Analisi delle condizioni di dissesto idrogeologico nell'area archeologica di Tharros (OR)

Parte I

 

 

 

Introduzione             

Sintesi storica e archeologica

Caratteri geologici e geomorfologica dell’area

L’area instabile del MURRU MANNU

I fenomeni di crollo della necropoli di san Giovanni di Sinis

I  movimenti di massa della necropoli di capo San Marco

Il fenomeno gravitativo complesso all’estremità meridionale di capo San Marco

Bibliografia

Figure           

Indice Tharros

 

INTRODUZIONE

 

L’area archeologica di Tharros , testimonianza di primaria importanza per la ricostuzione delle vicende storiche della civiltà fenicio-punica e dell’insediamento umano in Sardegna e nell’area mediterranea, è stata oggetto di analisi e studi sulle condizioni di dissesto idrogeologico che interagiscono in modo diretto con il patrimonio monumentale e architettonico emergente.

Il presente rapporto è redatto a cura del gruppo di lavoro, costituito da personale del Dipartimento di Scienze della Terra dell’Università di Firenze, che effettua indagini nel settore della valutazione della pericolosità e del conseguente rischio derivante da fenomeni idrogeologici in aree a particolare valenza archeologica e architettonica.

In particolare sono stati oggetto di indagine tramite la raccolta di dati geologici, geomorfologici e geomeccanici i numerosi fenomeni di crollo nelle due necropoli, un movimento franoso nel versante occidentale del Murru Mannu e un movimento gravitativo complesso sul margine occidentale di Capo San Marco.

 

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SINTESI STORICA E ARCHEOLOGICA

 

L’origine della città di Tharros è da far risalire, in accordo con le testimonianze archeologiche, alla colonizzazione della Sardegna da parte dei fenici (730 – 770 a.C.), che identificarono nelle caratteristiche morfologiche della penisola, già sporadicamente occupata fin dal Tardo Bronzo, le condizioni ideali per l’insediamento di una città portuale, grazie ai due possibili approdi naturali alternativi.  La città dovette costituire un’importante stazione nell’ambito del tracciato viario litoraneo occidentale della Sardegna: un tracciato tuttavia subordinato rispetto a quello interno, passante per Forum Traiani (Fordongianus) e dunque in parte emarginato rispetto alla grande viabilità sarda, ma non per questo meno importante da un punto di vista economico. Ai cippi miliari, soprattutto di epoca romana, si devono comunque le notizie documentarie certe relative a Tharros, l’ultima delle quali di questo tipo risale al 244 d.C., quando è attestata l’esistenza del tratto da Tharros a Cornus sotto l’imperatore Filippo (ACQUARO & FINZI, 1986).

Le altre notizie che possono riferirsi a Tharros nelle fonti storiche ed epigrafiche non sono ricavabili da citazioni esplicite, bensì da probabili riferimenti ambientali e dalla valutazione di alcune vicende e sistemazioni territoriali che investono l’intera isola sotto Roma.

In base ad esse, ci appare la storia di un centro vitale del sistema fortificato costiero durante il lungo periodo di amministrazione fenicia e punica della città, conquistato dai romani poco dopo la fine della prima guerra punica (238 a.C.) e attivo nella successiva grande rivolta antiromana del 216-15 a.C. Nei secoli successivi, alterni furono i destini della città, coinvolta nelle vicende coloniali della Roma repubblicana e imperiale e del suo declino, cui seguirono i domini vandalici e bizantini, fino al definitivo abbandono, a seguito delle scorrerie saracene, nel IX sec. d.C (ACQUARO & FINZI, 1986; ZUCCA, 1993).  Le testimonianze oggi visibili di questi sedici secoli di storia sono numerose e di complessa interpretazione, per l’inevitabile sovrapposizione e intersezione dei diversi interventi urbanistici: di particolare interesse risultano il nucleo urbano con i templi, gli edifici civili e termali, la rete viaria romana, gli impianti di raccolta e distribuzione idrica e la zona del tofet; le aree cimiteriali delle due necropoli di Capo S. Marco (necropoli sud) e di San Giovanni di Sinis (necropoli nord); i resti di epoca fenicio-punica posti ai margini occidentali del Capo San Marco, tradizionalmente attribuiti ad un edificio di culto religioso (il cosiddetto “tempietto rustico”) (ACQUARO, 1978; 1983; FERRARI, 1984; ACQUARO & FINZI, 1986; ACQUARO, 1999).

