L'inizio
La storia comincia assai lontano, nel Paleozoico: l'isola d'Elba è infatti uno dei luoghi dove affiorano le rocce più antiche dell'Italia Centrale. Si tratta di rocce sedimentarie fortemente metamorfosate, gli Gneiss di Calamita, attribuite al Paleozoico antico (450 Ma) che costituiscono la quasi totalità della penisola di Calamita e che affiorano anche nella zona di Valdana e lungo la costa nordorientale fino a Rio Marina. Seguono quindi gli Scisti macchiettati e gli Scisti porfiroidi: sone rocce di origine rispettivamente sedimentaria e vulcanica fortemente metamorfosate delle quali si hanno limitati affioramenti al Lido di Capoliveri ed a Ortano. Il Paleozoico termina con gli Scisti di Rio Marina, scisti grafitosi grigio scuri (in origine depositi marini argillosi) databili sulla base dei fossili al Carbonifero superiore - Permiano inferiore (320-260 Ma); segue quindi una lacuna di sedimentazione dovuta ad emersione.
Il momento più critico nella storia della vita sulla Terra non è documentato: la crisi Permo-Trias con l'estinzione del 90% delle specie marine e la scomparsa di 2/3 delle famiglie di rettili terrestri ed anfibi. Il pianeta andò incontro a profondi cambiamenti geologici e climatici: inizia un movimento distensivo della Pangea (preludio della frattura che porterà alla separazione della zolla africana) portando sul margine orientale alla formazione del Golfo della Tetide (che in seguito diverrà un oceano).
La nostra zona, il Dominio Toscano, si trova nella parte meridionale, quella africana, della Tetide: i depositi sono di tipo litorale: inizialmente agglomerati di ciottoli (anageniti), poi arenarie quarzose (quarziti) alternate a strati più argillosi (scisti quarzitici e filladi) che nel loro insieme formano la formazione chiamata "verrucano" (ufficialmente Formazione della Verruca).
Nel Triassico medio il mare si amplia ed i depositi di materiali provenienti dall'erosione dei rilevi ercinici vengono sostituiti da sedimenti lagunari e marini. Lungo il margine settentrionale della zolla africana si formano barriere coralline e lagune poco profonde soggette a forte evaporazione: i sedimenti daranno origine al Calcare cavernoso, il cui aspetto cariato è dovuto alla successiva dissoluzione dei solfati di calcio; successivamente si hanno depositi calcareo-marnosi scuri ricchi di sostanza organica, il Calcare a Rhaetavicula contorta.
Il Giurassico
Con l'inizio del Giurassico (200 Ma) il mare diviene via via più profondo, la Tetide è diventata ormai un oceano. Il sistema di fratture è ben evidente e con il Giurassico medio inizia la separazione di Gondwana dalla Laurasia.
Nel nostro bacino la deposizione è carbonatica: inizia con il Calcare massiccio e prosegue poi con il Rosso Ammonitico e con il Calcare selcifero; a cavallo tra il Giurassico medio ed inferiore la sedimentazione cambia, diviene argillitico-calcarea, e si formano le Marne a Posidonia.
Nel Giurassico medio inizia nella Tetide la formazione di nuova crosta oceanica: le peridotiti del mantello risalgono fino al fondo dell'oceano e dalle spaccature fuoriescono lave basaltiche che solidificano sott'acqua con la tipica struttura a cuscini (Diabase); l'acqua marina che permea i depositi del fondo oceanico reagisce con le peridotiti alterandole e trasformandole in Gabbro e Serpentino. Nel tardo Giurassico questa parte della dorsale diviene inattiva e mentre ad Ovest prosegue l'apertura dell'Oceano Atlantico l'attività espansiva si è spostata più a Sud e sta provocando il distacco da Gondwana del blocco Madagascar-India-Australia-Antartico.
Si depositano quindi sottili strati silicei caratteristici della zona abissale (i diaspri, più correttamente Radiolariti); sono queste le unità, assieme alle ofioliti, alla base del Dominio Ligure.
Intanto al margine della zolla africana la sedimentazione è proseguita con il Calcare selcifero evolvendosi poi verso sedimenti di mare molto profondo, dei diaspri molto simili e contemporanei alle Radiolariti delle Liguridi.
