Alcune osservazioni sulle masse olistolitiche carbonatiche inglobate nei sedimenti miocenici dei Monti Picentini (Appennino campano)

RIASSUNTO - Lungo il versante settentrionale dei M. Picentini affiorano estesamente depositi miocenici caratterizzati da termini basali in facies arenaceo-conglomeratica, in appoggio stratigrafico discordante o tettonico sui termini calcarei giurassici e cretacei in facies di piattaforma.

La serie evolve verso l’alto con alternanze arenaceo-pelitiche e pelitico-arenacee ed è chiusa da facies pelitiche in cui si intercala un potente olistostroma ad affinità sicilide. Tali depositi sono noti in letteratura come Flysch di Castelvetere, di età Tortoniano sup. Messiniano inf.

In associazione al materiale silicoclastico della porzione basale della successione terrigena, si rinvengono frequenti olistoliti carbonatici la cui genesi è da mettere in relazione a tettonismo in atto nella Piattaforma appenninica contemporaneamente alla tettonica traslativa miocenica che caratterizza la crisi orogenica di questo settore di catena.

La presenza di litofacies ruditiche associate ai blocchi calcarei, può essere interpretata come la matrice di un debris flow coesivo del quale i blocchi calcarei sono olistoliti. I blocchi ricoprono e sono ricoperti dal flysch, testimoniando che la loro deposizione era in parte contemporanea a quella del flysch stesso.



Parole chiave: Olistostroma, olistoliti, debris flow, flysch, M.ti Picentini.




INTRODUZIONE


In questa breve nota vengono esposte alcune osservazioni generali sulle masse carbonatiche intercalate ai depositi della porzione basale della Formazione del Flysch di Castelvetere affioranti lungo il fronte nord-orientale dei M. Picentini e più specificamente nella zona del M. Tuoro (tav 186 IV NE).

Questi depositi costituiscono la facies ad olistoliti della letteratura geologica e sono stati già segnalati e descritti da diversi autori (ZANZUCCHI, 1959; ARDIGO’, 1964; MARINI, 1968; CHIOCCHINI, 1969a, 1969b; PESCATORE et alii, 1970; COCCO et alii, 1972, 1974; PESCATORE, 1978a,1978b, 1988; CARRARA & SERVA, 1982; SGROSSO, 1987; SGROSSO, 1998)).

Si tratta di particolari eventi sedimentari verificatisi contemporaneamente alla deposizione del ciclo torbiditico del Flysch di Castelvetere (PESCATORE et al., 1970), ampiamente rappresentato lungo il fronte esterno dell’Appennino campano-lucano, nell’area compresa tra Avellino e Muro Lucano (CRITELLI & LE PERA, 1995) e sono stati segnalati anche in altri massicci dell’Appennino campano-lucano (M. Marzano, M.ti Alburni, M.ti della Maddalena, M.te Cervati).

Questo flysch presenta aspetti particolari dati dalla presenza di alcuni livelli argillosi grigiastri e rossastri (Olistostroma) nella porzione superiore e da un livello caotico ad olistoliti nella parte inferiore della formazione.

Con una prima serie di osservazioni sul bordo nord del gruppo montuoso, nella zona di Chiusano di S. Domenico ho iniziato lo studio dei depositi miocenici connessi con il gruppo del Monte Tuoro (m.1432). Successivamente ho esteso le ricerche sul margine orientale, nella zona di Castelvetere sul Calore e Montemarano. Tale studio allo stato attuale, non può che ritenersi frammentario ed incompleto; rimando quindi a futuri lavori per una trattazione più esauriente e più specifica degli argomenti trattati.


INQUADRAMENTO GEOLOGICO

Nel settore picentino affiorano terreni che vanno dal Trias sup. al Quaternario. La successione, partendo dalla base, comprende una potente sequenza carbonatica di acque basse, appartenente alla piattaforma appenninica (Manfredini, 1986). La monotona successione di termini calcareo-dolomitici che costituisce la struttura portante dei Monti Picentini, è stata suddivisa sfruttando le ricche associazioni ad alghe dasicladacee, foraminiferi bentonici e rudiste. In particolare, al M. Tuoro affiorano calcari, calcari dolomitici, dolomie, brecce calcaree in facies di retroscogliera e di scarpata di età dal Giurassico superiore al Cretaceo superiore, disposti in potenti banchi, a colorazione prevalente bianca, nocciola o marrone o anche grigio nerastra. I depositi sono inizialmente detritici e, successivamente, organogeni con facies di tipo biostromale. La fauna riconoscibile nella parte basale della successione è rappresentata da Requienie, Nerineidi ed altre piccole rudiste; verso l’alto si rinvengono calcari nocciola a grana fine, privi di macrofossili, calcari detritici con frammenti di orbitoline fino ai livelli biostromali, ricchi di rudiste. In questo settore la serie mesozoica assume una tessitura più clastica con brecce calcaree poligeniche a cemento spatico alternate a calcari brecciati a grana fine le cui fratture sono riempite da un cemento calcitico-marnoso verdastro. Da queste si passa ai calcari pseudocristallini bianchi ed a calciruditi e calcareniti bianche e rosate.

La successione si interrompe nel Senoniano-Maastrictiano, per riprendere con la deposizione, non testimoniata nel settore in esame, dei calcari a briozoi e litotamni Auctt. Nel Tortoniano superiore si ha la deposizione delle unità terrigene del Flysch di Castelvetere (Pescatore et al., 1970).

La parte inferiore della successione affiora alla base dei versanti settentrionale ed orientale del massiccio mesozoico di M. Civitelle oltre che in diversi altri punti del gruppo del M. Tuoro che pertanto, costituisce il letto della formazione. Il tetto della formazione è invece dato da placche di Flysch rosso, da depositi terrigeni altomiocenici, pliocenici e quaternari, affioranti nella zona di Arianiello-Lapio.

Nella valle del Calore affiorano terreni scompaginati che hanno assunto vari nomi formazionali assimilabili alle unità Sicilidi; si presentano come peliti tettonizzate, grigio-scure, con fiamme rosse e verdi, inglobanti blocchi lapidei di litobiofacies e di età molto diverse; si tratta di materiale alloctono, proveniente da aree più interne ed arrivato nel Tortoniano-Messiniano, i cui rapporti con le altre formazioni sono sempre condizionati dalla tettonica.

In discordanza sulle formazioni terrigene, nella valle del Calore, affiorano depositi ruditico-arenitici di ambiente deltizio-neritico, riferibili al Pliocene medio-inferiore. A completamento del quadro stratigrafico, si citano le unità quaternarie costituite da terre rosse, brecce continentali, coltri alluvionali e piroclastiche.