 

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CARATTERI GEOLOGICI E GEOMORFOLOGICI DELL’AREA

 

I resti della città di Tharros sorgono nella penisola di Capo San Marco (Sardegna occidentale) che si allunga in direzione nord-sud a formare, insieme al prospiciente Capo Frasca, la larga insenatura del Golfo di Oristano (Figura 1).  Il promontorio, costituito da tre alture (Murru Mannu, colle della Torre di San Giovanni, colle di Capo San Marco) collegate da uno stretto e piatto istmo, presenta pareti subverticali nei suoi margini meridionali, mentre declina più dolcemente verso il mare nelle aree settentrionali.  Nell’area affiora una successione stratigrafica di notevole interesse per gli studi sulla paleoecologia del Miocene e del Pliocene e quindi oggetto di numerosi lavori a carattere geologico-stratigrafico e paleontologico (AMBROSETTI, 1972; PECORINI, 1972; CHERCHI, 1973; CHERCHI et al. 1978; CALOI et al. 1980; LECCA et al., 1983; SANNA, 1983; CARBONI & LECCA 1985; SANNA, 1989).

 

Tale successione stratigrafica è costituita dal basso verso l’alto da (Figura 1):

 

- argille grigio scure (Tortoniano);

- siltiti verdastre e marne calcaree bianche (Messiniano – Formazione di Capo San Marco);

- calcari bianchi ben stratificati (Messiniano – Formazione dei Calcari Laminati del Sinis);

- brecce, arenarie e argille siltose (Pliocene inferiore);

- basalti grigi scuri variamente fratturati (Plio-Pleistocene);

- conglomerati fossiliferi, brecce e arenarie (Pleistocene medio);

- arenarie massicce fossilifere (Pleistocene medio – Formazione di San Giovanni);

- conglomerato fossilifero (Pleistocene superiore);

- conglomerati e arenarie fossiliferi (Pleistocene superiore – Formazione di Santa Reparata);

- arenarie stratificate e massicce (Pleistocene superiore – Formazione di San Giuseppe);

- sabbie dunari e di spiaggia (Olocene).

 

Allo scopo di realizzare una caratterizzazione geotecnica e geomeccanica dei litotipi presenti che possa consentire di individuare le caratteristiche dei movimenti di massa presenti, è stata effettuata una misura dell’indice di point-load su campioni di forma irregolare prelevati in superficie, tramite l’esecuzione del point-load test: i risultati così determinati sono mostrati in Figura 2.

Nella successione precedentemente descritta si riconoscono tre corpi sedimentari principali di origine marina intervallati, oltre che dai basalti prodotti dall’evento vulcanico plio-pleistocenico, da depositi continentali (arenarie eoliche delle Formazioni di San Giovanni e San Giuseppe), paleosuoli ed almeno una superficie erosiva.  Ciò testimonia dell’alternarsi a partire dal Tortoniano di almeno tre fasi trasgressive, i cui sedimenti sono ascritti in letteratura a vari episodi tirreniani (PECORINI, 1972; CHERCHI et al., 1978; CARBONI & LECCA, 1985).

L’assetto geologico del promontorio contribuisce fortemente a determinarne le caratteristiche morfologiche: due delle tre alture che lo costituiscono contrassegnano zone di affioramento basaltico, i cui margini, specialmente nel settore sud-occidentale, presentano scarpate sub-verticali interessate da diffusi fenomeni di crolli di blocchi, più consistenti laddove è maggiore la fratturazione del basalto.

Altri fenomeni gravitativi sono invece presenti in corrispondenza dei depositi argillosi: ove essi sono in affioramento si hanno al loro interno alcuni scivolamenti roto-traslativi, mentre nella particolare condizione giaciturale in cui le argille sono sormontate da ammassi rigidi, ai movimenti sopraddetti si aggiungono fenomeni di crollo e ribaltamento dei litotipi più resistenti.

Il primo caso ha il suo esempio di maggiori dimensioni nell’area instabile del versante occidentale del Murru Mannu, mentre la seconda tipologia è rappresentata sia da un movimento complesso nel versante nord del Colle di Capo San Marco, dove le arenarie eoliche del Pleistocene superiore giacciono sopra le argille messiniane, che da una particolare struttura a trincee, la cui genesi è probabilmente connessa all’assetto tettonico, presente sul versante occidentale del Capo, dove alle argille sono sovrapposte le colate basaltiche.  Fenomeni di crollo sono altresì visibili lungo la linea di costa di San Giovanni di Sinis, dove affiora buona parte della successione stratigrafica; in questo caso i crolli sono da attribuire alla diretta azione del moto ondoso sulla falesia, esposta a OSO, ovvero nella direzione dei venti dominanti.