Cretaceo e Paleogene
Poco dopo l'inizio del Cretaceo nel Dominio Ligure la sedimentazione cambia, diviene calcarea, in alcune zone del bacino si hanno poi anche apporti terrigeni (argilliti) e prosegue fino al Cretaceo superiore dando origine al Calcare a Calpionelle ed alle Argille a palombini. Anche nel Dominio Toscano la sedimentazione diviene prima calcarea (Maiolica) e poi calcareo-argillitica con la formazione degli Scisti Policromi.
La situazione geodinamica cambia: l'apertura dell'Atlantico settentrionale provoca movimenti di compressione tra le zolle africana e paleoeuropea, con il distacco dalla zolla africana della zolla adriatica che viene sospinta verso la subduzione sotto la zolla europea.
Lungo il margine continentale si forma una profonda fossa ed i sedimenti che si accumulano sulle scarpate sono al limite della stabilità; si generano quindi delle frane sottomarine che danno origine a delle correnti di torbida che trasformandosi in rocce costituiranno le torbiditi del cosidetto Flysch Cretaceo (in realtà quasi sempre più giovane).
La più estesa di queste formazioni nel Domino Toscano (il nostro pezzo della zolla adriatica) è il Macigno (dall'Oligocene fino al Miocene inferiore); nel Dominio Ligure le formazioni sono molteplici: Pietraforte (Creataceo sup.) e Formazione di M. Morello ("alberese", Paleocene-Eocene m.) nel Supergruppo della Calvana, Arenarie di M. Gottero (Creataceo sup.-Paleocene) nel Supergruppo del Vara ed ancora più complessa è la situazione nel Supergruppo del Trebbia. Anche il Flysch dell'Elba (Creatceo sup.) ed il Flysch ad Helmitoidi (Eocene) sono attribuiti al Dominio Ligure, mentre la Formazione di Canetolo (Eocene sup.-Oligocene inf.) ha origine in un sottobacino intermedio, il Dominio Subligure.
Neogene
La subduzione prosegue e nel Miocene inferiore la parte continentale della zolla adriatica entra in collisione con il continente europeo provocando la definitiva formazione delle Alpi.
La compressione aveva nel frattempo chiuso il bacino ligure ed il distacco dal margine continentale europeo del blocco sardo-corso con l'apertura del bacino balearico e la conseguente rotazione antioraria porta quest'ultimo a collidere con il margine occidentale della zolla adriatica; le rocce del Domino Ligure vengono sospinte contro quelle del Dominio Toscano, sradicano in parte quest'ultime a livello del Calcare cavernoso e le spingono ad accavallarsi in una struttura a falde sulla quale si accavallano esse stesse dando origine alla complicata struttura dell'Appennino Settentrionale.
A partire dal Tortoniano (11-6,5 Ma) l'area appenninica è soggetta a movimenti crostali di tipo disgiuntivo che dividono la catena in grossi blocchi rialzati e abbassati, soggetti in seguito sia a movimenti di compensazione isostatica che a fenomeni di scivolamento di estese formazioni rocciose in corrispondenza di formazioni deboli come gli Scisti policromi. In concomitanza con questi eventi geologici si verificano estesi fenomeni di fusione parziale a profondità di 20 Km; la risalita delle masse magmatiche arriva fino alla superficie dando origine all'Isola di Capraia (6,9-6,7 Ma) ed alle lave riolitiche di S. Vincenzo (4,7 Ma), o si ferma al disotto raffreddandosi lentamente: granodiorite del M. Capanne (6,8-6,2 Ma), monzograniti di Porto Azzurro (5,1 Ma) e Campiglia Marittima (5,7 Ma).
Siamo arrivati alla fine del Messiniano: la compressione tra la zolla africana e la zolla europea-zolla adriatica porta alla chiusura dello stretto di Gibilterra ed alla evaporazione del Mediterraneo, con la formazione di estesi depositi evaporitici come la gessoso-solfifera in Sicilia, in Emilia-Romagna e, anche se più limitata, in Toscana.
L'isolamento non dura a lungo: nel Pliocene inferiore l'Oceano Atlantico incide la soglia di Gibilterra ed il Mediterraneo torna a riempirsi. Sollevamenti orogenetici tardivi ed erosioni portano allo scoperto sia le formazioni più antiche che i plutoni granitici, arrivando così in solo 4 Ma (neanche l'1% dellla durata di questa storia) alla situazione attuale che vede ancora il persistere della compressione tra zolla africana ed europea.
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