Introduction

1La Campanie est une région très diverse : les petites plaines du littoral tyrrhénien sont bordées de massifs escarpés, qui atteignent 1400 à 1800 m de haut et cloisonnent de multiples bassins intérieurs. La façade maritime tiède et humide laisse rapidement place en altitude à un bioclimat frais et pluvieux (la hêtraie descend actuellement à 400 m d’altitude sur le versant tyrrhénien). A l’intérieur de la chaîne les hivers sont rigoureux et la pluviosité décroît fortement.

2Les substrats où s’inscrit l’érosion présentent des comportements morphodynamiques très contrastés : aux massifs calcaires formant de véritables bastions type « Causse » s’opposent les montagnes argilo-gréseuses déchiquetées par le ravinement et les bassins remblayés par les séries détritiques quaternaires.

3L’analyse des dynamiques holocènes ne peut négliger ces paramètres climatiques et lithopédologiques, qui modifient sensiblement selon les lieux l’impact des mutations paléoécologiques.

4Rappelons, enfin, que la Campanie, comme toute l’Italie méridionale, est sujette à une instabilité tectonique dont témoigne la séismicité historique et actuelle ; on peut mettre en évidence des déformations néotectoniques au Wùrm et à l’Holocène, qui interfèrent de façon complexe avec les processus morphoclimatiques : sur les versants montagnards fragiles, elles exacerbent l’érosion, dans les plaines d’accumulation elles modifient la géométrie des terrasses alluviales (M. Baggioni-Lippmann 1981).

1. Eléments de chronologie

• La géomorphologie de l’Holocène ne dispose pas en Campanie d’un cadre de chrolonologie absolue satisfaisant : quelques datations au C¹⁴ dispersées concernent surtout l’Epipaléolithique et le Mésolithique des grottes littorales, où les lithofaciès des dépôts sont difficiles à interpréter. Des analyses sur des paléosols holocènes sont en cours, mais nous n’en disposons pas encore ici.

5Mais les sites préhistoriques sont nombreux et constituent parfois des repères chronostratigraphiques suffisants pour apprécier l’évolution sédimentologique depuis le Tardiglaciaire.

• Le volcanisme fournit également des niveaux repères dans la stratigraphie de l’Holocène : Les tufs jaunes, en particulier, bien identifiés par leurs minéraux lourds, fossilisent le paléosol « atlantique »1.

• Les variations du niveau marin constituent enfin un bon cadre chronologique dans les zones littorales : les étapes de la remontée des eaux depuis le minimum régressif sont bien connues. La transgression positive versilienne, correspondant à l’optimum climatique, a laissé des traces sur tout le littoral campanien : rias, encoches ou plates-formes littorales perchées entre + 2 m et + 4 m. Elles permettent d’apprécier la position relative des nappes alluviales ou colluviales.

2. Morphogénèse holocène des régions littorales.

6Sur les littoraux abrupts, les dynamiques würmiennes proprement dites et tardiglaciaires ne sont pas différenciables : ils sont couverts d’épaisses brèches de pente consolidées, peu cryoclastiques, qui plongent sous le niveau actuel de la mer et sont recoupées à + 2 m par le niveau versilien. On notera le rôle limité du gel sur des versants pourtant soumis à une importante rhexistasie.

2.1. Dans la plaine du Sélé, la stratigraphie des dépôts illustre cependant les mutations de l’environnement au Post-glaciaire.

7En aval de la dune fossile qui marque l’emplacement du littoral tyrrhénien se sont développés deux niveaux d’accumulation (Fig. 1) :

8Le plus bas, entre 0 et 8 m, est issu du remblaiement protohistorique et historique des lagunes côtières.

9Le plus élevé, entre + 10 m et + 25 m, correspond à une épaisse nappe de sables et limons argileux, dont la base se situe 120 m sous le niveau actuel de la mer (Sondage « Laura » in Cestari 1969). Cette accumulation s’est déposée en fonction du maximum régressif würmien puis de la remontée progressive du niveau marin. A Paestum cette série alluviale passe vers le haut à des argiles lagunaires à faune oligohaline, puis à une dalle de travertins palustres de 15 m d’épaisseur.

