LA PIANURA DI FIRENZE-PRATO-PISTOIA NEL QUADRO DELL EVOLUZIONE GEOLOGICA DELL APPENNINO SETTENTRIONALE

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1 LA PIANURA DI FIRENZE-PRATO-PISTOIA NEL QUADRO DELL EVOLUZIONE GEOLOGICA DELL APPENNINO SETTENTRIONALE Prof. Enrico PANDELI Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Firenze Via G.La Pira, Firenze enrico.pandeli@unifi.it Introduzione L Appennino settentrionale (Fig. 1) rappresenta per i geologi una catena orogenica di recente costituzione. Infatti, le sue più importanti fasi di strutturazione e di sollevamento sono occorse negli ultimi 35 milioni di anni (Boccaletti et al.,. 1982; Elter, 1984; Bortolotti et al., 1994; Vai & Martini, 2001 con bibliografia). L edificio geologico nord-appenninico, assieme alle Alpi, fa parte di quell importante e complessa fascia orogenica chiamata alpina che dalla Spagna/Africa settentrionale (Gibilterra) si prolunga, attraverso le Alpi e l Himalaia, fino all Indonesia. Secondo le teorie derivanti dalla tettonica delle placche litosferiche (vedi in Bosellini, 1978), nell area mediterranea questa fascia orogenica è il risultato dell avvicinamento (Cretaceo sup.-eocene medio) e successiva collisione (Eocene sup.-oligocene) del paleocontinente africano (o della microplacca Adria) con quello europeo che produsse, per subduzione di crosta oceanica al di sotto del margine europeo, la scomparsa dell oceano giurassico che li divideva, la Tetide (Principi & Treves, 1984; Abbate et al., 1986; Abbate et al., 1994). Le odierne forme del rilievo della nostra regione (la linea di costa, le colline, le valli e le montagne) sono il frutto proprio di un complesso succedersi di eventi geologici occorsi nell'arco di decine di milioni di anni (=Ma). In particolare due sono gli stadi più importanti nella storia geologica dell Appennino settentrionale (Elter, 1984; Bortolotti, 1992; Fazzuoli et al., 1994; Vai & Martini, 2001 con bibliografia): 1) Ma. Costruzione della catena orogenica appenninica per effetto di fenomeni compressivi che hanno portato alla sovrapposizione di masse rocciose (unità strutturali o falde) di età mesozoica-terziaria appartenenti ad aree diverse di sedimentazione (domini paleogeografici) distanti tra di loro anche oltre 150 km da dove oggi le troviamo (unità alloctone) 2) 10 Ma --> attuale. Innalzamento e rilassamento dell'edificio orogenico con la formazione di valli (graben) e dorsali montuose (horst), orientate per lo più parallelamente allo sviluppo della catena (NO-SE), e delimitate da sistemi di fratture (faglie). 1

2 Fig. 1 - Carta e sezione geologica schematica dell Appennino settentrionale LA STORIA OROGENICA La storia delle rocce che formano la catena appenninica è molto antica, sono infatti presenti rocce di età paleozoica, ovvero più antiche di 250 Ma (probabilmente fino 500 Ma!). Per poter percorrere la loro storia si deve ritornare proprio alla fine dell'era paleozoica e, adottando il ben noto modello della tettonica delle placche litosferiche (sintetizzato da vari ricercatori negli anni 60 tra i quali Hesse e Wilson: vedi in Bosellini, 1978), possono essere evidenziati i seguenti stadi (Figs. 2, 3, 4 e 5): Carbonifero (circa 300 Ma) = Tutte le masse continentali, costituite da rocce molto antiche e per lo più ricristallizzate e granitizzate (basamento cristallino), erano riunite in un unico supercontinente, la Pangea (Fig. 2). 2

