Con il patrocinio del Municipio Roma X e con la collaborazione di
Filippo Cannizzo Ambassador Beauty&Gentletude e coordinatore ResiliArt Italy: Bellezza di Unesco
Società Italiana di Geologia Ambientale (SIGEA),
Associazione Italiana di Geografia Fisica e Geomorfologia (AiGEO)
piero.bellotti@gmail.com
Riassunto
La Palude di Ostia è un bacino costiero formatosi circa 6000 anni fa in sinistra del Tevere presso la foce. Il bacino si è evoluto in varie fasi per gli eventi che si sono verificati nell’area. Lo sviluppo di Cordoni litorali, dovuti alla progradazione del delta del Tevere, isolando un tratto di spiaggia generarono una laguna. Circa 3700 anni fa, la laguna divenne un lago dulcicolo che rimase piuttosto isolato per circa un millennio quando un’avulsione del Tevere favorì una nuova connessione del bacino con il mare. Il nuovo assetto ambientale favorì l’attività di estrazione del sale già in Periodo pre-Romano. Una nuova pogradazione deltizia, iniziata nel Rinascimento, allontanò il mare dal bacino costiero rendendo più difficile la produzione del sale e favorendo l’istaurarsi di una palude fortemente malarica. Nel 1884 iniziò la bonifica del bacino, ormai profondo qualche decina di centimetri, e attualmente l’area è caratterizzata da canali, campi e urbanizzazione.
Parole chiave: Bacino costiero, palude, saline, delta, Tevere.
Abstract
Key words: Coastal basin, marsh, salt works, delta, Tiber.
Introduzione
L’accezione Palude di Ostia (o Stagno di Ostia) è comunemente utilizzata per indicare un bacino costiero ubicato nel delta del Tevere in sinistra idrografica del fiume, che fu bonificato a partire dal 1884 (fig. 1). I bacini costieri appartengono agli ambienti paralici e si presentano con caratteri differenti sia per forma sia per dinamica sedimentaria risultando effimeri, alla scala dei tempi geologici, essendo la loro vita comunemente inferiore al milione di anni. In tale tipologia di bacino rientrano i diversi tipi di estuari/lagune (Kjerfve e Magill 1989, pp. 187-189), laghi, stagni e paludi costieri le cui caratteristiche variano nel tempo in funzione della locale dinamica sedimentaria. Lungo la costa centrale tirrenica, durante l’Olocene, i principali bacini costieri si sono ampiamente diffusi sia nelle aree deltizie, quali quelle dei fiumi Ombrone (Bellotti et al. 2004, pp. 71-90; Tarragoni et al. 2015, pp. 5-16), Tevere (Di Rita et al. 2010. pp. 51-67; Bellotti et al. 2011, pp. 1105-1116; Giraudi 2011, pp. 1233-1243), Garigliano (Bellotti et al. 2016, pp. 1457-1471), sia in zone meno legate all’apporto fluviale diretto come le Lagune di Orbetello (Bellotti 2017, pp. 296-301), il Lago di Burano (D’Orefice et al. 2020, pp. 1-22), i Laghi Pontini. In taluni casi tali bacini tuttora sopravvivono, in altri le opere di bonifica, intervenute tra il XIX e la prima parte del XX secolo li hanno prosciugati. In quest’ultimo gruppo rientrano i bacini costieri del delta del Tevere tra cui la Palude di Ostia. Lo scopo di questo lavoro è quello di definire il periodo vitale di questo bacino costiero, da qui in poi definito Bacino ostiense, nonché la sua evoluzione morfologico-ambientale fornendo tra l’altro una base paesaggistica per gli studi archeologici e antropologici delle comunità che vissero e agirono nelle sue adiacenze. A tal fine si è operato rivisitando dati già pubblicati e integrandoli con alcuni dati nuovi.
Figura 1 – Ubicazione della Palude di Ostia nel Delta del Tevere.
