 7). Sulla piattaforma poggiano sabbie litorali con spessori di circa 1 m che nel pdsU hanno facies da shore-face superiore, mentre poco a monte passano a facies più grossolane, di battigia. Una situazione analoga emerge dai sondaggi realizzati presso Via Egiziaca (VE in fig. 4), ove sabbie limose di spiaggia sommersa trasgrediscono sul TGN a -8/-10 m. Migliori vincoli cronologici derivano dal pdsD ove il complesso del TGN e successive piroclastiti pri-marie e rimaneggiate, riferibili alle eruzioni delle Pomici Principali, di Minopoli e della serie di Soccavo, è ricoperto in discordanza da sabbie di battigia a -8.15/-9.9 m, sulle quali poggiano piroclastiti dell’eruzione Agnano - Monte Spina (4.1 Ka, de Vita et al., 1999). Seguono depositi di battigia e di spiaggia emersa ai quali si intercalano le pomici dell’Eru-zione di Avellino (3.7 Ka, Rolandi et al., 1993); essi recano al tetto, tra -5.1 e -6.2 m, tracce di frequentazione umana che ad una preliminare analisi sembrano ascrivibili all’Età del Bronzo medio. Tra -4.3 e -5.9 m è documentato poi un fenomeno ingressivo, che dal settore Sud del pdsD si estende successivamente all’intera area di scavo con un deposito di sabbie spesso ca. 1m. I sedimenti che si ritrovano tra -2.7 e -3.3 m si riconducono nuovamente ad un ambiente emerso prossimo alla riva, databile fra l’età del Bronzo Finale e la prima età del Ferro.

Nel pdsG al tetto del TGN eroso è stata rilevata una sequenza trasgressivo-progradazionale che inizia a -15.5 m con limi torbosi di acquitrino costiero. Seguono 1 m circa di sabbie di battigia (a tratti ghiaiose), poi sabbie medie di barra costiera (con tetto a -2.4 m), depositi di spiaggia emersa e, infine, un paleosuolo nero tra -0.9 e -1.2 m con tracce del Bronzo medio- recente.

I dati fin qui esposti, unitamente ad altre stratigrafie di sondaggio ed alla morfologia del tetto del TGN (fig. 5), hanno evidenziato che durante l’intervallo cronologico in esame, che ha inizio nell’Olocene medio, l’andamento della linea di costa è stato mutevole e con trend prevalen-temente trasgressivo. La linea L1 in fig. 4 rappresenta solo una delle possibili ed è documentata da depositi di batti-gia riconducibili ad un l.m.r. di -8/-9m. Essa mostra subito ad est del promontorio di M. Echia una baia (α) protetta a sud da un basso promontorio di TGN (β) allungato verso NE. Alla foce dell’Arenella si delineava probabilmente una ria in corso di rapido interrimento. Ad est del pdsU vi era, invece, una leggera prominenza (forse un antico conoide del fosso di Mezzocannone) seguita da una piccola ria (γ) la cui sponda orientale era controllata da una faglia NO-SE rial-zante il TGN. Questo motivo strutturale generava anche un piccolo promontorio (δ) subito ad E di Via Tari-Via Marotta (TM in fig. 4). Ad oriente del promontorio la linea di costa era articolata in corrispondenza del pdsD da una modesta inflessione, ed, ancora più ad E, dal seno di Forcella (ε) al

Fig. 7 - Sezione “B” , Pendino - Piazza Borsa- S. Maria di Porto salvo e legenda unità stratigrafiche. Correlazione dei sondaggi geoarcheologici e della stratigrafia del pdsU. La sezione è ubicata in fig. 4.

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quale seguiva la falcata costiera della Piana del Sebeto, cui appartiene, probabilmente il cordone ONO-ESE emerso nella parte meridionale del pdsG ed i retrostanti limi sab-biosi palustri rinvenuti tra 0.0 e -1.0 m.