 

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L’AREA INSTABILE DEL MURRU MANNU (AREA DEL TOFET)

 

L’altura del Murru Mannu, sul quale sorge l’area archeologica del tofet, costituisce una sorta di rilievo residuale scaturito dallo smantellamento del deposito basaltico formatosi, a seguito di attività vulcanica di tipo fessurativo, nel corso della fase tettonica plio-pleistocenica.

Il rilievo è dunque costituito nella sua parte sommitale da detriti basaltici, in parte riutilizzati per scopi edilizi in epoca romana, sovrastanti i depositi argillosi e marnosi del Miocene.  In posizione stratigraficamente superiore si trovano inoltre, distribuite a varie quote sia sul versante orientale che su quello occidentale, le arenarie eoliche della Formazione di San Giuseppe; l’intera sequenza è infine in gran parte ricoperta dai depositi sabbiosi dunari e di spiaggia dell’Olocene.

Il rilevamento ha confermato l’esistenza sul versante occidentale di una zona di instabilità che si estende per un’area di circa 20·103 m2 fino al mare, che comprende la parte terminale della strada provinciale di accesso all’area archeologica e il cui limite superiore lambisce le strutture murarie romane che circondano l’area del tofet (Figura 3).

I limiti dell’area instabile sono identificabili in base alle caratteristiche morfologiche ed è localizzabile con puntualità una corona di frana in corrispondenza della sua intersezione con il tracciato viario romano, dove il basolato è evidentemente dislocato verticalmente di circa 70-80 cm.

Altrove le sabbie dunari, che come detto ricoprono in gran parte la zona, celano in parte i limiti laterali e superiore dell’area instabile, la cui esistenza è comunque confermata da diverse contropendenze, quali quella della carreggiata stradale.

Per quanto concerne l’andamento della superficie di scivolamento in profondità e, conseguentemente, i volumi coinvolti nel movimento, sono in corso di verifica le seguenti ipotesi: a) esistenza di una superficie di scivolamento profonda, presumibilmente all’interno delle argille e marne mioceniche; b) coalescenza di diversi movimenti superficiali da localizzarsi lungo il contatto tra le sabbie dunari e le sottostanti argille.

Le due ipotesi, non necessariamente alternative, sono attualmente al vaglio di una serie di indagini finalizzate alla realizzazione di un’esauriente conoscenza delle caratteristiche del sottosuolo e di un’attività di monitoraggio.  Nell’area sono stati infatti eseguiti due sondaggi attrezzati con un tubo inclinometrico ed un piezometro a tubo aperto e successivamente questi due fori sono stati strumentati con due sonde inclinometriche fisse di profondità ed un estensimetro a filo.  Questi sensori sono stati collegati ad una centralina di acquisizione dati, alimentata da pannello solare per il monitoraggio in continuo dei parametri relativi al movimento profondo di versante e alla misura delle oscillazioni di falda. Nel tubo inclinometrico è stata eseguita una misura di zero con il metodo manuale tradizionale e periodicamente saranno eseguite allo stesso modo altre misure di esercizio per la individuazione di eventuali movimenti e della corrispondente superficie.

Nella stessa area sono state realizzate quattro prove penetrometriche (Figura 4) ed eseguiti tre profili topografici trasversali del versante a partire dal crinale fino al livello del mare, rilevando allo stesso tempo le coordinate della testa del tubo inclinometrico e la posizione delle prove penetrometriche.

Le indagini programmate consentiranno di trarre informazioni decisive sulla geometria e sulla cinematica dei fenomeni di instabilità presenti, permettendo di disporre di una sufficiente base conoscitiva da impiegarsi nella formulazione di ipotesi di intervento di mitigazione del fenomeno.

È da rilevare, inoltre, che tali indagini, potranno eventualmente confermare alcune ipotesi sulla ricostruzione delle fasi del movimento in epoca storica, utili per fornire indicazioni sull’esistenza e l’entità del movimento nei periodi di insediamento umano a Tharros.  È infatti possibile che le parziali distruzioni dell’acquedotto e della sede stradale siano da imputarsi al movimento franoso e che, conseguentemente, esso abbia svolto un ruolo importante nel declino e nell’abbandono della città.  I rapporti tra il movimento attuale e i tracciati viario e acquedottistico di epoca romana sono mostrati in Figura 5.

 

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I FENOMENI DI CROLLO DELLA NECROPOLI DI SAN GIOVANNI DI SINIS

 

Lungo il bordo della scogliera antistante San Giovanni di Sinis si estende l’area cimiteriale della necropoli, caratterizzata da numerose tombe a fossa rettangolare, scavate nell’arenaria eolica della Formazione di San Giuseppe. Alcune delle tombe in corrispondenza della parete verticale della falesia sono evidentemente interessate da fenomeni di distacco e di crollo di blocchi di varie dimensioni (da submetriche a decametriche) tanto da poter osservare le due parti delle camere tombali nella roccia in posto e nei blocchi crollati, ammassati sulla stretta spiaggia sottostante la falesia (Figura 6).