1 Dati
Gli studi sull’evoluzione del delta del Tevere (Belluomini et al. 1986 pp. 213-234; Milli et al. 2013, pp. 159-180; Bellotti et al. 2018, pp. 3-21) hanno consentito di mettere in evidenza che il mare nella fase finale della risalita postglaciale, invase il tratto terminale della valle del Tevere generando una sorta di baia che penetrava tra le alture di Acilia-Dragona e di Ponte Galeria. Fin circa a 7000 anni fa il fiume sfociava all’interno di tale baia che era limitata, verso mare, da una fascia di barre sabbiose allineate circa NW-SE all’altezza dell’attuale Ostia antica (fig. 1). Questo assetto configurava un estuario a dominante ondosa (Dalrymple et al. 1992 pp. 1130-1146). La notevole riduzione del tasso di sollevamento del livello marino, verificatasi dopo i 7000 anni fa (Vacchi et al. 2018 pp. 396-408), consentì la rapida progradazione della foce che raggiunse la fascia delle barre sabbiose. I sedimenti fluviali vennero in tal modo rielaborati dal moto ondoso, più efficace rispetto a quello interno alla baia, tanto che le barre si saldarono in gran parte generando, intorno a 5500 anni fa, un primo cordone costiero del nascente delta marino a dominio ondoso (Galloway 1975, pp. 87-98). Il nuovo paesaggio in tal moto creatosi, era caratterizzato da due ampi bacini costieri separati tra loro dal corso fluviale e confinati verso mare da un cordone costiero che era interrotto dalla foce del Tevere e, probabilmente, da alcuni inlet (fig. 2). Tali bacini sono stati nel tempo identificati con diverse denominazioni; a quello in destra del Tevere competono i toponimi di Bacino portuense, Lago, Stagno, Palude di Maccarese e Stagno di Ponente; a quello in sinistra, Bacino ostiense, Lago, Stagno, Palude di Ostia e Stagno di Levante.
Figura 2 – Stereogrammi esemplificativi dell’evoluzione del delta del Tevere tra il 7000 e il 5500 BP. La scala verticale è volutamente esagerata.
1.1 dati di letteratura
Il bacino ostiense è riportato in diverse mappe fin dal periodo rinascimentale ma solo le carte del XIX secolo restituiscono la reale morfologia del bacino. Anche se già Moro (1871, pp. 1-47) fornisce una buona quantità di informazioni, è il lavoro di Amenduni (1884, pp. 1-36) che presenta la corretta morfologia che il bacino aveva all’avvio della bonifica. La forma riportata da Amenduni ricorda un trapezio molto allungato verso sud-est, con la riva verso mare quasi rettilinea orientata Nord ovest-Sud est, quella settentrionale circa parallela al Tevere e quella interna, che lambendo i rilievi di Dragona-Acilia, tende verso Sud est con andamento molto irregolare fin quasi a raccordarsi con la sponda esterna (fig. 3). Amenduni riporta anche la superficie del bacino variabile tra estate e inverno tra circa 6.8 e 9.9 milioni di m2. Successivamente Segre (1986, pp. 9-17) segnala una serie di alvei tiberini che avrebbero interessato il bacino in tempi diversi, indicando per ciascuno un possibile periodo di attività non basato però su datazioni assolute. Si ha dunque una buona descrizione del bacino subito prima dell’inizio dell’opera di bonifica ma nessun dato misurato per i precedenti periodi.
Per aver una maggiore conoscenza del bacino e della sua evoluzione è necessario ricorrere a dati di sottosuolo in gran parte riportati in tre fondamentali studi i cui elementi essenziali si riportano di seguito, rinviando per i dettagli alle relative pubblicazioni.
Il primo studio (De Angelis D’Ossat 1938a, pp. 138-168) presenta oltre 30 sondaggi profondi non più di 5 metri, ubicati in un’ampia area nella quale ricadeva il Bacino ostiense (fig. 3). Quei dati mostrano che il bacino è limitato verso mare dai cordoni costiero-dunari olocenici spesso con abbondante magnetite, verso nord dai depositi alluvionali e di argine del Tevere e, verso l’interno dai depositi del Pleistocene che costituiscono la base dei rilievi di Acilia-Dragona. Parte del bacino risulta di alcuni decimetri al di sotto del livello marino con sedimenti prevalentemente limosi, in cui sono talvolta presenti faune salmastre, localmente intercalati da livelli di torba.
Un maggiore dettaglio sui sedimenti dei primi 5 metri che costituivano il fondo del bacino si deducono da alcuni carotaggi (Bellotti et al. 2011, pp. 1105-1116) che hanno consentito di analizzare i caratteri tessiturali, le faune e i pollini dei sedimenti campionati nonché la loro cronologia attraverso datazioni 14C. Un ulteriore carotaggio (Vittori et al. 2014, pp. 374-384) ubicato al bordo esterno del bacino in prossimità del corso fluviale precedente al 1557, fornisce caratteri tessiturali, microfaunistici e cronologici dei primi 20 metri di sedimento (fig. 3).