Per la ricostruzione delle fluttuazioni della linea di costa di epoca antecedente il IV sec. a.C., è necessario precisare che, in assenza in molti settori costieri di vincoli crono-logici è stato possibile unicamente delineare il prevalere di un trend di tipo ingressivo. La linea di riva L2 (fig. 4) è stata tracciata utilizzando i depositi di battigia che sono immediatamente sottostanti ai livelli con reperti databili tra il v ed il iv sec. a.C., e che riconducono ad un l.m.r. tra -5.5 e -6.5 m. Tale linea mostra la baia (α) più ampia e con margine interno articolato da piccole rias. Appare più marcata la ria subito ad O di Via Tari-Marotta (TM), men-tre ad oriente la costa prograda leggermente raccordandosi dolcemente alla Piana del Sebeto.

3.2 - L’età greca ed ellenisticaGli ambienti in cui si riconosce la presenza umana nel

settore di studio sono documentati nel pdsM da depositi di shoreface superiore, con base tra -5.5 e -7.5 m; nel pdsU essi si ritrovano tra -6.5 e -7.5 m e si datano tra il v ed il iv sec. a.C. (fig. 6 e 7). Probabile età greca hanno anche le sabbie di spiaggia carotate tra -5.6 e -6.3 m nell’area di Via Tari-Marotta (TM), in diretto appoggio sul TGN. Per la sponda orientale della ria (γ) i sondaggi indicano resti di strutture di epoca ellenistica di cui è stata ipotizzata la pertinenza agli arsenali (Carsana et al., 2009). Nel pdsD sono documentati depositi di spiaggia emersa con tetto a circa -2.0 m incisi da grandi solchi di corrivazione, a partire dall’inizio del vi sec. a.C. Ai primordi del iv sec. a.C. vi sorge un primo edificio col piano di calpestio a -0.6 m ed un secondo a fine secolo, col pavimento a -0.2 m. Nel settore di Via Egiziaca (VE) dall’età greco – ellenistica si instaura un ambiente di spiaggia emersa, con depositi da -4.2 m, che perdura in quella ellenistico-romana ed è delimitato a N da ambienti umidi, con depositi fino a -2.3 m.

Tra la fine del iv ed il ii sec a.C. il la baia (α) fu riconfi-gurata per l’utilizzo portuale mediante operazioni di dra-gaggio, le cui tracce sono state rinvenute nel suo settore più interno (pdsM) tra -5.6 e -7.5 m (Carsana et al., 2009). Nel corso dei suddetti interventi sono stati asportati i sedimenti di shoreface e talvolta le cineriti sottostanti ascrivibili alla facies incoerente del TGN. Le quote raggiunte dalle tracce dei dragaggi consentono di stimare un l.m.r. minimo a-4 ± 0.5 m. La linea di riva L3 (fig. 4) mostra la baia (α), con margine occidentale rettificato presumibilmente dalle stesse operazioni di dragaggio. Più ad oriente la costa prograda leg-germente conservando in parte le sue locali articolazioni.

3.3 - Dal ii sec a.C. al iii sec. d.C. Nell’area del pdsM persiste l’ambiente sommerso e, alla fine

del i d.C., fu realizzato un molo che poggia (tra -3.6 e 4.1 m) su sabbie fini di shoreface superiore. Considerando la quota di base della struttura è possibile proporre a -3 ± 0.5 m il coevo l.m.r. minimo (L4 in fig. 4). La linea di riva L4 (fig. 4) evidenzia, rispetto alla precedente, un leggero ampliamento per sommersione della baia (α), mentre più ad oriente essa prograda per il prevalere della sedimentazione sulla salita