• Les argiles lagunaires à la hase des travertins correspondent à un littoral un peu plus bas que l’actuel, vraisemblablement boréal (rappelons qu’à 9000 BP le niveau marin est encore à peu près à – 25 m). Par rapport à la série sablo-limoneuse sous-jacente, elles témoignent de l’affaiblissement du ravinement en amont, relayé par un décapage superficiel des fines, sous un couvert végétal qui se densifie.

• Le passage à la sédimentation bio-chimique des travertins traduit à son tour une importante modification des processus morphogénétiques sur les versants de l’arrière-pays : l’érosion des sols laisse place à une intense karstification. Cette mutation est liée sans doute à la fois à l’humidification du climat et à l’installation d’une couverture forestière, susceptible de retenir les sols et d’augmenter l’agressivité chimique des eaux. Cette période de biostasie correspond à la fin du Boréal et à l’Atlantique.

10Les derniers mètres du dépôt, seuls visibles à l’affleurement ont d’ailleurs livré une abondante macroflore forestière étudiée par J.L. Vernet2 ; on soulignera en particulier la présence du chêne vert, du chêne pubescent, du charme, du frêne, du viorne-thym, provenant de chênaies installées sur les terrasses alluviales bordant la lagune. Ces conditions bio-climatiques sont favorables à l’édification rapide de la série travertineuse (les végétaux sont fossilisés en position de vie) dont le dépôt cesse avant le Néolithique ancien : des tombes néolithiques de la Civilisation de Capri-Serra d’Alto, puis du début de l’Enéolithique (Civilisation de Gaudo) sont creusées dans le toit des travertins (P.C. Sestieri, 1946, 1962). L’ensemble est recouvert ensuite par une série détritique de 40 cm à 2 cm d’épaisseur, comportant des industries du Bronze moyen-tardif.

• Dans les strates supérieures des travertins réapparaissent déjà les signes d’une reprise d’érosion sur les versants : des lits de sables ou de petits conglomérats surmontent un niveau de travertins lithochromes, épais de 2 à 4 m, rubéfiés par le remaniement des sols qui s’étaient développés sur les versants périphériques de la plaine. Ainsi la phase de pédogénèse et de karstification atlantique correspondrait en Italie méridionale au Mésolithique et au Néolithique ancien. Ses faciès contrastent avec les séries franchement détritiques qui se mettent en place au Bronze moyen.

2.2. Sur le pourtour de la plaine, de multiples coupes confirment cette évolution.

• A Pontecagnano, des fouilles menées dans la nappe alluviale équivalente à celle de Paestum ont mis à jour la séquence suivante, de bas en haut : un cône de déjection caillouteux comprenant des industries romanelliennes (environ 12000 BP), une strate d’argiles noires humifères (sol enterré de l’Alleröd ?), des alluvions sablo-limoneuses à industries et foyers épipaléolithiques datées 8619 + 200 BP. Ainsi s’exprime ici clairement l’atténuation au Boréal de la dynamique érosive, en relation avec la densification forestière sur le bassin-versant (cf. Fig. 1).

• Par ailleurs, tous les versants ont subi, postérieurement au dépôt des brèches würmiennes, une karstification ou une pédogénèse très importantes : poches de dissolution, profondes de 1 à 2 m, bourrées de terra rossa, paléosol calcimagnésique brun-rouge, souvent remanié, de 40 à 80 cm d’épaisseur3.

11A Capaccio, au-dessus de Paestum, la base du paléosol est formée d’un encroûtement calcaire épais et consolidé, qui scelle des brèches de pente würmiennes de faciès cryoclastique. Cette période de pédogénèse caractérisée par la mise en solution et le transport des carbonates est nécessairement contemporaine des travertins fini-boréaux atlantiques de Paestum. Paléosol et poches karstiques sont quasi-systématiquement fossilisés sous une épaisse couche de tufs volcaniques jaunes, qui nous servira désormais de marqueur stratigraphique comme limite supérieure de la période de pédogénèse.