Figura 3 – Mappa dell’area studiata con l’ubicazione dei diversi carotaggi richiamati nel testo. Le aree sommerse sono dedotte dalla carta di Amenduni (1884).
Quest’ultimo carotaggio (LOA in fig. 4) ha consentito di individuare quattro differenti assetti sedimetologico-faunistici che si sono susseguiti nel tempo. L’intervallo inferiore è prevalentemente costituito da livelli di sabbie ben classate, localmente con ciottoli e occasionali intercalazioni limose. La microfauna è costituita da scarsi foraminiferi planctonici. Il solo dato cronologico al 14C reperito in questo intervallo ha fornito un’età calibrata di 5576-5623 anni BC. Nell’intervallo superiore alla sabbia si sostituiscono livelli limosi mal classati di colore dal grigio scuro al grigio oliva. Nella parte inferiore l’ostracofauna è caratterizzata da Paradoxostoma angustum associata in particolare a Leptocythere lagunae e Xestoleberis sp. mentre superiormente è dominata da Cyprideis torosa, in frequente associazione con Candona neglecta, Xestoleberis sp., Aurilla speyeri, Palmoconcha turbida. Questo intervallo, privo di datazioni 14C, passa gradualmente a un intervallo (compreso tra -7.60 e -5.50 m) caratterizzato da livelli di torba con subordinate intercalazioni limoso-sabbiose grigio-giallastre e cronologicamente confinato tra 1611-1439 anni BC e 805-553 anni BC. L’ostracofauna è per lo più caratterizzata da Cyprideis torosa talvolta associata a Candona neglecta e dalla presenza di gasteropodi dulcicoli (Bithynia tentaculata) e solo nei livelli più alti da Cyprideis torosa e Palmoconcha turbida con presenza di molluschi di ambiente salmastro (Hydrobia ventrosa e Cerastoderma glaucum). L’intervallo superiore è caratterizzato nella parte bassa da limi argillosi grigio scuri contenenti frammenti di gusci di Hydrobia ventrosa e Cerastoderma glaucum e di ceramica, l’ostracofauna è principalmente costituita da Cyprideis torosa e Palmoconcha turbida. Un riferimento cronologico di questa porzione fornisce un’età calibrata di 506-336 anni BC. Superiormente ai limi grigi si intercalano livelli sabbiosi e il contenuto faunistico è costituito da gusci di molluschi di ambiente salmastro, foraminiferi planctonici e un’ostracofauna, che tollera un ambiente scarsamente ossigenato, caratterizzata da Cyprideis torosa e Palmoconcha turbida. Un unico riferimento cronologico fornisce una età calibrata di 1656-1950 anni AD.
Due carotaggi poco profondi ubicati lungo l’asse del bacino nella parte di questo più prossima al Tevere (S3 e S5 in fig. 4) mostrano entrambi due differenti assetti sedimentologico-faunistici sovrapposti (Bellotti et al. 2011, pp. 2-11). La porzione inferiore è costituita da torba con sottili livelli limoso-argillosi in cui sono presenti molluschi dulcicoli tra cui Bithynia sp., Armiger crista, ea Oxyloma elegans. I dati palinologici evidenziano, in un’area con foreste di querce e ginepri, abbondanti essenze di acqua dolce (Nymphaeaceae, Lythraceae, Callitriche and Myriophyllum) con locale presenza di Asteroideae, Apiaceae e felci. I limiti cronologici in cui questa porzione si è sviluppata sono indicati dalle età calibrate di 1880-1690 e 910-820 anni BC (carotaggio S3) e di 1740-1530 e 810-540 anni BC (carotaggio S5). Il passaggio alla porzione superiore è netto e quest’ultima è caratterizzata da limi argillosi che evolvono verso l’alto a limi sabbiosi e sabbie limose con fauna salmastra caratterizzata da Hydrobia ventrosa, Abra segmentum, Cerastoderma glaucum, alcuni foraminiferi tra cui Ammonia parkinsoniana, A. tepida e Elphidium pauciloculum. Tuttavia nella parte superiore compaiono anche alcuni molluschi dulcicoli (Lymnaea peregra, Valvata cristata, Armiger crista). Un terzo carotaggio (S2 in