3 Fig. 2 Quattro diversi momenti dell evoluzione della crosta terrestre secondo il modello della Tettonica delle Placche Litosferiche (da Trevisan & Giglia, 1974) Permiano sup.- Triassico medio (circa Ma) = La Pangea si frammenta e iniziano i movimenti di allontanamento della placca europea da quella africana (della quale la penisola italiana e, quindi, la Toscana, rappresentano l'appendice settentrionale) (Fig. 2). Triassico sup. -Giurassico ( Ma) = Tra i due blocchi continentali si forma un braccio di mare che progressivamente si estende fino a diventare un vero e proprio oceano (Oceano Ligure, ovvero una porzione della Tetide occidentale) (Fig. 3). Sul fondo oceanico, di natura basaltica, si depositano fanghi silicei e calcarei; sui margini continentali ha luogo dapprima la deposizione di sedimenti carbonatici di mare sottile in clima tropicale ai quali fanno seguito, a causa di fenomeni di abbassamento del fondo marino, melme calcareo-silicee di mare aperto (depositi pelagici). Cretaceo - Eocene (circa Ma) = Cambia il quadro geodinamico ed il blocco europeo si avvicina nuovamente a quello africano a spese della Tetide (Fig. 2). Inizia la defornmazione e l'accavallamento dei sedimenti oceanici che danno luogo alle Falde Liguri e Liguri-Piemontesi (queste ultime unità oceaniche metamorfiche) che si impilano costruendo un prisma di accrezione oceanico in corrispondenza del margine attivo europeo (Fig. 4A). 3

4 Fig. 3 Schema dell apertura dei bacini della Tetide occidentale Oligocene - Miocene inf. (35-20 Ma) = I due blocchi europeo e africano entrano in collisione e le falde liguri-piemontesi si mettono in posto sui due margini continentali anch'essi fortemente deformati (Fig. 4B). Una parte del margine africano (es. Falda Toscana) sovrascorre sullo stesso seppellendolo profondamente e facendolo, così, ricristallizzare (Unità Toscane Metamorfiche oggi esposte in finestre tettoniche lungo la cosiddetta Dorsale Metamorfica Medio-Toscana, ovvero l allineamento Alpi Apuane-M. Pisani-Dorsale Monticiano Roccastrada- M.Leoni, all Isola d Elba e al Promontorio del M.Argentario). L'Appennino è ancora una catena sommersa dal mare. La microplacca della Corsica - Sardegna si distacca dall'europa, a causa dell'apertura del bacino ligureprovenzale e ruota di circa 30 in senso antiorario solidamente all'appennino. Miocene inf.-pliocene/pleistocene (< 20 Ma) = A partire dalla fine del Miocene inferiore si manifestano nella parte più interna dell orogene (tra la Corsica e l Elba) i primi fenomeni di rilassamento della pila tettonica appenninica. L'Appennino settentrionale si distacca dal blocco 4

5 Fig. 4 Evoluzione del sistema orogenico Corsica-Appennino settentrionale (da Abbate et al., 1994 modificato). A) ricostruzione della chiusura oceanica al Paleocene sup.-eocene inf., B) ricostruzione della collisione fra i margini europeo e adriatico all Oligocene superiore. Legenda delle Unità (in lettere minuscole le unità in sedimentazione, in lettere maiuscole le unità accrete nel prisma). Unità della Corsica Alpina : BA) Unità della Balagne, T) Massiccio del Tenda, SL) Unità degli Schistes Lustrés, CE) Unità dei Centuri, M) Unità di Macinaggio; Unità dell Isola d Elba: E) Unità del Flysch Cretaceo e del Flysch paleogenico, OF) Unità Ofiolitica, G) Unità di Grassera; Unità della Toscana continentale: VV) Unità del Vara, FTM+L) Flysch ad Elmintoidi della Toscana meridionale+formazione di Lanciaia, MM) Unità di M. Morello-S. Fiora, CA) Unità subligure di Canetolo, SC) coperture sedimentarie mesozoiche-terziarie del basamento cristallino paleozoico dell Adria, X) basamento cristallino paleozoico dell Adria, LID) mantello litosferico. sardo-corso ruotando verso est, si origina il Mar Tirreno ed emerge la catena appenninica. Questi fenomeni estensionali si propagano nel tempo sempre più verso est dando origine, a mezzo di sistemi di faglie dapprima a basso e quindi ad alto angolo, a depressioni tettoniche o graben (es. il Bacino corso nel tardo Burdigaliano e i bacini intermontani appenninici dal Tortoniano superiore al Pleistocene) separate da dorsali o horst (Elter et al., 1975; Ambrosetti et al., 1978; Carmignani & Kligfield, 1990; Bertini et al., 1991; Bartole et al., 1991; Martini & Sagri, 1993; Carmignani et al., 1995) (Fig. 5). 5