L’assetto strutturale della zona picentina è il risultato di eventi deformativi di tipo fragile, sia compressivi (messa in posto delle unità Sicilidi, formazione di scaglie tettoniche nei terreni carbonatici e sovrascorrimento sulle unità lagonegresi, ulteriore sovrascorrimento sui depositi miocenici in facies di flysch), sia distensivi (reticolo di faglie normali con eventuali fenomeni di riattivazione). Si tratta di un contatto discordante data la differenza di giacitura degli strati delle due formazioni. I calcari di piattaforma, infatti, presentano una giacitura a franapoggio con immersioni verso NE ed inclinazioni non molto alte, verosimilmente sui 30°-35°. Gli strati della formazione <trasgressiva> sono disposti anch’essi a franapoggio rispetto al pendio, con immersioni verso N ma hanno inclinazioni maggiori, intorno a 45°. Questi monti si configurano come grandi monoclinali immergenti verso i quadranti settentrionali e potenti oltre 1500 metri (Ortolani, 1975). La monoclinale del M. Tuoro è orientata in direzione NE-SW, ha un’immersione di insieme verso NE; numerose sono le faglie, sia trasversali sia parallele all’allungamento, che hanno determinato la sua suddivisione in unità minori. Il versante settentrionale si presenta molto aspro, con forti pendenze e con grandi pareti sommitali pressochè verticali. Il versante meridionale degrada più dolcemente sulla conca di Volturara Irpina. Le fratture e le faglie che interessano le strutture monoclinaliche carbonatiche possono essere raggruppate in due sistemi: uno di direzione NW-SE (senso appenninico) l’altro, ortogonale a questo (antiappenninico) con faglie di minor rigetto e con minor evidenza morfologica. Sono inoltre presenti altri due sistemi di faglie di direzione all’incirca N-S e E-W che rappresentano il frutto di una tettonica più antica. Questi sistemi si riscontrano in tutto l’Appennino calcareo centro-meridionale (Calcaterra et al. 1994). Salvo rare eccezioni, i massicci calcarei sono limitati ed attraversati da faglie con piani di scorrimento più o meno verticali. La struttura del massiccio del M. Tuoro può quindi essere interpretata analogamente a quella dell’intero gruppo dei M.ti Picentini, al quale appartiene. Si può cioè supporre carreggiata o estesamente sovrascorsa la serie calcarea mesozoica e poggiante, almeno in parte, su di un substrato flyschoide plastico litostratigraficamente analogo ai terreni affioranti ai margini del massiccio stesso. Sul fronte nord del M. Tuoro si riconoscono le grandi linee di una struttura a piega-faglia e/o sovrascorrimento ad orientamento Est-Ovest, che mette a contatto i calcari mesozoici con le arenarie del Flysch di Castelvetere (Coppola & Pescatore).





I DEPOSITI MIOCENICI DEL FLYSCH DI CASTELVETERE


La successione miocenica del Flysch di Castelvetere può essere facilmente osservata attraverso un copioso numero di tagli stradali ed incisioni naturali in un’area compresa all’incirca tra Chiusano di S. Domenico, S. Mango sul Calore e Castelvetere sul Calore.

Grazie a queste sezioni è possibile riconoscere i principali caratteri stratigrafici e sedimentologici delle differenti facies sedimentarie che la costituiscono. La successione flyschoide si sviluppa in discordanza angolare sulle Argille Varicolori e sulle unità carbonatiche. Questi corpi sedimentari sovrapposti si accavallano, a loro volta, lungo una superficie di thrust, al di sopra delle unità lagonegresi.

La sezione più significativa di questa formazione affiora nella zona Castelvetere sul Calore – S. Mango sul Calore – Lapio. Essa si sviluppa dalle estreme propaggini orientali del M.te Tuoro, passa per S. Mango sul Calore e termina a sud dell’abitato di Lapio. La parte inferiore della successione affiora alla base di M.te Civitelle, propaggine orientale del M.te Tuoro che pertanto, costituisce il letto della formazione. Il limite superiore è costituito da depositi terrigeni pliocenici e quaternari affioranti nella zona di Lapio, in prossimità del contatto tettonico con terreni del flysch rosso.

Il flysch si presenta come una alternanza di arenarie grossolane e fini, conglomerati e argille verdi e azzurre con molteplici strutture sedimentarie. La parte basale della successione è generalmente costituita da conglomerati a matrice arenacea i cui clasti provengono sia dall’erosione del substrato carbonatico, sia dallo smantellamento delle falde più interne. Le arenarie si presentano per lo più in banchi fino ad alcuni metri di spessore; le intercalazioni argillose e marnose hanno uno spessore di pochi decimetri. Nelle arenarie si notano indizi di gradazioni, laminazioni, convoluzioni e inclusi litoidi. A più altezze stratigrafiche sono intercalati materiali alloctoni costituiti da brecce, olistoliti carbonatici e argille caotiche. Lo spessore della formazione è di un migliaio di metri ed essa è caratterizzata da una notevole variabilità delle facies. L’ambiente deposizionale è stato identificato come di base scarpata e/o conoide prossimale.

OSSERVAZIONI SUGLI OLISTOLITI

Si intende per olistoliti blocchi di roccia di ogni dimensione (fino a quelle di una piccola montagna) e di ogni tipo litologico, messi in posto in seguito a spinte tettoniche in un bacino a sedimentazione terrigena risultando del tutto estranei ai sedimenti che li comprendono.

Nell’area a nord e a nord est di M. Tuoro, propaggine più settentrionale dei monti Picentini, nella potente successione flyschoide ivi affiorante, si rinvengono diffuse masse olistolitiche, isolate o in gruppo, in una fascia di parecchi chilometri di estensione e larga qualche chilometro.

I primi corpi carbonatici si estendono su un allineamento che va dai dintorni del centro urbano di Chiusano di S. Domenico alla località Pietra Macchia nei pressi di

S. Mango sul Calore, passando per il paese di Castelvetere sul Calore e la località Cervinara fino al bosco di Montemarano. Altri corpi calcarei sono localizzati su di un secondo allineamento appenninico lungo la S.S. Ofantina fino a Ponteromito, circa 1 km a est dell’abitato di Montemarano.

Queste masse calcaree affiorano come intercalazioni nella parte medio-bassa della successione miocenica, apparendo come speroni di roccia che si ergono sui sedimenti circostanti, da essi nettamente differenziati, in evidente giacitura secondaria risultando sradicati dal substrato e di dimensioni fino a diverse migliaia di metri cubi. Su di essi sono costruiti alcuni centri abitati e fanno da substrato di fondazione per diverse case coloniche isolate, lungo le principali arterie stradali. I versanti che marginano queste masse presentano pendenze sui 40°; essi, malgrado simulino delle tipiche scarpate di faglia, derivano semplicemente dalla riesumazione morfoselettiva e ricalcano le originarie superfici di distacco di questi blocchi, le quali hanno per lo più regolarità geometrica in quanto impiantatesi lungo piani di frattura e faglie degli originari corpi carbonatici di piattaforma (BRANCACCIO et al., 1986).

