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di Piero Bellotti, Sapienza Università di RomaL’orientazione del corso del Fiume Tevere è determinata dai principali lineamenti tettonici dell’Appennino centrale e, nella parte bassa del corso, dalla presenza del vulcanismo pleistocenico del margine tirrenico. Per tale motivo l’alto corso presenta un orientamento appenninico (NW-SE), interrotto tra Todi e Orvieto da un tratto ad andamento NE-SW (fig. 1).Fig. 1 – Schema litologico del bacino del Fiume Tevere. (Modificata da Bellotti et al., 1989)&#160;&#160;&#160;Fin circa ad 1Ma B.P., il fiume presumibilmente proseguiva verso il Lazio meridionale (Funiciello e Parotto, 1978 Faccenna et al., 1995). L’inizio dei movimenti che portarono al sorgere dell’apparato vulcanico dei Colli Albani costrinse il Tevere a piegare verso il Tirreno e porre foce nell’area dell’attuale Ponte Galeria. (fig. 2)[caption id="attachment_137" align="alignright" width="213"] Fig 2[/caption]I sedimenti sabbioso-ghiaiosi della Formazione di Ponte Galeria (circa 0.8 Ma B.P.) sono la prima testimonianza dell’impatto del paleo-Tevere nell’area costiera romana. L’effetto delle oscillazioni del livello marino, dovute ai cicli milankoviani (legati ai parametri orbitali della Terra), combinate al generale sollevamento dell’area costiera romana e allo sviluppo del vulcanismo pleistocenico, consentirono la deposizione di una complessa successione sedimentaria fluvio-deltizia. Questa è articolata in formazioni clastiche, a composizione carbonatico/silicea con elementi vulcanici, ben note nell’area romana (es. Formazioni Aurelia, San Cosimato, Vitinia).&#160;&#160;Dal punto di vista stratigrafico-deposizionale, i depositi dell’ultimo milione di anni circa costituiscono una sequenza deposizionale di III ordine (Ponte Galeria Sequence di Milli, 1997) composta da 9 sequenze di IV ordine parzialmente coincidenti con le suddette formazioni (Milli 1997; Milli e Palombo 2011). L’ultima sequenza del IV ordine è costituita dai depositi messi in posto durante l’ultima oscillazione del livello del mare (125 ka) nella cui fase terminale (fase di alto stazionamento del livello marino) si è formato l’attuale delta del Tevere (Bellotti et al., 1994; 1995). (fig 3).Fig. 3 – Schema cronostratigrafico/sequenziale del Pleistocene medio-superiore/Olocene dell’area romana. LLST – Sistema deposizionale di basso stazionamento antico; ELST – Sistema deposizionale di basso stazionamento recente; TST – Sistema deposizionale trasgressivo; HST – Sistema deposizionale di alto stazionamento. (Modificato da Milli et al., 2013)L’inizio della formazione del delta risale, pertanto, a circa 6000 anni B.P. quando, al termine dell’ultimo sollevamento postglaciale del livello marino, la foce del Tevere si trasformò progressivamente da un estuario a dominio ondoso (wave dominated estuary, fig.4a), che aveva caratterizzato l’area per gran parte della fase di risalita postglaciale del livello marino, in delta a dominio ondoso (wave dominated delta sensu Galloway, 1975). Questa trasformazione modificò la laguna, fino ad allora esistente, in due laghi costieri  separati, tra loro dal corso del fiume, e, dal mare  da un cordone costiero pressoché continuo (Milli et al., 2013).L’evoluzione del delta è avvenuta in tre fasi (fig. 4b, c, d).Fig. 4 – Fasi evolutive del delta del Tevere. Lo schema 4a è l’ultima fase di estuario a dominio ondoso (circa 8000 anni fa). In tratteggio il Tevere e la costa attuale. (modificato da Milli et al., 2013) La prima fase (fig.4b), sviluppatasi tra 6 e 2.7 ka B.P., fu caratterizzata dalla foce progradante lungo un asse circa coincidente con l’attuale Canale di Fiumicino (allora