fig. 4) posto al bordo occidentale del bacino mostra per 3.5 m una successione di limi più o meno sabbiosi nella cui parte inferiore sono presenti noduli carbonatici, strutture da disseccamento e frammenti di molluschi terrestri, nella parte centrale sono presenti gasteropodi e bivalvi di ambiente salmastro (Hydrobia ventrosa, Abra segmentum e Cerastoderma glaucum) e alcuni foraminiferi (Ammonia parkinsoniana e Haynesina germanica) cui sono mescolati molluschi dulcicoli e terrestri (Vitrea subrimata e opercoli di Bithynia). Molluschi terrestri, tra cui Cernuella virgata, sono l’unica presenza nella parte superiore del carotaggio. Un quarto carotaggio (S6 in fig. 4) spinto fino a 3.60 m dal piano campagna e ubicato nei cordoni dunari che limitano verso mare il bacino è caratterizzato esclusivamente da sabbie con pirosseni e magnetite che contengono nella parte superiore rari gasteropodi terrestri (Theba pisana e Cochlicella barbara) e frammenti di ceramica. Alla profondità di 1.70 m, un frammento di osso ovino fornisce un’età calibrata di 1890-1750 anni BC.Il carotaggio S4 (fig. 4) ubicato in prossimità della sponda interna mostra alla base un livello sabbioso mal classato, con abbondanti granuli di selce, spesso 0.80 m, che passa superiormente a un livello metrico di sabbie limose sterili cui segue un intervallo a un livello di circa 70 cemtimetri con limi argillosi e veli torbosi (1410-1260 cal. BC) chiuso in modo netto al tetto da sabbie limose con fauna terrestre(Cochlicella barbara e Cernuella virgata)edulcicola (Lymnaea peregra e Anisus spirorbis).
Figura 4 – Elementi essenziali dei carotaggi discussi nel testo. Il carotaggio LOA è stato rielaborato da Vittori et al. 2014, i carotaggi S2-S3-S4-S5-S6 sono rielaborati da Bellotti et al. 2011. Il carotaggio S7 mostra dati non pubblicati in precedenza.
1.2 Nuovi dati
Alcuni nuovi dati consentono di migliorare il dettaglio delle caratteristiche del Bacino ostiense. Nel 1935 in prossimità della sponda del bacino furono rinvenute alcune ossa di elefas (De Angeilis D’Ossat 1938b, pp. 2-4), ciò fece ipotizzare che nell’area venissero fatti stazionare, in Periodo Romano, alcuni animali da utilizzare nei giochi circensi e nei cortei trionfali. Questa ipotesi, avvalorata da successivi ritrovamenti di resti di faune esotiche (Buccellato et al. 2018, pp. 315-320), è oggi confermata sulla base di una nuova datazione 14C effettuata su un dente dell’elefas di cui sopra (tab. 1) che lo colloca nel III secolo AD.
Un nuovo carotaggio di circa 5 m (S7 in fig. 4), ubicato in prossimità della sponda interna meridionale del bacino presenta al fondo un livello di sabbia ghiaiosa con piccoli ciottoli (max 1 cm) di selce policroma che passa verso l’alto a un livello sabbioso mal classato spesso 1.50 m, con magnetite e rari granuli di selce policroma, contenente rari frammenti di molluschi tra cui Tellina sp., Abra segmentum e scarsi foraminiferi tra cui Ammonia parkinsoniaia e Lobatula lobatula. Superiormente è presente un intervallo di circa 90 centimetri con limo debolmente sabbioso sterile e alcuni noduli torbosi. L’ età calibrata di un campione di torba indica la parte terminale del II millennio BC. (tab. 1). Segue uno strato di un metro di sabbia molto limosa con frammenti di Cerastoderma. La successione è chiusa da suolo marrone.
| Codice campione | Materiale | δ13C‰ | Età 14C | Età calibrata 1σ (2σ) |
| LTL5265A | Dente di elefas | 21.9 | 1762±45 | 210-350 AD. (130-390 AD) |
| Rome 2168 | Torba | 23.7 | 2940±50 | 1220-1055 BC. (1370-1005 BC.) |
Tabella 1 – Datazioni 14C del dente di elefas rinvenuto nei sedimenti della Palude di Ostia e di un nodulo di torba prelevato nel carotaggio S7 prossimo al bordo interno del bacino.