Gli elementi lapidei di maggiori dimensioni si sono arrestati ed affossati nei sedimenti clastici più prossimi alle aree di provenienza e mantengono una certa spigolosità (fig.1).

Fig. 1 – Olistolite a facce irregolari di calcare tidalico massiccio entro le arenarie del flysch,
Località: Chiusano di S. Domenico.

 

 

 Continua...

 

Appunti per un itinerario geologico nel Miocene del M.te Tuoro (Monti Picentini - Appennino Campano)

 

Riassunto - Questo studio analizza le facies sedimentarie torbiditiche mioceniche affioranti nell'area del Monte Tuoro, focali per comprendere la complessa evoluzione tettonico-sedimentaria del Flysch di Castelvetere. Attraverso l'analisi stratigrafica e sedimentologica, sono state distinte diverse associazioni di facies che testimoniano la dinamica deposizionale di sistemi di scarpata e bacino profondo. I risultati evidenziano l'influenza della tettonica sinsedimentaria e forniscono nuovi modelli di correlazione per i bacini di piggyback dell'Appennino meridionale.

 

Abstract - This study investigates the Miocene turbidite sedimentary facies outcropping in the Mount Tuoro area, which are key to understanding the complex tectono-sedimentary evolution of the Castelvetere Flysch. Through stratigraphic and sedimentological analysis, various facies associations have been identified, reflecting the depositional dynamics of slope and deep-basin systems. The findings highlight the influence of syn-sedimentary tectonics and provide new correlation models for the foredeep basins of the Southern Apennines.

 

Parole Chiave / Keywords

 

Italiano: Torbiditi, Flysch di Castelvetere, Monte Tuoro, Miocene, Sedimentologia, Bacini Piggy-back

 

Inglese: Turbidites, Castelvetere Flysch, Mount Tuoro, Miocene, Sedimentology, Piggy-back basin.

 

 

Premessa

 

Nell’area del M. te Tuoro affiora in buona evidenza la successione sedimentaria torbiditica, d’età Tortoniano-Messiniano nota in letteratura con il nome formazionale di Flysch di Castelvetere (Pescatore, 1970; Cocco et al., 1974; Pescatore, 1992. Essa può essere facilmente osservata attraverso un copioso numero di tagli artificiali stradali o incisioni naturali tra gli abitati di Chiusano di S. Domenico, Castelvetere s. C. e S. Mango s. C. (Cataldo G, 2007). Grazie a queste sezioni è possibile riconoscere i principali caratteri stratigrafici e sedimentologici delle differenti facies sedimentarie flyschoidi. Gli stop che è possibile effettuare in questa sede risiedono lungo strade comunali o provinciali e ciò ne determina un basso livello di grado di difficoltà (per basso livello di difficoltà, si intende una escursione con percorsi quasi sempre lungo strade, con viste panoramiche ed in prossimità di centri abitati). É sempre prudente mantenere una viva attenzione nei confronti di veicoli in transito lungo le sedi stradali.

Inquadramento geologico

 

La Catena appenninica costituisce un orogene a pieghe e thrust, originatosi a partire dall’Oligocene superiore-Miocene inferiore a causa della deformazione compressiva dei paleodomini oceanici che occupavano la fascia a ridosso del confine tra la Placca africana a sud e la Placca europea a nord.

La Basilicata occupa il settore centrale del tratto meridionale della Catena appenninica il quale è noto nella letteratura specialistica come Appennino campano-lucano (Fig. 1A).

Fig. 1A - Schema geologico dell‟Appennino campano-lucano (da Ciarcia & Vitale., 2018).

 

 

Lungo un ideale transetto che collega la costa tirrenica con l’Avampaese apulo (Fig. 1B), la struttura superficiale interna dell’Appennino lucano è costituita dalle seguenti unità:

Unità Liguridi, le quali rappresentano un ‘prisma di accrezione’ oligo-miocenico formato, dal basso verso l’alto, da ofioliti, argilliti nerastre con intercalazioni quarzifere ed infine da spesse torbiditi

calcaree;

 

Unità della Piattaforma appenninica, costituite da dolomie, calcari, calcareniti e sedimenti clastici fliscioidi;

 

Unità lagonegresi, formate da una porzione inferiore calcareo-silico-marnosa separata tettonicamente da quella superiore argillosa-calcarenitico-arenacea;

 

Unità dei Flysch miocenici, rappresentate da depositi silicoclastici depositatisi in bacini satelliti (piggy-back, trust-top) sul fronte dell’orogene;

 

Unità dell’Avanfossa bradanica, costituite da sedimenti clastici plio-pleistocenici;

Unità della Piattaforma apula, costituite da carbonati meso-cenozoici.

 

  Fig. 1B. Sezione geologica.

 

 

Durante i processi di formazione e di accavallamento di un cuneo orogenico, nel settore esterno si forma una estesa zona di sedimentazione che rappresenta il Bacino di Foreland (Fig. 2). Attualmente, il settore assiale dell’Appennino lucano è caratterizzato dalla presenza di flysch di età miocenica costituiti da depositi silicoclastici depositatisi all’interno di bacini satelliti (piggy-back) sviluppatisi sul fronte dell’orogene (depozona di wedge-top) (Fig. 2). Uno di questi depositi è rappresentato proprio dal Flysch di Castelvetere (Tortoniano-Messiniano) che rappresenta il riempimento sedimentario di un piccolo bacino impiantatosi sulla piattaforma carbonatica (Sgrosso, 1998).

 

Fig. 2. Il sistema di bacini di foreland può essere diviso in 4 depozone, il wedge-top, l’avanfossa (foredeep), il rialzo periferico (forebulge) e il back-bulge (De Celles & Giles, 1996).

 

 

La successione del Flysch di Castelvetere

 

La successione del Flysch di Castelvetere si sviluppa in discordanza angolare sul mesozoico carbonatico del M. Tuoro. Questi due corpi sedimentari sovrapposti si accavallano, a loro volta, lungo una superficie di thrust, al di sopra delle Unità Lagonegresi.

Le facies sedimentarie riconoscibili all’interno della successione del Flysch di Castelvetere registrano dei processi deposizionali che sono avvenuti in un bacino profondo ed a causa dell’accumulo di grossi volumi di sedimento provenienti dallo smantellamento subaereo dei terreni che costituivano l’orogene in sollevamento a monte del bacino stesso. I processi deposizionali sono di natura torbiditica, prodotti cioè da correnti di torbida di variabile densità, ma capaci di trasportare sedimenti da molto grossolani a fini.

Per questo motivo, l’associazione di facies che è possibile riconoscere in affioramento abbraccia un considerevole range di variabilità.