3. La dynamique des versants et l’évolution des vallées dans la chaîne de l’Apennin.

12La morphogénèse tardi et postglaciaire s’effectue dans des contextes paléoécologiques très différents selon l’altitude et la « continentalité » des sites étudiés. Néanmoins, elle se déroule toujours sur le même canevas : à une phase de dépôts grossiers qui nappent les versants et remblaient les vallées succède une période de pédogénèse et d’incision linéaire, à son tour ennoyée sous une dernière nappe détritique. Sur ce schéma général, quelques coupes permettent de préciser l’évolution des paysages.

3.1. Dynamiques holocènes en altitude

13Sur le versant NW du Mt Cervati (1898 m), un des points culminants de la chaîne, un glacier würmien a marqué l’évolution morphologique de la haute vallée du Calore. Rappelons que ce massif reçoit aujourd’hui 2 m d’eau par an et que la neige y persiste 2 à 3 mois au-dessus de 1600 m. En amont du bourrelet frontal correspondant au maximum glaciaire (à + 1000 m d’alt.), s’étagent des arcs morainiques élaborés lors de deux stades de retrait ; les plus hauts forment, à 1600 m, une guirlande au pied du versant nord ; ils sont liés à des névés d’avalanches plus qu’à un stade glaciaire proprement dit et pourraient souligner l’effet d’une récurrence froide et humide du Dryas.

14A Pantana di S. Pietro, un petit cône de déjection proglaciaire s’appuie sur ces dernières moraines (Fig. 2). Son matériel globuleux, très hétérométrique, souligne l’intervention modeste de la gélifraction et le rôle prédominant de « chasses d’eau » saisonnières. Sur ce dépôt s’est développé un sol brun-rouge, de type calcimagnésique, épais de 60 à 80 cm, présentant à sa base un épais horizon d’accumulation de carbonates. Il est fossilisé sous le niveau des tufs volcaniques jaunes atlantiques remaniés, qui le tronquent. L’épaisseur et l’évolution de ce sol atlantique, contemporain de celui qui borde la plaine du Sélé, soulignent l’importance de l’optimum climatique, qui fut certainement tiède et humide jusqu’à une altitude élevée. Mais, alors que dans le domaine littoral et le Boréal se forme une transition sédimentaire entre le Tardiglaciaire et l’Atlantique, le contraste apparaît ici brutal entre l’ultime stade glaciaire et le paléosol : des conditions climatiques sévères se sont maintenues tardivement en altitude et la remontée de la limite supérieure de la forêt s’est sans doute effectuée très rapidement à la fin du Boréal.

15Une phase de ravinement étale ensuite le paléosol atlantique en colluvions ou coulées de solifluxion rougeâtres, remaniées à de multiples reprises au cours du Subboréal.

3.2. Evolution morphodynamique des versants de moyenne montagne.

16La pédogénèse atlantique y constitue également un hiatus fondamental entre deux ensembles détritiques très différenciés. Mais la coupe de Felitto, située à 410 m d’altitude dans un bassin intérieur de la chaîne, permet de nuancer cette évolution.

17Au pied d’un versant nord de 400 m de dénivelé se superposent trois cônes colluviaux séparés par deux phases de pédogénèse. L’ensemble a été recreusé par les torrents et perché de 30 m environ au-dessus du lit du Calore (Fig. 2).

18Les séries détritiques inférieures, épaisses au total de plus de 5 m, ont un faciès bien lité, à petits éclats calcaires anguleux, peu aplatis, alternant de façon rythmique avec des lits sableux beiges ou bruns. Elles traduisent une morphodynamique active mais peu cryoclastique, liée à ruissellement sporadique, et à la présence d’un couvert végétal médiocre, discontinu, sur le versant amont.