2 Discussione
I dati sopra riportati consentono di fare le seguenti osservazioni. Il bacino è limitato verso mare dai cordoni costiero-dunari olocenici il cui sviluppo è iniziato quando la foce del Tevere, fuoriuscita dall’antica baia, iniziò a deporre i sedimenti direttamente in mare. I cordoni più antichi sono cronologicamente collocati intorno a 6000 anni fa (Giraudi 2004, p. 486). Verso terra il bacino è limitato dalla base dei rilievi pleistocenici di Acilia-Dragona e dai depositi alluvionali e colluviali che da essi derivano (fig.3). Nella parte più settentrionale il limite è formato dalle alluvioni del Tevere mentre verso sud il bacino si chiude dove i cordoni olocenici lambiscono i sedimenti pleistocenici.
In prossimità del bordo esterno del bacino, nell’area centrosettentrionale, i sedimenti bacinali poggiano su sedimenti marini prossimi a una foce fluviale, databili a circa 7000 anni fa (intervallo basale del carotaggio LOA). Diversamente, in prossimità del bordo interno, essi poggiano su sabbie il cui significativo contenuto di selce policroma (carotaggi 4 e 7) le fa ascrivere almeno in parte ai depositi pleistocenici o al loro colluvium. I cordoni costieri più antichi, nel loro progressivo sviluppo, delimitarono dunque una probabile area di spiaggia, in gran parte sommersa, con profondità che andava diminuendo sia verso la sponda prossima ai sedimenti pleistocenici sia verso la parte meridionale dove i cordoni litorali si avvicinavano progressivamente ai suddetti sedimenti. I caratteri tessiturali dei sedimenti del secondo intervallo del carotaggio LOA, nonché il relativo contenuto faunistico, mettono in evidenza un sempre maggiore isolamento dal mare del bacino che doveva tuttavia ricevere sedimento durante le fasi alluvionali del Tevere sì che l’acqua del bacino perdeva progressivamente salinità. Il pressoché totale isolamento sembra essersi verificato nella prima parte del II millennio BC (dati cronologici dei sondaggi LOA, S3, S5), In questa fase, scarso era l’apporto di sedimento clastico e notevole lo sviluppo di sedimento organico (torba) nel contesto di un ambiente prevalentemente dulcicolo; nella parte più vicina al bordo interno, lo sviluppo della sedimentazione organica, forse per la minore profondità, è testimoniato solo da veli e noduli in depositi limoso-argillosi parzialmente provenienti dal dilavamento dei materiali pleistocenici (carotaggi 4 e 7).
Il quasi totale isolamento del bacino sembra essersi interrotto bruscamente intorno al IX-VIII secolo BC. con la scomparsa della sedimentazione organica, la ripresa di quella clastica e l’aumento della salinità dell’acqua divenuta salmastra. Tale evento appare pressoché coevo alla migrazione verso sud del tratto finale del Tevere (Bellotti et al. 2011, pp. 10-11; Bellotti et al. 2018, p. 12; Salomon 2020, pp. 132-135), si ritiene che i due eventi possano essere correlati. L’ipotesi che si propone è che un cedimento dell’argine del Tevere, forse dovuto a una piena o a un movimento indotto dalla tettonica, che per quanto nell’area risulti spesso asismica è pur sempre attiva (Ciotoli et al. 2015, pp. 2-6), abbia prodotto una avulsione verso sud tale che la corrente, impedita a scorrere verso mare dai cordoni costieri, si sia diretta verso il Bacino ostiense apportando una certa quantità di sedimento che interrò parte del bacino nella zona nord occidentale. L’ipotesi sembra essere suffragata dalle tracce di un paleo-canale fluviale migrante rivolto verso il bacino, ben visibili in foto aeree (Segre 1986, pp. 10-16; Bellotti et al. 2011, p. 5), e dalle facies fluviali reperite nel carotaggio S2 (fig. 3). Le acque del Tevere dovettero produrre un rapido aumento del livello dell’acqua del bacino (che come detto in precedenza era in quel periodo pressoché chiuso), questa, tracimando dai cordoni sabbiosi che lo limitavano verso mare, localmente li erose aprendo al Tevere la nuova via verso mare e probabilmente un inlet la cui evoluzione costituisce l’attuale Canale dei Pescatori. Nella parte più meridionale è stato identificato un ulteriore inlet (Alessandri et al. 2024 p. 5) forse attivato nello stesso periodo ma disattivato probabilmente durante il Periodo Romano. Nel tornare verso il mare, il fiume generò un meandro che fino a quando non fu abbandonato in seguito alla piena del 1557, caratterizzò il paesaggio ostiense.