In sintesi, le facies sedimentarie che affiorano nell’area di studio, possono essere riassunte in 5 associazioni principali:

 

1.   Facies Conglomeratica: strati conglomeratici poligenici, da disorganizzati a parzialmente gradati, di spessore variabile; in affioramento si presentano in lenti di lunghezza di qualche centinaio di metri (Fig. 5A).

 

2.   Facies Arenacea (raramente arenaceo-conglomeratica): strati e megastrati amalgamati massivi, privi di strutture sedimentarie e caratterizzati da superfici basali con un forte carattere erosivo (mud clasts presenti alla base) (Fig. 5B e 5C).

 

3.   Facies Arenaceo-Pelitica: alternanza ritmica di strati arenacei, gradati, ricchi di strutture sedimentarie (ripples, climbing ripples, laminazione piano-parallela e convoluta), e orizzonti siltosi laminati (Fig. 5D e 5E).

 

4.   Facies Pelitico-Arenacea: successione di orizzonti siltosi, di colore grigiastro, saltuariamente alternati a strati arenacei sottili e gradati (simili a quelli presenti nella precedente facies) (Fig. F e 5G).

 

5.   Facies caotica

Fig. 5. Principali caratteri in affioramento delle facies sedimentarie osservabili all’interno del Flysch di Castelvetere, tra le località di Chiusano e Castelvetere. (A) Facies conglomeratica; (B) Affioramento di arenarie massive con inclusi pelitici. (C) Arenarie conglomeratiche. (D) Facies arenaceo-pelitica. (E) Facies pelitico arenacea. (F) Olistolite calcareo. (G) Facies caotica

Riferimenti bibliografici:

 

 

Cataldo G. (2007) - Ricerche geologiche nel Parco Regionale dei Monti Picentini per l’individuazione di siti ed itinerari geologici. Tesi di Laurea (inedita) in Scienze Geologiche. Dipartimento di Scienze della Terra - Università di Napoli “Federico II”. Napoli. pagg. 1-222.

 

Ciarcia & Vitale (2018) – Carta geologica della Campania: nota illustrativa. Consiglio dell’Ordine dei Geologi della Campania e Consiglio Nazionale dei Geologi.

 

Cocco et al., (1974) - Le unità irpine nell’area a nord di Monte Marzano, Appennino meridionale. Mem. Soc. Geol. It., 13.

 

De Celles, P.G. & Giles, K.A. (1996) - Foreland Basin System. Basin Research, 8, 105-123.

 

Pescatore et al., (1970) - Lineamenti di sedimentazione e tettonica nel Miocene dell’appennino campano-lucano. Boll. Soc. Geol. Ital., 97, 783–805.

 

Pescatore T. (1992) - La sedimentazione miocenica nell’Appennino campano-lucano. Mem. Soc. geol. it., 41, 37-46.

 

Sgrosso I. (1998) – Possibile evoluzione cinematica miocenica nell’orogene centro sud-appenninico. Boll. Soc. Geol. It., 11.

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L'enigma di Pietrastretta, una storia nascosta del Monte Tuoro

 

La Carta idrogeologica di M. Civita del 1969 riporta un enigma geomorfologico straordinario sui fianchi del Monte Tuoro, nel territorio di Chiusano di S. Domenico. La mappa mostra un profondo canalone a volte percorso da un vallone che scende dalle vette e si infila dritto in una cavità rocciosa – contrassegnata graficamente da una "U rovesciata" – per poi riemergere e proseguire verso valle. Questo punto critico si trova in un luogo dal nome fortemente evocativo: la località di Pietrastretta.

Il toponimo Pietrastretta non è casuale: indica un passaggio aspro e incassato tra imponenti pareti calcaree. In questo punto esatto, la forza millenaria dell'acqua ha modellato la roccia. Quella "U rovesciata" visibile sulla carta rappresenta con ogni probabilità una cavità o un inghiottitoio. Il vallone convoglia le acque meteoriche d'alta quota nella cavità che agisce come un imbuto idrogeologico: inghiotte il torrente a Pietrastretta e lo restituisce più a valle. 

Poco oltre il passaggio di Pietrastretta, il sentiero conduce all'altopiano di Piano dell'Angelo. Qui giacciono i ruderi della Cappella dell'Angelo, una testimonianza storica cruciale per interpretare il sito. Nell'Appennino meridionale, il culto di San Michele Arcangelo (l'Angelo per eccellenza) è storicamente e indissolubilmente legato alle grotte, alle cavità e alle sorgenti nascoste, una tradizione di origine longobarda. 

La presenza della cappella diroccata proprio a ridosso del sistema carsico suggerisce che gli antichi abitanti non solo conoscessero perfettamente la cavità e il suo comportamento idrologico, ma l'avessero sacralizzata, ponendo un presidio spirituale sopra le misteriose vie dell'acqua sotterranea. Oggi la fitta vegetazione e le faggete nate dopo l'abbandono della pastorizia d'alta quota tendono a nascondere sia l'antico impluvio di Pietrastretta che i ruderi della chiesetta. I moderni rilievi satellitari faticano a scorgere ciò che la Carta di Civita ha fissato cinquant'anni fa.

Camminare in questi luoghi significa riscoprire un'Irpinia segreta, dove la geologia d'avanguardia incontra le leggende e la storia della devozione montana. Per gli appassionati di escursionismo consapevole e di archeologia del paesaggio, il Sentiero dell'Angelo (CAI 143) che passa proprio sotto Pietrastretta, diventa così una vera e propria macchina del tempo.

Architetture di roccia: un'analisi geomorfologica del Monte Tuoro

Monte Tuoro 

Inquadramento Geologico: dalle Bahamas all'Appennino

Per comprendere l'anima del Monte Tuoro, nei Monti Picentini settentrionali, dobbiamo fare un salto indietro di milioni di anni. Questo massiccio non è solo un rilievo campano, ma un pilastro della Piattaforma Carbonatica Campano-Lucana. La sua storia affonda le radici in un passato remoto (tra il Giurassico e il Miocene), in un ambiente marino tropicale che oggi ricorderebbe molto da vicino i fondali cristallini delle Bahamas.

Come evidenziato nella carta geologica allegata, l'impalcatura del monte è formata prevalentemente da rocce carbonatiche del Giurassico e del Cretaceo superiore. Si tratta di rocce estremamente tenaci, responsabili delle sue vette aspre e impervie, ma che nascondono un punto debole: sono chimicamente vulnerabili all'azione corrosiva dell'acqua.

Il volto attuale del Tuoro si è forgiato durante il Miocene superiore, quando l'abbraccio tettonico tra la placca africana e quella europea ha sollevato questi antichi sedimenti marini, piegandoli e frantumandoli. Da un punto di vista tecnico, il Monte Tuoro è un 'horst', ovvero un massiccio sollevato e delimitato da faglie, che domina con fierezza le depressioni che lo circondano.