Le tombe sono scavate nella parte superiore, massiccia, delle arenarie eoliche, sovrastante la frazione stratificata dello stesso litotipo; queste arenarie chiudono una complessa successione stratigrafica, osservabile dal basso verso l’alto seguendo la base della scogliera da nord a sud, lungo la spiaggia di San Giovanni.  La successione comprende al di sotto delle arenarie, un’alternanza di brecce e conglomerati mediamente cementati, chiusa verso il basso da un livello calcarenitico: in sostanza si riscontra la presenza di un livello a minore resistenza (brecce e conglomerati) compreso tra due litotipi ben cementati.

In queste condizioni l’azione meccanica del mare determina una erosione differenziale cui corrisponde la formazione di ammassi aggettanti: tale situazione è osservabile facilmente nel tratto di scogliera in corrispondenza dell’accumulo dei blocchi di maggiori dimensioni.

In questa zona di affioramento, tuttavia, le arenarie non presentano sistemi di fratturazione e pertanto è stato individuato nel sistema di tagli artificiali delle camere di inumazione l’elemento in grado di isolare geometricamente i blocchi, la cui caduta è avvenuta per gravità in seguito al progressivo aumento dell'aggetto.

Gli aspetti geometrici e meccanici del fenomeno sono stati analizzati tramite i tradizionali metodi geomeccanici, nei quali, tuttavia, le superfici di taglio delle tombe sono state assimilate a discontinuità naturali non persistenti e rappresentate insieme alle superfici di stratificazione e di laminazione.

Un’ulteriore analisi è stata effettuata sulle dimensioni dei blocchi crollati, procedendo alla misurazione di tutti gli elementi aventi almeno una dimensione superiore a 10 cm e distinguendo i blocchi delimitati da almeno una superficie comprendente piani di taglio di camere tombali.  Impiegando i risultati di tali misurazioni e della successiva elaborazione dei dati è stata realizzata una back-analysis sui blocchi presenti (Figura 7): i valori di resistenza osservabili, relativamente bassi, possono trovare giustificazione nel fatto che nel corso dell’attività di scavo archeologico indiscriminato eseguita nella seconda metà del secolo scorso, durante la cosiddetta “corsa all’oro di Tharros” (ZUCCA, 1993), furono impiegate tecniche di avanzamento che prevedevano il passaggio da una camera tombale all’altra tramite l’abbattimento per mezzo di esplosivi dei setti di separazione.

Il meccanismo dei fenomeni di crollo è in ogni caso strettamente correlato con la dinamica meteomarina, fortemente condizionata, come detto, dal regime dei venti ed è pertanto da considerarsi tuttora attivo.  Peraltro, la presenza di blocchi anche di notevoli dimensioni ai piedi della scogliera potrebbe mitigare gli effetti del moto ondoso, dissipandone parte dell’energia, secondo un modello utilizzato anche per interventi di stabilizzazione di litorali in erosione (scogliere aderenti).

Osservazioni sui blocchi di maggiori dimensioni hanno tra l’altro consentito, attraverso il confronto di alcune iscrizioni presenti, di far risalire la loro caduta ad almeno venti - trent’anni fa, senza con questo escludere che l’evento sia avvenuto in epoca anteriore.

 

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I MOVIMENTI DI MASSA DELLA NECROPOLI DI CAPO SAN MARCO

 

L’altra area cimiteriale di Tharros è situata a sud dell’istmo che collega il promontorio basaltico di Capo San Marco alla parte più interna della penisola e si estende all’interno di un affioramento di arenarie eoliche analoghe a quelle ospitanti le tombe di San Giovanni di Sinis.  Pur appartenendo alla stessa formazione geologica, l’assetto delle arenarie è nei due casi diverso: mentre a San Giovanni le arenarie sovrastano una sequenza regressiva composta principalmente da brecce e conglomerati, in questo caso esse si trovano direttamente in contatto con i sottostanti depositi miocenici (argille e marne).  Come conseguenza risulta un diverso comportamento dell’ammasso che in questo caso, risultando un litotipo rigido al di sopra di una formazione a comportamento duttile, appare interessato da numerose fratture, il cui sistema si sovrappone a quello creato dagli allineamenti delle strutture tombali (Figura 8).