del l.m.r. Nel pdsM gli elementi residui delle parti infisse dei pali di sostegno, bio-corrose alla sommità (-3.3m circa), di due pontili realizzati e dismessi durante il II d.C. consentono di stimare tra -2 e -2.5 m il l.m.r. coevo (L5 in fig. 4). Tra ii e iii secolo, l’affondamento di una imbarcazione (Relitto B) su un fondale a -3.3 m circa (Carsana et al., 2009) fa ipotiz-zare un l.m.r. non più in basso di -2 m. Nel pdsU tra i a.C. e ii sec. d.C. si depositano sabbie di spiaggia fino a -4.65 m. L’ulteriore risalita del l.m.r., nel tardo ii e nel iii sec. d.C. induce la deposizione di limi sabbiosi laminati con tetto a -4.0 m (fig. 7). Nella zona del pdsD agli inizi del ii sec. a.C. sorge un grande complesso monumentale ristrutturato fino al iii sec.d.C. con piani pavimentali tra 0.1 e 1.7 m. Sul paleo-cordone del pdsG, nel ii a.C. viene realizzata una strada poi ripetutamente rialzata (da -0.5 fino a +0.9 m) in risposta ad episodi alluvionali dovuti al torrente Arenaccia e/o al Lavinario orientale. Nel corso del ii sec. d.C. si ha il definitivo abbandono della strada, ma la presenza umana si manifesta ancora con tracce di coltivazione e recinzione.

La linea di riva L5 (fig. 4) riferibile a questo intervallo è ricostruita solo parzialmente e mostra ancora la presenza della baia (α), protetta dal promontorio (β) e col margine interno meno articolato che in precedenza.

3.4 - L’epoca Tardo Antica Durante il iv ed il v sec. d.C. a SO del pdsM crescono

cospicue barre che, nella seconda metà del v secolo, evol-vono a cordoni i quali inducono la trasformazione di gran parte della baia in una laguna, i cui limi si ritrovano fino a -2.0 m (fig. 6). Successive progradazioni e sollevamenti del sistema di barriera provocano, infine, la deposizione di peliti di ambiente transizionale sui cordoni di v sec. e la chiusura della baia (L6 in fig. 4). Nel pdsU persistono condizioni di ambiente sommerso fino agli inizi del V d.C, secolo in cui la linea di riva compie una serie di oscillazioni minori, per portarsi, infine, verso il margine meridionale dello scavo (sabbie di spiaggia emersa con tetto a circa 0 m, fig. 7). A partire dal vi sec. d.C. vi si affermano condizioni di cat-tivo drenaggio (sabbie fini verdastre e limi neri tra +0.3 e +0.5 m), analogamente all’area del pdsM, ma di entità tale da non impedire la realizzazione di un quartiere extraur-bano. Simili condizioni si instaurano, al passaggio tra iv e v sec., anche nella zona del pdsD, ove sui piani pavimentali del già citato complesso monumentale si depongono sabbie fini limose e si realizzano interventi di sollevamento dei piani di calpestio e canali di drenaggio (Bragantini et al., 2007).Nel pdsG, infine, perdura fino al v sec. d.C. l’aggradazione alluvionale indicata in epoca precedente (depositi da over-bank e debris flow fino a +2.5 m).

3.5 - Dal Medio Evo ad oggi Le ricerche relative alla esatta posizione ed alle quote

delle linee di riva di questo ultimo ed ampio intervallo sono ancora in corso. Tuttavia i dati già acquisiti indicano il perdurare della progradazione, che dal vii al xii sec. d.C. si accompagna a condizioni di cattivo drenaggio della fas-cia costiera immediatamente retrostante la spiaggia (limi nerastri fino a quota +2.1 m in pdsU; innalzamenti artificiali dei piani di calpestio e livelli palustri nel pdsD). Da questo momento sono attestati modesti avanzamenti della linea di

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costa, mentre una intensa urbanizzazione della fascia litora-nea si afferma dalla fine del xii sec. La tavola Strozzi (1465) e la “Pianta di Napoli” di A. Lafréry (1566) mostrano, a ridosso della linea delle fortificazioni, una sottile spiaggia che presenta, a sud del pdsU, una insenatura portuale (il cosiddetto Molo Piccolo) molto più ridotta della baia greco-romana (L7 in fig. 4).