6 Fig. 5 - Distribuzione dei principali bacini post-orogeni dell Appennino settentrionale. In rigato sono indicati i bacini mio-pliocenici con depositi continentali e marini, in puntinato i bacini plio-pleistocenici con sedimenti continentali fluviolacustri. 1) principali fronti di accavallamento delle unità tettoniche appenniniche; 2) faglie principali al bordo dei bacini; 3) linee tettoniche trasversali; 4) faglie minori al bordo dei bacini. (da Martini & Sagri, 1993). Questi bacini (come il Bacino di Siena, della Pesa, del Serchio, del Valdarno superiore e di Firenze- Pistoia) vengono colmati da depositi lacustri/salmastri, marini e fluviali-lacustri. In concomitanza di questi eventi risale anche il sottostante mantello terrestre caldo provocando fenomeni di fusione delle porzioni inferiori della crosta e dando così origine a fenomeni magmatici ed idrotermali (vedi oltre). I DOMINI PALEOGEOGRAFICI E RELATIVE UNITA TETTONICHE Unità Toscane. Rappresentano le unità tettoniche che derivano dalla deformazione e scagliatura del paleomargine continentale africano o adriatico (dal basso verso l alto dell edificio orogenico): a) Unità Toscane Metamorfiche Rappresentano le unità più profonde dell'intero edificio orogenico (es. Alpi Apuane), e per questo si presentano deformate e ricristallizzate (rocce metamorfiche). Sono in larga parte costituite da filladi e quarziti del basamento cristallino di età paleozoica (Cambriano sup.?/ordoviciano inf. - Carbonifero sup./permiano: Pandeli et al., 1994) e dai soprastanti metaconglomerati quarzosi, filladi e quarziti del Triassico medio-superiore (Gruppo del Verrucano: Pandeli, 2002). A questi metasedimenti fanno seguito formazioni prevalentemente dolomitiche e marmoree-calcescistose del Triassico sup.- Cretaceo inf. (es. i marmi giurassici delle Alpi Apuane), filladichecalcescistose varicolori del Cretaceo sup.-oligocene e metarenacee dell Oligocene sup.. Queste formazioni risultano correlabili con quelle coeve non metamorfiche della sovrastante Falda Toscana. 6