Stralcio carta geologica foglio 449 Avellino

Il Ruolo della Tettonica e dell'Erosione

L'assetto morfologico del Monte Tuoro non è frutto del caso, ma l'espressione diretta delle dinamiche tettoniche che hanno lacerato la crosta terrestre. Il rilievo è modellato da un sistema di faglie normali plio-quaternarie, le cui direttrici seguono i classici orientamenti appenninici e antiappenninici.

Osservando il versante settentrionale, ci troviamo di fronte a un'imponente scarpata di faglia: il suo rigetto cioè lo spostamento tra due blocchi di roccia, ha determinato lo sprofondamento del blocco vallivo rispetto alla dorsale montuosa. Questa marcata energia del rilievo, unita alla frantumazione della roccia carbonatica lungo i piani di scorrimento (dove abbondano le brecce di faglia), costituisce il motore primario che accelera i processi di erosione e modellamento esogeno."

Il paesaggio è aspro, la roccia affiora nuda, priva di vegetazione, con pareti verticali che sfidano la gravità superando spesso i 40-50 gradi di pendenza. In questo scenario, l’erosione è spietata: i 'canaloni di valanga' e i solchi scavati dall'acqua testimoniano un ambiente dove la forza di gravità è l’architetto principale del rilievo.

Pareti verticali sul versante settentrionale

Dettaglio piano di faglia verticale sul versante nord

Il panorama cambia drasticamente sul versante meridionale che guarda alla piana del Dragone. Qui la morfologia segue dolcemente l'inclinazione naturale degli strati rocciosi (la cosiddetta pendenza strutturale), regalando un profilo molto più dolce e sinuoso. Il terreno si fa più ospitale e profondo, lasciando spazio a una superficie meno tormentata, interrotta solo occasionalmente da piccoli affioramenti di roccia che rivelano, come pagine di un libro, l'andamento della stratificazione sottostante.

M.te Tuoro, versante meridionale

Il Carsismo e le Piane Endoreiche

Il Monte Tuoro è un'opera scolpita dall'acqua, ma la sua vera bellezza è nascosta nelle viscere della montagna. Sulle sue vette, lo sguardo cade sui karren (o campi carreggiati): una serie di solchi paralleli scavati dalla pioggia che sembrano graffi sulla roccia. Queste fessure non sono semplici decorazioni, ma veri e propri imbuti naturali che inghiottono l’acqua, impedendole di scorrere in superficie.

Intorno al massiccio si aprono altopiani affascinanti come la Piana Sant'Agata e il Piano del Mangano. Qui il paesaggio si chiude in bacini senza fiumi: l'acqua piovana non ha altra scelta che infiltrarsi nel sottosuolo attraverso gli inghiottitoi. La genesi di queste piane è affascinante: nate da sprofondamenti tettonici (come il bacino di Sant'Agata), sono state poi modellate nei millenni dalla lenta corrosione chimica del calcare.

Piana S. Agata

La Piana Sant’Agata, in particolare, custodisce una memoria geologica preziosa, fatta di sedimenti antichi e ceneri vulcaniche provenienti dal Somma-Vesuvio. È un punto di estrema delicatezza idrogeologica: qui il contatto tra i terreni sciolti e la roccia calcarea sottostante crea un varco preferenziale per l'acqua. Questo sistema alimenta l'immenso serbatoio sotterraneo del complesso Terminio-Tuoro, una riserva idrica invisibile che, seguendo la trama delle fratture rocciose, dà vita alle sorgenti che riforniscono il bacino del Calore.

Inghiottitoio recente sul margine settentrionale della piana

Dinamiche del Quaternario: Dal Gelo ai Processi di Versante

Le forme che ammiriamo oggi sono il risultato di un lavoro di rifinitura durato circa due milioni di anni, attraverso le epoche del Pleistocene e dell'Olocene. Durante le grandi glaciazioni, pur non ospitando ghiacciai perenni come l'arco alpino, il Monte Tuoro è stato prigioniero di un clima periglaciale. In quel periodo, il gelo intenso agiva come un cuneo nelle fessure della roccia (crioclastismo), frantumandola e accumulando alla base delle pareti settentrionali quegli enormi ventagli di pietrisco che chiamiamo coni di direzione e falde detritiche. 

Molti di questi depositi sono ormai 'fossili', stabilizzati e protetti dalla vegetazione che vi è cresciuta sopra. Tuttavia, nelle zone più ripide, la montagna è ancora viva: i canali rimangono attivi, spostando materiale verso il basso a ogni evento meteorico intenso (debris flow). Grazie alla loro elevata porosità, questi accumuli di roccia frantumata funzionano come spugne, facilitando l'assorbimento dell'acqua nel sottosuolo.

Ancora oggi, l'opera di scavo prosegue: i brevi torrenti stagionali, con la loro forza erosiva, incidono forre profonde e trasportano i detriti calcarei verso le pianure, alimentando costantemente la sedimentazione alluvionale delle aree sottostanti.

Torrente Varco

Caratteristica piccola cascata nel torrente Varco

I Geositi: Punti di Osservazione Privilegiata

Esplorare il Monte Tuoro significa attraversare un museo a cielo aperto. Il massiccio ospita diversi potenziali geositi, luoghi in cui la roccia racconta capitoli unici della storia dell'Appennino. Ecco le tappe imperdibili per chi vuole leggere il paesaggio:

·        La Parete Nord: Qui la montagna si mostra nuda attraverso una scarpata di faglia che funge da vero 'specchio' tettonico. È il luogo dove si tocca con mano la forza che ha sollevato l'intero massiccio, fondamentale per chi studia i movimenti sismici della nostra catena montuosa.

·         Il Laboratorio di Piana Sant'Agata: Questo bacino è un punto di osservazione privilegiato per il viaggio dell'acqua. Si può notare chiaramente dove le ceneri vulcaniche (depositi piroclastici) incontrano il calcare, dando vita a inghiottitoi attivi che assorbono la pioggia come enormi scarichi naturali.

·         L'Altopiano dei Karren (Quota 1400): Sulle creste più alte, il calcare è scolpito in solchi e piccole doline a imbuto. La loro disposizione non è casuale, ma segue la trama delle fratture della roccia (diaclasi), disegnando un reticolo geometrico dettato dalla chimica dell'acqua ad alta quota.

·         Il Mistero della Grotta dei Briganti (Quota 1050): Sull'impervio versante nord si apre questa cavità che custodisce ancora il fascino dell'inesplorato, simbolo del carsismo profondo che attraversa la montagna.

·         Gli Archivi del Clima (Falde di detrito): Lungo i sentieri settentrionali, il pietrisco non è un ammasso caotico, ma è organizzato in strati. Questi 'fogli di roccia' sono testimoni delle oscillazioni climatiche del Pleistocene: ogni strato racconta una diversa fase di gelo e disgelo.