Successive mappe topografiche e vedute di Napoli evi-denziano che la linea di riva subì modeste oscillazioni tra il xvi e il xix sec.; tra esse, la crescita delle spiagge antis-tanti i quartieri Mercato (M) e Borgo Loreto (BL) avvenuta dopo la costruzione di barriere frangiflutti a metà ‘700. Cospicue saranno, infine, le modifiche al profilo di fine ‘800 - inizio ‘900 (L8 in fig. 4), indotte dalle “gettate” per ampliare le banchine portuali e dai riempimenti artificiali attuati sui quartieri bassi della città (circa 3m) per consen-tirvi la creazione di una efficiente rete fognaria, nell’ambito del progetto Risanamento di Napoli.

Conclusioni

Le colline tufacee di Napoli hanno assunto il loro assetto morfo-strutturale con le eruzioni flegree del tardo Pleistocene (fino a 15 Ka BP) e con l’attività della articolata fault zone che decorre lungo il margine NE della piana del Sebeto e lungo la costa settentrionale del Golfo di Napoli. Dopo l’eru-zione del TGN (15 Ka), con un livello marino ancora vicino al minimo glacio-eustatico würmiano, i versanti costieri vengono tagliati da incisioni torrentizie che si approfondis-cono ben oltre lo zero attuale. All’apice della trasgressione post glaciale si delinea un profondo seno nell’area depressa e pianeggiante del F. Sebeto, mentre al piede delle colline del centro storico di Napoli s’instaura uno scenario di costa alta che vede il formarsi di una baia di sommersione nella zona di Piazza Municipio (α in fig. 4) e di piccole rias alla foce di

alcuni torrenti. L’erosione di una piattaforma d’abrasione (più facile sui teneri terreni post-TGN; vedi Cap. 2 e 3) si arresta localmente sotto la pre-esistente scarpata di faglia SMA. I depositi litorali associati a questo evento risultano, almeno nel pdsD, poco anteriori all’eruzione di M. Spina (4.1 Ka) e probabilmente non superano i 5 Ka circa nelle altre località indagate. Confrontando le quote dei marker di l.m.r. dispo-nibili con le curve eustatico-isostatiche da aree tirreniche tettonicamente stabili (vedi oltre), si ottengono, per Napoli, stime della subsidenza totale tardo-olocenica che, a causa delle barre d’errore, variano tra 4 e 7 m circa.

Mentre il fronte della Piana del Sebeto giunge all’altezza del pdsG già nel Bronzo medio-recente, l’area del pdsD sviluppa una spiaggia emersa successivamente all’eruzione di M. Spina con tracce di frequentazione documentate a partire dal Bronzo medio, che mentre ancora più ad est si delinea la baia α per-dura fino al Tardo Antico. Essa era stata scelta come area por-tuale della città, verosimilmente per la sua forma semichiusa e protetta dalle tempeste di Libeccio e Ponente, che nel Golfo di Napoli agiscono con l’energia maggiore. Le quote dei marker di l.m.r., confrontate con le curve ed i dati eustatici disponibili (fra cui Schmiedt, 1972; Pirazzoli, 1976; Alessio et al., 1994; Morhange et al., 2001; Lambeck et al., 2004) evidenziano una subsidenza post-greca di entità variabile tra 2.5 e 5.5 m nel pdsU, tra 2 e 4 m nel pdsM, tra 0.5 e 2.5 m nel pdsD ed ancora minore nel pdsG (il ricorso a tali range è dovuto alle impreci-sioni che emergono nella comparazione tra i sea level marker e le curve eustatiche di riferimento). Nella zona orientale (pdsD incluso) tale moto sembra concentrato nei secoli vi-iv a.C., mentre nella zona occidentale esso si diluisce su tempi più lunghi: fino al iii sec. d.C. nel pdsM e fino al v sec. d.C. nel pdsu. Ciò consente di estendere anche a Napoli l’intensa e disomogenea mobilità del suolo già nota per l’area flegrea. I dati relativi ad epoche successive, ancora in corso di studio, suggeriscono una subsidenza da moderata (≤ 1 m circa) ad assente a partire dal Medioevo.

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