7 b) Falda Toscana La successione stratigrafica dei terreni sedimentari non metamorfici costituenti la Falda Toscana non risulta sempre completa in tutti gli affioramenti; spesso infatti risulta fortemente laminata e ridotta ai soli termini basali (Bestini et al., 1991; Bortolotti et al., 1992 con bibliografia). E' così costituita (dal basso) (Fig. 6): ANIDRITI DI BURANO (Carnico-Norico) : Anidriti, gessificate in affioramento, con intercalazioni dolomitiche nerastre legate a bacini costieri evaporanti in clima intertropicale (cf. gli attuali depositi salini sulle coste del Mar Rosso). Queste rocce sono spesso sostituite da brecce calcareodolomitiche in larga parte tettoniche ("Calcare cavernoso"). CALCARI E MARNE A RHAETAVICULA C. (Retico) : Rocce calcareo-dolomitiche marnose nerastre alternate a marne di ambiente marino e costiero riducente. CALCARE MASSICCIO (Retico- Hettangiano): Calcari per lo più massicci o mal stratificati, da ceroidi a sub-saccaroidi e di colore biancastro, deposti in ambiente di mare sottile (cf. l'odierna sedimentazione carbonatica nelle Bahamas). CALCARE SELCIFERO (Liassico mediosuperiore): Calcari grigi e grigio-avorio a grana fine con liste e noduli di selce (quarzo Fig. 6 Colonna stratigrafica schematica della Falda Toscana. microcristallino) legati ad un contesto di mare aperto (pelagico) e relativamente profondo. Localmente si presenta nodulare e di colore rosato ("Rosso ammonitico"). MARNE A POSIDONIA (Dogger) : marne e calcari marnosi verdastri-biancastri e rosso fegato. DIASPRI (Malm) : rocce silicee microcristalline rosse e verdastre in straterelli centimetrici. MAIOLICA (Malm-Neocomiano) : calcari biancastri pelagici stratificati con liste e noduli di selce. SCAGLIA TOSCANA (Cretaceo-Oligocene) : argilliti e marne varicolori e calcari e di mare profondo. MACIGNO (Oligocene sup. - Miocene inf.) : si tratta di una formazione geologica, di spessore totale fino ad oltre 3000 m, costituita da arenarie quarzoso feldspatiche-micacee torbiditiche (la cosiddetta pietra serena ) che si deposero in un contesto di fosse oceaniche formatesi sul fronte dell'edificio orogenico appenninico in via di formazione (avanfossa). c) Unità Cervarola-Falterona 7

8 E l unità toscana più esterna. Essa è costituita da peliti e calcari varicolori di età cretaceo-oligocenica (Scisti Varicolori), ai quali fa seguito verticalmente una successione arenaceo-torbidica (Arenarie di M.Falterona e di M.Cervarola dell Oligocene sup - Miocene medio) di significato analogo al Macigno della Falda Toscana. Unità Liguri (Liguridi) e Sub-Ligure Queste falde rappresentano rispettivamente porzioni della litosfera oceanica della Tetide ligure e dell area oceanica di transizione al margine continentale adriatico scagliate ed impilate sopra il margine continentale africano (Unità Toscane) durante la tettogenesi appenninica. Volendo sinteticamente ricostruire una successione "tipo" ligure possono essere distinti i seguenti termini (dal basso) (Fig. 7) : a) Basamento oceanico (Giurassico sup.). E' rappresentato dalle rocce ignee ultrabasiche peridotitiche spesso serpentinizzate (il cosiddetto impropriamente marmo verde di Prato) e basiche (gabbri). Le peridotiti rappresentano porzioni del mantello terrestre, mentre i gabbri sono derivati dalla lenta consolidazione di magmi in profondità nella crosta oceanica entro Fig. 7 Colonna stratigrafica schematica delle Unità Liguri (da Elter, 1985, modificato). Ofioliti: a) peridotiti in larga parte serpentinizzate, b) gabbri. camere magmatiche (es. quelle attualmente poste al di sotto delle dorsali medio oceaniche). b) Copertura vulcanica (Giurassico sup.). Si tratta di rocce ignee a composizione basaltica (cfr. l'attuale dorsale medioatlantica). In affioramento sono talora evidenti forme "a cuscino" (pillow lava) che denotano lo scorrimento e consolidamento di magmi su di un fondo morfologicamente accidentato. Assieme alle precedenti rocce del basamento oceanico costituiscono le cosiddette ofioliti o pietre verdi. c) Copertura sedimentaria (Malm - Cretaceo/Eocene) Queste unità possono poggiare indifferentemente sui basalti o direttamente sulle rocce del basamento oceanico e sono rappresentate da rocce diasprine (Diaspri di M.Alpe) e calcareo micritiche (Calcari a Calpionelle), da litologie essenzialmente argillitiche e argilloscistose con intercalazioni di calcari silicei (Argille con Calcari palombini) e da depositi arenacei (es. la Pietraforte) e calcareo-marnosi torbiditici di mare profondo (i cosiddetti "Flysch ad Helmintoidi, tra i quali la Formazione di M.Morello). Talvolta le deformazioni tettoniche hanno portato alla caoticizzazione di queste successioni (Complesso Caotico Auctt.). 8