A questa complessa situazione strutturale si aggiunge l’esistenza di un movimento franoso all’interno dei depositi argillosi, il cui limite superiore raggiunge il contatto con le soprastanti arenarie eoliche.  Conseguentemente, il settore orientale della necropoli appare sconvolto da numerosi crolli, resi possibili dalla creazione di numerosi blocchi instabili (determinati dalla complessa geometria delle fratture) in connessione con la dinamica del movimento franoso.

A nord-ovest dell’area cimiteriale, dunque, i blocchi franati, contenenti parte delle camere tombali, si accumulano sul pendio sottostante la scarpata, fino a giungere su un modesto arenile, mentre sul lato opposto le tombe sono distribuite sul pendio che sale verso sud fino a raggiungere il sovrastante plateau basaltico.

Anche in questo caso è stata effettuata un’analisi della distribuzione dei sistemi di fratture presenti, distinguendole fra giunti naturali e superfici di camere tombali e lo studio geometrico ha confermato l’esistenza di diversi sistemi di fratturazione in grado di isolare blocchi potenzialmente instabili di diverse dimensioni. È stata altresì realizzata la misurazione dei blocchi crollati, unitamente alla determinazione delle spaziature delle discontinuità, presenti (naturali e non), che ha consentito di giungere ad una valutazione sulla variazione dell’indice RQD (Figura 9a).  È interessante notare l’effetto della presenza del sistema naturale di fratturazione in aggiunta a quello artificiale rappresentato dalle pareti delle camere tombali: gli elementi lapidei che si determinano risultano infatti di minori dimensioni rispetto a quanto accade nella necropoli di San Giovanni (Figura 9b).

 

La necropoli è comunque estesa anche oltre la strada di servizio del faro di Capo San Marco e numerose tombe si trovano, sul versante orientale del promontorio, all’interno di una zona recintata di proprietà privata, in gran parte nascoste dalla vegetazione arbustiva. Il tracciato stradale può essere assimilato ad un limite di suddivisione dell’area in due zone distinte: ad ovest le strutture tombali sono in condizioni precarie, diffusamente interessate da un complesso sistema di fratture e soggette alla retrogressione del movimento franoso sottostante, ad est le condizioni geometriche e giaciturali consentono di definire poco probabili i danneggiamenti alle camere esistenti.

Ciò assume particolare importanza considerando che, in rapporto alle cause del fenomeno e alle caratteristiche degli elementi da salvaguardare, un eventuale intervento di consolidamento appare di difficile esecuzione.

 

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IL FENOMENO GRAVITATIVO COMPLESSO ALL’ESTREMITÀ MERIDIONALE DI CAPO SAN MARCO

 

Il settore orientale di Capo San Marco è costituito da un plateau basaltico subpianeggiante di spessore visibile di almeno 35 – 40 m, che sovrasta la sequenza dei depositi argillosi e marnosi; alla base dei basalti è possibile osservare un livello ben distinto di paleosuolo, testimoniante la fase di emersione precedente l’episodio vulcanico plio–pleistocenico.

I basalti sono interessati da diversi sistemi di fratturazione, la cui spaziatura è in relazione con le modalità di raffreddamento dell’originaria colata.  Ciò determina ai bordi dell’affioramento, coincidenti ad ovest con la falesia costiera, crolli di blocchi di dimensioni metriche che si accumulano, variamente arrotondati dall’erosione marina, ai piedi della scarpata e nei fondali antistanti.

In questa situazione sono coinvolti i resti del cosiddetto “tempietto rustico” fenicio-punico, localizzati proprio in corrispondenza del bordo della scarpata occidentale del Capo (Figura 10). I resti archeologici sono dunque in condizioni di precario equilibrio, minacciati dai probabili crolli futuri dei blocchi sottostanti. L’area del “tempietto rustico” è inoltre interessata da una struttura geologica determinata dalla riattivazione per cause gravitative di una preesistente e particolare condizione strutturale.

Un complesso sistema di faglie interessa infatti la zona ed ha creato un’alternanza di blocchi rialzati (horst), separati da trincee profonde una decina di metri (graben), all’interno delle quali si sono accumulati i detriti derivanti dai crolli nel materiale basaltico, che ricoprono gli elementi strutturali (faglie). Tutto l’insieme, probabilmente quiescente dal punto di vista tettonico, è stato riattivato in seguito all’innesco di un generale movimento franoso all’interno dei sottostanti materiali argillosi, in grado di determinarne lo scivolamento complessivo.

La valutazione della evoluzione generale dell’area è dunque collegata all’analisi del fenomeno, soprattutto per quanto riguarda la localizzazione e la caratterizzazione della presunta superficie di scivolamento.

 

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BIBLIOGRAFIA

 

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