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Le formazioni geologiche
che affiorano in zona testimoniano uno spaccato evolutivo dell’Appennino Settentrionale per la cui ricostruzione i geologi si basano sulla lettura a grande scala della geologia delle catene circummediterranee, interpretata in chiave moderna in accordo alla teoria della tettonica a placche.
Nell’era giurassica, approssimativamente 150 milioni di anni fa, quando il mondo di allora era dominato dai dinosauri ed i mammiferi erano rappresentati da specie con caratteristiche ancora primitive, l’originario continente denominato Pangea iniziò a frammentarsi con la formazione di un dominio di natura oceanica, denominato a livello globale Tetide.
Passando ad una scala di osservazione un poco più ristretta, questa situazione complessiva si tradusse in ambito mediterraneo nella formazione del paleo oceano ligure-piemontese che venne a formarsi per l’allontanamento tra la placca Europea e l’Adria, propaggine della placca Africana.
Fatte le dovute proporzioni, si trattò dello stesso fenomeno che si ha ancor oggi in corrispondenza dell’oceano Atlantico, che si è formato per l’allontanamento, tuttora in atto, delle placche Europea ed Africana da quella Americana.
Con l’allontanamento delle placche in corrispondenza della dorsale medio-oceanica si ha formazione di sempre nuova crosta di tipo oceanico per risalita di magmi dal profondo.
A differenza della crosta continentale, costituita da rocce meno dense ricche di silice, la crosta di tipo oceanico è formata da rocce ultrabasiche, cioè povere di silice, e quindi più dense.
Alcuni interessanti video didattici sulla tettonica a placche sono visibili su questa pagina: 
Nonostante ci sia ormai una piena condivisione nel mondo scientifico che ha ampiamente accettato e condiviso la teoria della tettonica a placche per dare conto in forma strutturata di tutti i fenomeni geologici del nostro pianeta, ci sono anche singolari visioni diverse, quale quella descritta in questo video dimostrativo:
Sezione ideale attraverso la dorsale medio atlantica:
Ad un certo punto l’allontanamento delle placche si arrestò e si ebbe una inversione di movimento. Nel Cretaceo superiore (80 M.A.) – Paleocene (55 M.A.) iniziò lo scontro tra placche che dette origine all’orogenesi alpina e successivamente a quella appenninica (Neogene, 20 M.A.).
In questo processo la crosta oceanica dell’oceano ligure - piemontese, formata da rocce con maggiore densità di quelle che formano la crosta continentale, subdusse al di sotto della placca Europea. Porzioni di questa crosta oceanica furono invece strappate ed intrappolate all’interno della crosta continentale ed oggi affiorano qua e là nell’edificio montuoso appenninico prendendo il nome di ofioliti.
Sono queste rocce ofiolitiche che, affiorando estesamente nell’area del Parco Culturale di Camaiano, ne rappresentano il connotato più saliente ed interessante non solo, come ovvio, dal punto di vista geologico, ma anche da quello paesaggistico e floristico.
In poche parole, sintetizzando al massimo la complessa evoluzione geodinamica tuttora in atto nell’area mediterranea, lo scontro tra la placca africana e quella europea portò alla chiusura del paleo oceano ligure piemontese ed all’impilamento con sovrascorrimenti delle varie unità tettonico – stratigrafiche coinvolte nel processo orogenetico di formazione della catena montuosa.
Venne così a formarsi la catena appenninica, la cui successiva evoluzione portò ad un suo progressivo innalzamento per il fenomeno dell’isostasi e, a partire dal Tortoniano (10 M.A.) - Miocene superiore (7 M.A.) all’instaurarsi di una tettonica distensiva con la formazione di bacini subsidenti (nel nostro caso il bacino del Tora – Fine) circondati da rilievi emersi (Monti Livornesi, monti di Casciana Terme – Chianni) all’interno dei quali si ebbe la deposizione di sedimenti prevalentemente marini.
L’unità strutturale costituita dall’insieme di questi sedimenti viene indicata con il termine di Neoautoctono, a significare che le formazioni geologiche che la costituiscono si trovano nello stesso luogo dove si sono formate, a differenza delle altre Unità sottostanti (Liguridi, Falda Toscana) che sono definite Alloctone, cioè sedimentate od originatesi in aree anche molto distanti da quelle nelle quali si trovano adesso: a seguito delle imponenti spinte orogenenetiche sono state traslate e sovrascorse le une sulle altre.
Tutta l’area del Parco è interessata nella sua parte orientale dalla presenza dei sedimenti neoautoctoni del Neogene. La successione sedimentaria neoautoctona è composta da formazioni geologiche con caratteristiche assai varie, che denotano e testimoniano ambienti deposizionali e situazioni climatiche altrettanto varie e tipiche.
Tra le formazioni stratigraficamente più basse si distinguono i Calcari di Castelnuovo, che rappresentano i resti di una scogliera corallina e il Tripoli di Paltratico, deposto in ambiente marino calmo e protetto.
Successivamente alla deposizione delle precedenti due formazioni, nel Messiniano (6 – 5 M.A.) si ebbe la chiusura dello stretto di Gibilterra e di conseguenza cessarono gli scambi idrici con l’oceano Atlantico. Il Mediterraneo riceveva allora solo gli apporti dei fiumi che vi sfociavano ma che non erano sufficienti a compensare l’evaporazione.
Si ebbe perciò quella che viene chiamata la crisi di salinità che portò alla deposizione diffusa di sedimenti evaporitici, cioè composti precipitati per l’aumentata concentrazione salina dovuta alla forte evaporazione. In generale, nella sequenza evaporitica inizialmente sedimentano i carbonati, poi i solfati ed infine, al culmine dell’evaporazione, i cloruri di sodio e potassio.
Nella nostra area sono assai diffusi in affioramento i gessi, mentre non ci sono tracce od indizi della presenza nel sottosuolo di depositi salini, a differenza invece della vicina val di Cecina dove presso Volterra sono presenti sorgenti salate (le “Moie”) e sono assai estesi nel sottosuolo a debole profondità i depositi di salgemma, sfruttati industrialmente dall’inizio del 1900; è comunque opinione di numerosi esperti che anche nella val di Fine possa essere presente il salgemma, ma a profondità maggiori.
Un’ulteriore significativa caratteristica saliente della nostra area riguarda la presenza di estese mineralizzazioni filoniane, che hanno dato vita nel secolo passato ad una importante attività mineraria.
Infine, nell’area del Parco culturale sono presenti numerose sorgenti contraddistinte da debole termalismo; rappresentano la coda degli intensi fenomeni idrotermali che dettero origine alle mineralizzazioni della zona.