A completare questo quadro, lungo la strada per la vetta, compaiono affioramenti di flysch miocenico e pareti calcaree che rendono il Tuoro un catalogo completo della geologia regionale."

Geobotanica: La Vita tra le Rocce

Sul Monte Tuoro, la geologia non è solo uno sfondo inerte, ma la mano che decide chi può sopravvivere. La carenza d'acqua in superficie e l'alcalinità dei suoli calcarei creano habitat estremi, dove la flora ha dovuto imparare strategie di resistenza straordinarie.

·         I Pionieri della Roccia (Flora Rupicola): Sulle pareti verticali del versante settentrionale, la vita sembra sfidare l'impossibile. Qui troviamo le piante 'litofite', vere acrobate della natura capaci di ancorarsi nelle più piccole fessure del calcare. Tra queste spiccano la Campanula fragilis e diverse varietà di Saxifraga, che trasformano le pareti nude in giardini verticali sospesi nel vuoto.

·         L’Equilibrio tra i Versanti: Il contrasto tra i due lati della montagna genera microclimi radicalmente opposti. Mentre il versante meridionale è abbracciato da dense faggete e boschi misti, rigogliosi grazie a un suolo più profondo e accogliente, le creste sommitali raccontano una storia diversa. Sulla roccia nuda si estendono praterie xerofile, dominate da piante amanti del secco e impreziosite da splendide orchidee selvatiche. La loro presenza è un indicatore perfetto del terreno sottostante: crescono solo dove il substrato è così permeabile da lasciar scivolare via l'acqua istantaneamente."

Calcari dolomitici alterati con flora rupicola lungo un sentiero

Conclusioni: Un Laboratorio di Geodinamica

In definitiva, il Monte Tuoro si rivela molto più di una semplice montagna: è un vero e proprio laboratorio di geodinamica a cielo aperto. La sua silhouette attuale è il risultato di un delicato equilibrio tra forze contrastanti: la spinta tettonica che lo solleva, il carsismo che lo scava dall'interno e i processi di versante che ne rifiniscono i lineamenti. Comprendere queste dinamiche — dall'asimmetria dei suoi fianchi alla fragilità delle piane endoreiche — è il prerequisito fondamentale per una pianificazione territoriale che voglia dirsi consapevole e per la reale tutela della biodiversità campana.

Come geologi e studiosi, il nostro compito è trasmettere una visione nuova: il Tuoro non è un monumento statico, ma un organismo idro-geomorfologico attivo. La sua salute e la sua efficienza come serbatoio idrico dipendono direttamente dalla conservazione dell'integrità dei suoi geositi.

Proteggere luoghi come la Piana di Sant'Agata e i suoi sistemi di drenaggio profondo non è solo un esercizio di tutela naturalistica, ma una scelta strategica vitale. Da questi meccanismi invisibili dipende, infatti, la sicurezza idrica di un'intera regione.

Studi di Settore

Per chi volesse approfondire i dati scientifici alla base di questa analisi, si possono consultare i seguenti lavori tratti dalla letteratura geologica esistente:


1. Riferimenti Cartografici (CARG)

ISPRA – Servizio Geologico d’Italia. Carta Geologica d’Italia alla scala 1:50.000 – Foglio 449 (Avellino). Note illustrative a cura di Vitale S., Ciarcia S. et al. (Fondamentale per l'inquadramento delle unità di piattaforma del Tuoro).

ISPRA – Servizio Geologico d’Italia. Carta Geologica d’Italia alla scala 1:50.000 – Foglio 467 (Salerno). Note illustrative a cura di Pappone G. et al. (Per le correlazioni con il versante meridionale del massiccio).

2. Geologia Strutturale e Neotettonica

Ascione, A., & Cinque, A. (1997). L'evoluzione geomorfologica dei Monti Picentini (Appennino Campano). Il Quaternario, 10(1), 31-50. (Analisi cruciale sul sollevamento differenziale dei blocchi carbonatici).

Caiazzo, C., et al. (1992). Assetto strutturale e morfogenesi del settore settentrionale dei Monti Picentini (Campania). Studi Geologici Camerti. (Studio specifico sulla fagliazione e l'evoluzione dei rilievi tra Terminio e Tuoro).

Hippolyte, J. C., et al. (1994). Tectonic stratigraphic development of the Southern Apennines (Italy). Basin Research. (Per il contesto geodinamico regionale della piattaforma campano-lucana).

3. Geomorfologia e Dinamiche di Versante

Cataldo, G. (2020). Studio geomorfologico del Monte Tuoro (Monti Picentini - Campania). Rapporto tecnico, Comune di Chiusano di S. Domenico (AV). 

https://www.academia.edu/42118804/Studio_geomorfologico_del_Monte_Tuoro_Monti_Picentini_Campania_

Budetta, P., & Santo, A. (1994). Analisi della franosità dei rilievi carbonatici della provincia di Avellino. Geologia Applicata e Idrogeologia. (Utile per la parte relativa ai detriti di versante e alla stabilità geomorfologica).

Cinque, A. (1992). Dinamiche evolutive dei versanti nell'Appennino meridionale. Memorie della Società Geologica Italiana.

4. Idrogeologia e Carsismo (Il sistema Terminio-Tuoro)

Celico, P. (1983). Idrogeologia dei massicci carbonatici della Campania. Memorie e Note dell'Istituto di Geologia Applicata di Napoli. (Il testo sacro per la circolazione idrica sotterranea nell'area).

De Vita, P., et al., (2018). Hydrogeological map of the Picentini Mountains (Southern Italy). Journal of Maps. (Fornisce la sintesi più moderna sulla ricarica degli acquiferi e le direttrici di flusso).

Fiorillo, F. (2009). The groundwater of Southern Apennines: a review of the current knowledge. Italian Journal of Geosciences. (Per il ruolo dei bacini endoreici come la Piana di Sant'Agata).

Note:

Il presente articolo è una versione preliminare, basato su contenuti dell'Autore già apparsi sul blog; ulteriori approfondimenti verranno integrati in successive revisioni.

Il lavoro è stato revisionato e rifinito con l'ausilio di strumenti di IA per ottimizzarne la forma espositiva. L'autore ne garantisce l'accuratezza e l'originalità dei contenuti.

Le immagini a corredo dell'articolo rappresentano evidenze di campo originali dell'Autore e sono rilasciate sotto licenza Creative Commons Attribution 4.0 International.

Il Castello di Avellino: contesto storico, geologico e geomorfologico di un sito fortificato dell’Irpinia

Introduzione

 

Il Castello di Avellino rappresenta uno degli elementi più significativi del paesaggio storico della città e costituisce un punto di osservazione privilegiato per analizzare le relazioni tra insediamento umano, morfologia del territorio e substrato geologico. La fortezza, oggi conservata in gran parte allo stato di rudere nonostante i recenti interventi di recupero e valorizzazione, si colloca su una piccola altura isolata all’interno del tessuto urbano moderno.