19Entre ces deux séries et au-dessus de la seconde, des poches remplies de terra rossa correspondent à deux épisodes biostatiques, où la dissolution karstique et la pédogénèse prennent le pas sur le ravinement. Le premier d’entre eux a inscrit dans la série inférieure des poches de dissolution de 1 m à 1,20 m de profondeur. Elles sont remplies d’argiles rouges décalcifiées mêlées à des limons volcaniques jaunes très altérés. Le second a été plus humide ou plus long puisque les poches karstiques qu’il développent atteignent 2 à 3 m de profondeur. Elles sont tapissées d’argiles rouge vif, puis remplies et fossilisées par un tuf volcanique jaune non altéré. Le faciès de ce niveau est identique aux altérations atlantiques du pourtour de la plaine du Sélé et du Mt Cervati : même cortège de minéraux lourds frais qui se superposent, sans se mêler, aux argiles rouges. Nous l’attribuons donc à l’Atlantique. Le niveau inférieur pourrait représenter une phase d’amélioration climatique interstadiaire dans le Würm récent ou tardiglaciaire (Alleröd ?) qui se corrélerait alors à un des stades de retrait du glacier du Cervati. Bien qu’altéré son cortège de minéraux lourds est très proche de celui du niveau supérieur. Mais le volcanisme campanien a émis par périodes des projections au chimisme peu différencié...

20C’est la première fois qu’une phase de pédogénèse würmienne ou tardi glaciaire est décrite en Italie méridionale. Une datation par ¹⁴C est en cours au Centre de Gif sur Yvette, qui nous permettra de préciser sa position chronologique.

21On retiendra de cette coupe la persistance tardive des conditions morphodynamiques sévères jusqu’à une altitude moyenne, du moins sur les versants nord et l’installation rapide, sans transition, d’un climat humide avec une couverture forestière dense à l’Atlantique.

22La troisième série détritique, épaisse d’un à deux mètres, ravine les deux précédentes. Elle se met en place à partir du Subboréal. Elle est constituée de dépôts colluviaux caillouteux, séparés par des horizons argileux noirs humifères. Sa coloration générale brun-noir, sa forte proportion de fines témoignent de reprises épisodiques de la pédogénèse sur les versants et de l’accroissement de la matière organique disponible.

23De façon générale, en Campanie, les versants subissent au Subboréal une évolution morphodynamique rapide qui peut accumuler plusieurs mètres de colluvions toujours colorées en brun noir, avec une matrice sablo-limoneuse abondante, elles contrastent avec les séries détritiques antérieures à l’Atlantique, beaucoup plus clairs. Leur épaisseur, malgré un couvert végétal plus dense qu’au Boréal, est le reflet des premiers défrichements. L’impact de ces derniers sur le milieu ne devient cependant manifeste qu’au Subboréal, soit parce qu’ils ne prennent de l’extension qu’à la fin du Néolithique, soit parce qu’ils coïncident alors avec une péjoration climatique, qui conjugue ses effets aux leurs.

3.3. Morphogénèse holocène des vallées de l’Apennin campanien

• La vallée du Calore à Fellito permet d’en poser quelques jalons (Fig. 3).

24Les cônes colluviaux antérieurs à l’Atlantique reposent sur une paléotopographie perchée de 20 à 30 m au-dessus du lit actuel et sont ravinés par les colluvions subboréales. Deux terrasses alluviales s’emboîtent en contrebas : une basse terrasse à + 2 m, formée de limons bruns-noirs à rares passées caillouteuses et une très basse terrasse caillouteuse, correspondant au lit d’inondation de la rivière.

25Une importante incision linéaire intervient donc à l’Atlantique : la forêt y joue un rôle déterminant pour la protection des sols et la réduction de la charge solide des rivières. La basse terrasse limoneuse traduit une reprise de l’érosion des sols sur les versants et la liquidation partielle des sols formées à l’Atlantique.

26De façon générale toutes les rivières de l’Apennin campanien sont bordées d’une basse terrasse limoneuse, grise ou rougeâtre selon les roches mères du bassin versant. Elle dénote un lent décapage des sols et un colluvionnement sur des versants mal protégés. Elle remblaie le lit de rivières au débit sans doute réduit. Accumulation continue du Würm final au Boréal, creusement à l’Atlantique, reprise du remblaiement au Subboréal : d’autres sites complètent et confirment cette analyse.