inesistente). Durante tale fase si costruì la prima cuspide del delta a dominio ondoso. Una repentina avulsione spostò poi la foce più a sud dando origine al corso attuale (Giraudi, 2004; Bellotti et al., 2007; Giraudi et al., 2009; Goiran et al., 2009a; Bellotti et al., 2011). Tale evento, databile tra VIII e VI secolo a.C.,  probabilmente coinvolse il lago meridionale, che fu rimesso in comunicazione con il mare, sì che le sue acque, per lungo tempo dolci, divennero salmastre. La brusca migrazione a sud della foce diede inizio alla seconda fase.In questa seconda fase (fig. 4c) si riconosce un periodo di avanzamento seguito da un periodo, più breve, caratterizzato da prevalenti fenomeni erosivi della costa. Durante il periodo erosivo, ad un rapido arretramento della parte apicale del delta (area di foce), corrisponde una parziale progradazione delle aree più distali (ali del delta) (Bellotti, 2000).Il periodo di progradazione si è avviato non più tardi del 540 a.C. (Bellotti et al., 2011). Dapprima rapido, rallentò nel tempo per esaurirsi probabilmente alla fine del I secolo a.C. Il periodo erosivo che seguì, presumibilmente culminò intorno al III secolo d.C. (fig. 5). La descrizione della spiaggia di Ostia fatta da Minucio Felice e una epigrafe del 238 A.D. che testimonia la protezione della Via Severiana dal mare, confortano tale ipotesi. L’alternanza dei periodi sembra guidata dalle oscillazioni climatiche sub-milankoviane, non dipendenti, quindi, dai parametri orbitali della Terra, ma da fattori diversi,solo in parte noti, quali ad esempio l’attività solare e quella vulcanica. Il periodo erosivo, cui si è fatto riferimento, è coincidente con il periodo caldo romano (Chen et al., 2011). Tuttavia anche l’attività antropica, esercitata nel bacino fluviale (coltivazioni, disboscamenti, opere idrauliche) costituisce un fattore determinante sulla disponibilità e mobilità del sedimento fluviale.[caption id="attachment_139" align="alignleft" width="300"] Fig. 5 – Lineamenti morfologici della piana deltizia del Tevere dedotti da fotointerpretazione.(Modificata da Bellotti et al.,2011)[/caption]&#160;Fig. 5 – Lineamenti morfologici della piana deltizia del Tevere dedotti da fotointerpretazione.(Modificata da Bellotti et al.,2011) Nel I secolo d.C. furono costruiti alcuni canali artificiali a servizio dei porti di Claudio e di Traiano; il canale più ampio, pur con modifiche succedutesi nei secoli e con una attività discontinua nel periodo medievale, costituisce da allora la seconda foce del Tevere.La terza fase (fig. 4d) si sviluppa a partire dall’alto Medioevo quando ad un’iniziale periodo di progradazione, istauratosi nel VI-VII secolo (coincidente con una fase freddo-umida RCC di Mayewski, 2004), seguì, all’inizio del secondo millennio (Periodo Caldo Medievale - MWP), un nuovo evento erosivo che riposizionò la costa in prossimità di quella romana. E’ però a partire dalla fine del Medioevo che si ha il massimo sviluppo del delta. In coincidenza con la Piccola Età Glaciale (LIA), con le maggiori piene del Tevere storicamente documentate (1530, 1557, 1598 e 1606 A.D.) e con la definitiva stabile apertura del canale di Fiumicino (XVI secolo), tutto il delta avanzò, rapidamente fino al XVIII secolo, e quindi più lentamente, fino ai primi anni del XX (Bersani e Moretti, 2008). E’ in tale periodo che il bacino di Claudio viene colmato e quello di Traiano si trasforma in lago e che i due antichi laghi, sempre più distanti dal mare, si trasformano progressivamente in due stagni, bonificati poi alla fine del XIX secolo.L’arresto della progradazione coincide circa con il termine della Piccola Età Glaciale (seconda metà del XIX secolo) ma il periodo di intensa