La nuova situazione ambientale che vedeva il bacino ancora una volta collegato al mare, con conseguente aumento della salinità delle acque, rese possibile i tentativi di estrazione del sale. Questi, iniziati localmente fin dall’Età del Ferro probabilmente utilizzando l’inlet più meridionale (Alessandri et al. 2024, pp. 8-11), sembrerebbero essere stati più organizzati e spostati nella parte settentrionale del bacino nel Periodo Romano, come riferisce Tito Livio (Ab Urbe Condida 1, 33), pur mancando ancora ritrovamenti di strutture attribuibili con certezza alle saline romane (Pannuzi 2013, pp. 504-506) che invece sono noti nel Bacino portuense (Morelli e Forte 2014, pp. 2-4). L’attività delle saline nel Bacino ostiense è ampiamente documentata in Periodo post-Romano dal XII secolo (Pannuzi 2013, p. 510). Certamente il clima del periodo caldo medievale (X-XIII secolo) doveva facilitare tale attività. Una significativa variazione climatica in senso fresco-umido iniziata nel XV secolo e terminata pressappoco alla metà del XIX (nota come Piccola Età Glaciale) è stata causa di una notevole evoluzione dell’area deltizia. In tale periodo si sono susseguite frequenti e intense piene del Tevere (Bersani e Bencivenga 2003, p. 5) con conseguente grande apporto di sedimento. La notevole progradazione che ne è seguita ha spostato di alcuni chilometri la foce e la linea di riva verso ovest allontanandole dal Bacino ostiense. Questo riceveva acqua e sedimento fine durante le tracimazioni del Tevere e per ruscellamento dai rilievi pleistocenici, ciò favoriva l’interramento del bacino e la desalinizzazione delle acque. L’aumentata distanza tra mare e bacino, unitamente al contesto climatico fresco-umido, rese meno efficiente l’attività delle saline tanto che fu necessario costruire un canale arginato (detto canale o fosso papale) che dal mare, traversando gran parte del bacino, portava l’acqua marina alle vasche delle saline (Moro 1871, pp. 24-25).
Nel tempo la superficie del bacino si è andata progressivamente riducendo soprattutto per l’espansione dei sedimenti alluvionali al bordo del Tevere. Con lo spostamento della foce avvenuto all’inizio del I millennio BC parte dell’area centrosettentrionale definitivamente emerse. Pur essendosi, il bacino, evoluto durante l’ultima fase del sollevamento post-glaciale del livello marino la sua profondità si è progressivamente ridotta. Prendendo in considerazione la curva di risalita del mare per il Lazio (Vacchi et al. 2016, p. 186) e i diversi sedimenti datati si può avere un’idea della profondità del Bacino ostiense nelle diverse fasi ammettendo che il livello dei bacini costieri si discosti di pochi centimetri da quello marino e trascurando l’eventuale compattazione dei sedimenti. Nel carotaggio LOA i sedimenti marini alla profondità di 15.5 metri sono datati a circa 5500 anni BC. mentre il livello del mare del periodo era di circa -8 metri rispetto all’attuale (Vacchi et al. 2016, p.186) ciò può far valutare la profondità del locale fondale a circa 7.5 metri. Tale profondità è coerente con la profondità di chiusura delle spiagge del Lazio centrale oggi valutata tra i 7 e gli 8 metri (Di Bella et al. 2020, p. 3; Tortora 2023, p.170). Si può dunque supporre che nella fase iniziale della formazione del Bacino ostiense, i cordoni costieri abbiano parzialmente isolato un tratto di spiaggia la cui profondità massima non eccedesse i 6-7 metri in prossimità del bordo esterno centro-settentrionale diminuendo progressivamente verso terra e verso la parte più meridionale. L’inizio della fase di isolamento del bacino appare essersi avviata intorno a 1700 anni BC quando il livello marino doveva essere prossimo a -1.30 metri dall’attuale. Considerando che i primi sedimenti di quella fase sono presenti nel carotaggio LOA a circa -7.50 metri e nei carotaggi S3 e S5 a circa -4.50 metri appare esserci una discrepanza nella profondità del fondale che sarebbe prossima a 6.20 metri in LOA e a 3.20 in S3 e S5. Tale difformità, al di là di eventuali fenomeni di compattazione differenziata dei sedimenti, indica una paleomorfologia