Lato ovest del castello di Avellino a Piazza Castello

L’interesse del sito non risiede esclusivamente nelle sue strutture architettoniche medievali, ma soprattutto nella relazione profonda tra il castello e il contesto naturale in cui esso si inserisce. La posizione della fortificazione, la composizione geologica del substrato e le dinamiche geomorfologiche locali hanno infatti condizionato sia la scelta del luogo di edificazione sia le modalità di sfruttamento delle risorse naturali nel corso dei secoli.

La geoarcheologia, disciplina che integra metodi e conoscenze dell’archeologia con quelli delle scienze della terra, consente di analizzare questi aspetti in una prospettiva interdisciplinare. Attraverso l’osservazione delle forme del paesaggio, lo studio della stratigrafia geologica e l’analisi delle trasformazioni antropiche, è possibile ricostruire il rapporto tra l’insediamento umano e l’ambiente naturale nel lungo periodo.

Il presente contributo si propone quindi di analizzare il Castello di Avellino attraverso una lettura integrata dei dati storici, geologici e geomorfologici, con particolare attenzione alla stratigrafia del sito, alla circolazione idrica sotterranea e alle dinamiche di occupazione del territorio.

Le osservazioni sul terreno permettono di riconoscere affioramenti geologici, morfologie del rilievo e tracce di interventi antropici, mentre l’esame della letteratura scientifica e della cartografia consente di integrare tali dati con le conoscenze già disponibili sul contesto geologico e archeologico dell’area.

Questo tipo di approccio non invasivo rappresenta uno strumento utile per una prima ricostruzione geoarcheologica del sito, in attesa di eventuali indagini più approfondite.

Evoluzione storica dell’insediamento 

 

L’antica Abellinum

 

L’origine dell’insediamento urbano avellinese non coincide con l’attuale centro cittadino. L’antica città romana di Abellinum sorgeva infatti nell’area dell’attuale Atripalda, situata pochi chilometri a sud-est dell’odierna Avellino.

Il centro di Abellinum, sviluppatosi su precedenti insediamenti sannitici, rappresentò durante l’età romana un importante nodo urbano e commerciale della valle del fiume Sabato. La città era collegata alla rete viaria regionale e godeva di una posizione favorevole per il controllo del territorio circostante. 

Tra il V e il VI secolo d.C., tuttavia, il centro romano entrò in una fase di progressivo declino. Le cause di questo processo sono generalmente attribuite alla crisi delle strutture urbane tardoantiche e alle instabilità politico-militari legate alle invasioni barbariche.

 

La nascita della nuova Avellino

 

In seguito all’abbandono progressivo di Abellinum, parte della popolazione si trasferì su un’area più facilmente difendibile: la collina denominata Terra, situata poco distante dall’antico centro romano.

Tra il V e il VI secolo d.C. si sviluppò su questo rilievo un nuovo nucleo insediativo che rappresenta il primo embrione della futura Avellino. Su questa collina sorge oggi il Duomo di Avellino, elemento centrale dell’abitato storico.

Il trasferimento dell’insediamento da un centro di pianura a un rilievo collinare rappresenta un fenomeno comune in molte città italiane durante l’alto medioevo, quando esigenze difensive e instabilità politica favorirono la nascita di centri fortificati in posizione elevata.

 

Origine e sviluppo del Castello di Avellino

 

Il Castello di Avellino fu edificato successivamente allo sviluppo dell’insediamento sulla collina della Terra. Le prime fasi di costruzione sono generalmente attribuite all’epoca longobarda, tra IX e X secolo, quando il territorio irpino era inserito nei domini longobardi dell’Italia meridionale.

In questa fase iniziale il castello doveva probabilmente presentare dimensioni relativamente contenute e funzioni principalmente militari e di controllo territoriale.

Tra XI e XII secolo, durante il dominio normanno, la struttura fu probabilmente ampliata e rafforzata. I Normanni promossero infatti un ampio programma di fortificazione del territorio meridionale, riorganizzando e potenziando numerosi castelli preesistenti.

Nel 1130, all'interno del castello, il papa Anacleto II incoronò il normanno Ruggiero, facendolo re di Sicilia e Puglia.

Nel seicento, l'edificio fu trasformato in reggia e divenne la residenza dei principi Caracciolo; in questo periodo, le torri e le merlature difensive furono abbattute e fu creato un meraviglioso parco, ancora esistente, con un lago artificiale e una riserva di caccia, che lo rendevano una delle meraviglie del Regno di Napoli. Sempre nel seicento, il principe Marino II Caracciolo fondò all'interno del castello l'Accademia dei Dogliosi, che esiste ancora oggi. Il castello fu demolito all'inizio del settecento durante la guerra di successione spagnola. Attualmente, il castello è in stato di attesa di restauro.

 

Localizzazione e orientamento del complesso

 

Il castello sorge nell’area dell’attuale Piazza Castello, su uno sperone roccioso di ignimbrite campana. Questa formazione vulcanica appartiene ai grandi depositi piroclastici che ricoprono vaste aree della Campania.

Il substrato roccioso presenta caratteristiche di buona compattezza e stabilità, rendendolo particolarmente adatto alla costruzione di strutture difensive.

L’impianto del castello appare orientato lungo una direttrice ovest-est, probabilmente seguendo l’andamento naturale dello sperone ignimbritico su cui fu impostata la fortificazione.

Stratigrafia geologica

La successione stratigrafica dell’area del castello può essere schematizzata, dal basso verso l’alto, come segue:

 

1. Argille messiniane

2. Ignimbrite campana grigio-gialla

3. Depositi vulcanici delle eruzioni di Mercato, Avellino e Pollena

4. Depositi antropici rimaneggiati

 

Argille messiniane

 

Le argille messiniane costituiscono il livello più profondo della stratigrafia locale. Si tratta di sedimenti marini caratterizzati da bassa permeabilità.

 

Dal punto di vista idrogeologico esse svolgono un ruolo fondamentale come livello impermeabile.

 

Ignimbrite campana

 

Al di sopra delle argille si sviluppa la ignimbrite campana, un deposito piroclastico derivante dalle grandi eruzioni dei Campi Flegrei.

Nel caso specifico del sito avellinese si tratta di Ignimbrite campana in facies grigia, con composizione trachitica-fonolitica. 

Questo livello costituisce il principale substrato roccioso su cui è impostata la struttura del castello.

Affioramento del substrato ignimbritico

 

Depositi piroclastici olocenici

 

Al di sopra dell’ignimbrite si trovano i prodotti di alcune importanti eruzioni vulcaniche dell’area campana:

* eruzione di Mercato

* eruzione di Avellino

* eruzione di Pollena

 

Questi depositi sono costituiti prevalentemente da ceneri e pomici.