erosione che ne è seguito è essenzialmente legato all’attività antropica. Nella seconda metà del XX secolo, i prelievi in alveo di materiale inerte, e i lavori di regimazione e di costruzione di bacini idroelettrici effettuati in tutto il bacino del Tevere hanno infatti prodotto un serio deficit nel rifornimento sedimentario alla foce del fiume. Nella terza fase, attiva attualmente, il fattore antropico ha determinato la configurazione “a doppia foce”, assolutamente anomala per delta a dominio ondoso, la scomparsa degli stagni costieri e l’innesco dell’intensa fase erosiva sviluppatasi nella seconda metà del XX secolo. Il sollevamento del livello marino, che nell’area è valutato in circa 80 cm negli ultimi 2000 anni (Goiran et al., 2009b), è da ritenersi un fattore meno influente rispetto alle oscillazioni climatiche sub-milankoviane e all’attività antropica.Le portate torbide (carico solido) del Fiume Tevere a Roma sono state registrate, con una certa discontinuità, tra il 1873 e il 1973 e solo saltuariamente in periodi più recenti. Un confronto tra portate torbide e variazione della linea di riva nella zona apicale del delta ha messo in evidenza le seguenti relazioni (Bellotti et al., 2012):1 – Con portate medie prossime a 10.6 *106 t/a (periodo 1873–1879), la linea di riva risultava in progradazione;2 – Con portate medie prossime a 7.6*106 t/a (periodo 1932-1938), la linea di riva era sostanzialmente stabile;3 -  Con i valori di portata torbida inferiori a quelli misurati negli anni ’30 del secolo scorso,  registrati dopo il secondo conflitto mondiale, la linea di costa ha subìto un marcato arretramento.Dalla fine degli anni ’60 i valori medi sono prossimi a 1.5*106 t/a. Tali dati farebbero pensare che portate torbide di 7-8*106 t/a garantirebbero la stabilità del delta. Tuttavia una tale considerazione andrebbe più attentamente verificata considerando ciò che avviene nel fronte deltizio (parte sommersa del delta tra la battigia e l’isobata -20 m) dove per un delta a dominio ondoso si verifica la massima dinamicità del sedimento. La stabilità è oggi artificialmente ricreata attraverso il ripascimento delle spiagge soprattutto a sud della foce principale.L’attuale periodo erosivo, come detto fondamentalmente prodotto dall’attività antropica, potrebbe intensificarsi qualora il tasso di sollevamento del livello marino divenisse, nel prossimo futuro, doppio o triplo di quello registrato negli ultimi 2000 anni (circa 0.5 mm/a). Il valore recentemente registrato negli oceani si approssima a 3 mm/a e, per quanto il Mediterraneo risulti un mare a bilancio idrico negativo, la possibilità di un significativo incremento del tasso di sollevamento del livello marino alla foce del Tevere sembra reale. Un sollevamento di circa 20 cm alla fine di questo secolo (tasso di poco superiore a 2 mm/a) potrebbe causare da solo (senza cioè considerare il deficit sedimentario di cui si è detto sopra) un arretramento della linea di riva delle spiagge deltizie  di 15-20 m.&#160;BibliografiaAscani F., Bozzano F, Buccellato A., Del Monte M., Matteucci R., Vergari F., 2008. Evoluzione del paesaggio e antiche vie di drenaggio nell’area de “Il Castellaccio” (Roma) da indagini geologiche, geomorfologiche e archeologiche. Geologica Romana, 41, 93 – 116.Bellotti P., Tortora P., Valeri P., 1989. Sedimentological and morphological features of the Tiber Delta. Suppl. to Sedimentolo­gy, 36 (5), Poster. England.Bellotti, P., 2000. Il modello morfosedimentario dei maggiori delta tirrenici italiani. Bollettino della Societa Geologica Italiana 119, 777–792.Bellotti, P., Chiocci, F.L., Milli, S., Tortora, P., Valeri, P., 1994. 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