articolata del fondale. La fase di isolamento del bacino sembra terminare intorno a 800 –700 anni BC. quando il livello marino doveva essere più basso di circa 0.90 metri rispetto all’attuale. Gli ultimi sedimenti della fase di isolamento del bacino sono a – 5.50 metri nel carotaggio LOA e prossimi a -3 metri in S3 e S5 con una conseguente profondità del fondale variabile tra 4.60 e 2.10 metri. La discrepanza permane tra i carotaggi LOA e S3 – S5, ma tutti indicano una progressiva diminuzione della profondità del bacino e anche una diminuzione della difformità. I sedimenti relativi alla fase di isolamento presenti nei carotaggi S4 e S7 non consentono una precisa valutazione della profondità del fondale ma tuttavia indicano che questa doveva essere minore in prossimità del bordo interno del bacino. Non ci sono dati sufficienti per valutare la profondità del bacino nel Periodo Romano quando tutta l’area era soggetta a un significativo management (Pannuzi 2019, pp. 15-17), considerando però il livello marino tra -0.70 e -0.80 metri rispetto all’attuale è ragionevole stimare che la profondità potesse variare da circa 3 metri in prossimità del bordo esterno a 1.50 metri nella parte centrale per ridursi significativamente in prossimità della riva interna. Tale situazione consentiva la navigabilità con imbarcazioni atte a piccoli trasporti o alla pesca. Nel XV secolo, la profondità è stimabile al più in circa 1.50 m, a giudicare dalla frase riportata nei Commentari di Pio II ‹‹nec altitudine hominis profundius est››. Infine nel XIX secolo (Amenduni 1884, pp. 10-20) gran parte del bacino era, in condizioni normali, meno profondo di un metro e solo quando una importante piena del Tevere interessava lo specchio d’acqua il livello poteva alzarsi temporaneamente di oltre un metro (Moro 1871, p. 33). Pur considerando indicative le profondità sopra riportate, che potevano variare nei diversi punti del bacino, appare evidente che nel tempo il bacino si sia progressivamente colmato e il fondale si sia andato livellando. Con la diminuzione della profondità e il progressivo allontanamento del mare, il bacino divenne una palude dove la malaria, già presente in periodi precedenti, si sviluppò in modo parossistico (De Caterini et al. pp, 102-104) rendendo l’area insalubre per i pochi abitanti dediti per lo più alla pastorizia, alla raccolta dei pinoli, e alla produzione del sale e del carbone di legna.
Con l’annessione di Roma al Regno d’Italia, per migliorare la vivibilità dell’area e il locale sviluppo dell’agricoltura, si decise la bonifica della palude attraverso una complessa opera idraulica caratterizzata da una fitta rete di canali e impianti di sollevamento delle acque per convogliarle al mare. Campi e canali si sono sostituiti alle saline e alla palude e, in tutta l’area, è mutato il paesaggio fisico e antropico con grande sviluppo dell’urbanizzazione (Severa 2018).
3 Conclusioni
Il bacino costiero di Ostia è esistito per circa 6000 anni modificandosi nel tempo da una spiaggia a una laguna, quindi a un lago costiero a uno stagno e a una malsana area palustre. Tale evoluzione, al di là di locali interventi umani avvenuti fin dal Periodo pre-Romano, è stata conseguente a eventi naturali che si sono verificati nell’area e della variazione del livello marino (fig. 5). Le acque polialine, nella fase iniziale, sono divenute salmastre e poi dulcicole e nuovamente salmastre fornendo alle comunità locali opportunità e risorse ma anche problematiche diverse in periodi diversi. Se la sua nascita e gran parte della sua evoluzione sono state per lo più naturali, la sua fine è stata decisa dall’uomo. In realtà più che parlare di fine sarebbe più corretto parlare di esistenza latente in quanto al fermarsi degli impianti idrovori il bacino comparirebbe ancora nel suo aspetto di palude o soltanto di semplice acquitrino.
Figura 5 – Evoluzione diacronica del Bacino ostiense comparata con i principali eventi avvenuti nell’area e con la curva di risalita del livello marino dedotta da Vacchi et al. 2016.
BIBLIOGRAFIA
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