Depositi antropici rimaneggiati

Lo strato più superficiale deriva dalle attività umane legate alla costruzione, trasformazione e progressiva distruzione del castello.

Questi livelli includono:

* materiali da costruzione
* riempimenti artificiali
* detriti di crollo
* accumuli di terreno rimaneggiato

Contesto geomorfologico

Il territorio in cui sorge Avellino è inserito nel bacino della valle del fiume Sabato, un sistema morfologico che rappresenta uno degli elementi strutturali principali dell’Irpinia occidentale. Il fiume Sabato, affluente del Calore, scorre con andamento prevalentemente nord-est/sud-ovest incidendo i depositi sedimentari e vulcanici che caratterizzano l’area. 

Dal punto di vista geomorfologico la valle presenta una morfologia articolata, caratterizzata da:

 

* rilievi collinari di origine strutturale

* terrazzi fluviali

* incisioni vallive secondarie

* coperture piroclastiche vulcaniche

 

Questi elementi derivano dall’interazione tra processi tettonici dell’Appennino meridionale e attività vulcanica del sistema campano.

Nel settore di Avellino i rilievi collinari risultano spesso costituiti da substrati sedimentari messiniani ricoperti da potenti coltri di depositi piroclastici provenienti dalle eruzioni dei Campi Flegrei e del Vesuvio. L’erosione fluviale ha inciso questi materiali generando piccole dorsali isolate e versanti talvolta ripidi.

La collina su cui sorge il Castello di Avellino rientra in questo contesto geomorfologico. Essa rappresenta uno sperone residuo modellato dall’erosione dei corsi d’acqua minori, che nel tempo hanno isolato il rilievo rispetto alla collina della Terra e alle aree circostanti. 

Dal punto di vista morfologico tale rilievo può essere interpretato come una forma di erosione differenziale, in cui la maggiore resistenza dell’ignimbrite rispetto ai depositi piroclastici sovrastanti ha favorito la conservazione dello sperone roccioso.

Questa configurazione del rilievo è il risultato dell’azione erosiva dei corsi d’acqua locali che hanno progressivamente inciso i depositi vulcanici.

La presenza di valloni naturali attorno alla collina contribuiva a rafforzare le difese naturali del sito, rendendo la posizione particolarmente adatta alla costruzione di una fortificazione.

Circolazione idrica

Un aspetto particolarmente interessante del sito riguarda la circolazione delle acque sotterranee.

L’acqua meteorica si infiltra nei livelli piroclastici più permeabili e percola fino a raggiungere l’ignimbrite. La presenza delle argille messiniane impermeabili impedisce l’ulteriore discesa dell’acqua, favorendo la formazione di una falda sospesa. Questa dinamica è confermata dalla presenza di pozzi e cisterne all’interno dell’area del castello. 

La circolazione delle acque all’interno dei livelli piroclastici, favorita dalla permeabilità di tali depositi, può infatti generare fenomeni di instabilità nei versanti qualora le acque si accumulino sopra il livello impermeabile costituito dalle argille messiniane.

Queste condizioni idrogeologiche potrebbero aver richiesto particolari accorgimenti nella realizzazione delle opere murarie e delle strutture interne del castello.

La presenza di pozzi e cisterne rinvenuti durante gli scavi archeologici suggerisce una gestione attenta delle risorse idriche all’interno del complesso fortificato.

Le cisterne erano probabilmente utilizzate per la raccolta delle acque meteoriche provenienti dai tetti degli edifici e dalle superfici pavimentate. Questo sistema permetteva di accumulare acqua potabile in periodi di scarsità o durante eventuali assedi.

Il pozzo individuato nel sito potrebbe invece essere collegato alla falda sospesa che si sviluppa nei livelli piroclastici sopra l’ignimbrite, sfruttando la particolare circolazione idrica del sottosuolo.

Questi elementi dimostrano come la conoscenza empirica delle condizioni idrogeologiche locali fosse fondamentale per l’organizzazione della vita all’interno della fortificazione.

Evidenze archeologiche 

Oggi si conservano alcuni tratti imponenti delle mura perimetrali, che si affacciano sull’attuale Piazza Castello e proseguono lungo le strade circostanti. 

Queste murature rappresentano le principali testimonianze architettoniche dell’antico complesso fortificato.

Rapporti  mura substrato di fondazione 

Tratto  lato sud delle mura perimetrali 

Le mura racchiudevano non soltanto la struttura militare ma anche un nucleo abitativo fortificato.

Gli scavi condotti all’interno dell’area del castello infatti, hanno portato alla luce diverse strutture che testimoniano la presenza di un articolato insediamento.

 

Tra le principali evidenze rinvenute si segnalano:

 

* tratti di strade

* resti di abitazioni

* un pozzo

* cisterne per la raccolta dell’acqua

 

Resti di strutture abitative davanti alla cinta muraria ovest 

Questi elementi indicano che il castello funzionava come un vero e proprio villaggio fortificato, capace di ospitare una piccola comunità stabile.

Sulla base dell’estensione dell’area occupata dalle mura perimtrali e delle evidenze archeologiche rinvenute durante gli scavi, è possibile ipotizzare che il castello occupasse una superficie compresa tra 4000 e 8000 m². 

Conclusioni

L’analisi geoarcheologica del Castello di Avellino evidenzia come la scelta del sito e lo sviluppo della fortificazione siano strettamente legati alle caratteristiche geologiche e geomorfologiche dell’area. La presenza di una collina naturalmente difendibile, la disponibilità di materiali vulcanici utilizzabili per la costruzione e la particolare circolazione idrica controllata dalle argille messiniane hanno rappresentato fattori determinanti per l’insediamento umano.

Le tracce di frequentazioni sannitiche e romane indicano inoltre che il rilievo aveva già in epoche precedenti una certa importanza nel controllo del territorio. Lo studio integrato di geologia, geomorfologia e archeologia permette quindi di interpretare il castello non solo come monumento architettonico medievale, ma come elemento di un paesaggio storico complesso, modellato dall’interazione tra processi naturali e attività umane nel corso di millenni.

Bibliografia essenziale

Allocca F., 2008.

Geologia dell’Irpinia e dell’Appennino campano. Napoli.

De Vita S., Orsi G., Isaia R., 1999.

The Campanian Ignimbrite eruption. Journal of Volcanology and Geothermal Research.

Di Nocera S., Matano F., 2011.

Assetto geologico dell’Irpinia. Bollettino della Società Geologica Italiana.

Pagano M., 1992.

Storia di Avellino dalle origini al Medioevo.

Santoro R., 2003.

Abellinum e il territorio irpino in età romana.

Rolandi G., Paone A., Di Lascio M., Stefani G., 1993.

The Avellino eruption of Somma-Vesuvius. Journal of Volcanology and Geothermal Research.