• A Giungano, à 200 m d’altitude, au débouché d’un canyon, les alluvions et colluvions würmiennes et tardiglaciaires ont remblayé la vallée sur plus de 10 m au-dessus du lit actuel (Fig. 3). Sur les versants, un sol rouge (atlantique ?) surmonte des brèches indurées à faciès de grèzes grossières. Il est, lui-même, fossilisé sous des colluvions argileuses noirâtres à tessons de poteries d’impasto (âge du Bronze). Cette phase d’altération correspond, dans la vallée, à une phase d’incision linéaire qui recoupe l’épaisse accumulation alluviale. Une petite terrasse caillouteuse, à matrice gris-noire s’emboîte dans l’ensemble. Elle passe à l’aval à une terrasse limoneuse emboîtée dans les travertins atlantiques de Paestum.

• A Camerota, à 300 m d’altitude (Fig. 3), un premier remblaiement alluvial complexe occupe le fond de la vallée : Au-dessus d’un dépôt de base à faciès torrentiel, un niveau d’argiles rouge-vif représente un paléosol remanié, recouvert à son tour par une deuxième nappe alluviale. Celle-ci, chargée en galets aplatis, au litage régulier, évoque une intervention modeste de la gélifraction en amont. Ces deux formations alluviales superposées et séparées par une période de pédogénèse sont contemporaines des cônes finiwürmien et tardiglaciaire de Felitto.

27Dans cette séquence s’emboîte de quelques mètres une basse terrasse, remarquable par sa couleur rouge. Caillouteuse dans une matrice de sables rouges à sa base, elle se termine par des colluvions argileuses rubéfiées qui nappent d’ailleurs une grande partie du bassin versant : il faut y voir le remaniement d’altérites et d’argiles de décalcification développées à l’Atlantique sur les massifs calcaires environnants. La variation verticale de faciès de la basse terrasse, subboréale, montre que le colluvionnement des versants prend progressivement le relais du transport torrentiel : ce phénomène relève de l’amenuisement des débits des rivières, mais aussi du rôle croissant du décapage des sols, en relation avec l’extension des défrichements.

28— A Vélia enfin, sur le site de l’ancienne cité phocéenne, nous avons montré (M. Lippmann 1982) que la basse terrasse limoneuse remblaie les rias atlantiques, en relation avec un niveau marin équivalent à l’actuel : elle appartient donc clairement au Sub-boréal.

Conclusion

29Dans l’Apennin campanien, l’évolution morphodynamique holocène passe par les phases suivantes :

30Au Tardiglaciaire et au Boréal, des conditions bioclimatiques sévères persistent tardivement jusqu’à des altitudes faibles, elles supposent un couvert végétal médiocre et un ravinement aboutissant à d’épais remblaiements alluviaux et colluviaux. Un épisode d’altération, contemporain ou antérieur à l’Alleröd, inscrit une coupure non négligeable dans cette séquence détritique.

31Dans la plaine littorale du Sélé, les alluvions fini-boréales annoncent, par la diminution de leur charge grossière, une densification du couvert végétal sur les versants.

32L’optimum climatique holocène correspond à une véritable mutation morphogénétique, qui, en montagne, semble s’installer sans transition. Les épais paléosols calcimagnésiques développés jusqu’à 1600 m, l’importance de la karstification et du dépôt corrélatif de travertins dans les lagunes littorales soulignent le caractère humide et chaud de cet épisode, qui se situe essentiellement avant le Néolithique ancien. La densification du couvert forestier permet aux rivières d’inciser profondément leurs dépôts antérieurs.

33La rhexistasie des versants réapparaît au Sub-boréal. Une péjoration climatique xérique et l’extension spatiale des défrichements à l’Age du Bronze se conjuguent pour lui donner une réelle importance morphogénétique. L’héritage des sols atlantiques est alors en partie liquidé.