9 I DEPOSITI POST-OROGENI Dal Miocene superiore, dopo l'emersione della catena appenninica, si formarono delle fosse tettoniche limitate da faglie (graben o semi-graben) ove si depositarono sedimenti continentali e marini (Fig. 5). Questi depositi poggiano sul substrato costituito dalle falde liguri e toscane variamente deformate dai processi tettogenetici appenninici e, pertanto, vengono detti neoautoctoni. Sono identificabili almeno tre principali stadi della storia sedimentaria: 1) Miocene superiore: a) successione lacustre lignitifera (Tortoniano sup.- Messiniano inf.), legata ad un contesto ambientale tipo savana africana con bacini lacustri a sedimentazione prevalentemente argillosa-marnosa e, localmente, torbosa.; b) successione gessifera (Messiniano), connessa alla ripresa degli sprofondamenti tettonici che favorì l'insinuarsi di bracci di mare generalmente poco profondi all'interno del continente caratterizzato da depositi salini evaporitici (es. il gesso=l'alabastro di Volterra). 2) Pliocene. All'inizio del Pliocene il mare tornò ad invadere le terre emerse e si spinse ancora più ad oriente entro nuovi ampi bacini (es. quello di Volterra-Radicondoli e della Val d Elsa-Siena- Radicofani) fino alla dorsale M. Albano-M.ti del Chianti-M.Cetona. Questi bacini furono colmati da depositi essenzialmente sabbioso-argillosi (es. le crete senesi, le Balze di Volterra). Alla fine del Pliocene inferiore il mare plicoenico si ritirò in gran parte della Toscana. 3) Quaternario (Pleistocene). Fin dal Pliocene sup.-pleistocene inferiore la Toscana, come gran parte dell'appennino, costituiva già un'unica vasta area continentale caratterizzata da valli fluviali e dall apertura di bacini fluviali-lacustri (es. Valdarno superiore, il bacino di Firenze-Prato-Pistoia) posti più ed est rispetto ai precedenti. Solo nelle aree costiere tirreniche si hanno evidenze di ingressioni marine. Nel Pleistocene medio-sup. ai limitati movimenti tettonici verticali si associano le variazioni del livello del mare e del clima, legate alle glaciazioni. Il progressivo sviluppo delle strutture tettoniche distensive verso oriente trova un particolare riscontro nell evoluzione dei reticoli idrografici dei fiumi del versante tirrenico ed in particolare del fiume Arno (Mazzanti & Trevisan, 1978; Bartolini & Pranzini, 1981)(Fig. 8). 9

10 Fig. 8 - Lineamenti della rete idrografica di una parte dell Appennino. Nel versante tirrenico, più esteso, i tronchi di valli principali longitudinali sono molto sviluppati (lungo gli assi dei bacini intermontani); nel versante adriatico dominano le valli trasversali. (da Mazzanti & Trevisan, 1978). ROCCE MAGMATICHE POST-OROGENE Dal Miocene superiore (9 Ma) a tempi geologicamente a noi prossimi (circa anni) la Toscana e, in particolare, la Maremma e l area dell Arcipelago toscano, furono interessate da fenomeni magmatici (magmatismo anatettico toscano, es. il plutone del M.Capanne all Isola d Elba, il vulcano del M.Amiata: Serri et al., 1991) (Fig. 1). La causa di tali fenomeni è da ricercarsi nella lacerazione ed assottigliamento della crosta per l'apertura del bacino tirrenico. La fenomenologia post-magmatica è ancora evidente in Toscana meridionale e Lazio settentrionale per le diffuse manifestazioni termominerali ed idrotermali (es. i "soffioni boraciferi" di Larderello: Batini et al., 2003) e per i ricchi giacimenti di minerali metallici (i famosi giacimenti a ferro e solfuri misti dell Isola d Elba e della Toscana meridionale: Tanelli et al., 2001 con bibliografia). IL BACINO DI FIRENZE-PRATO-PISTOIA Il bacino intermontano di Firenze-Prato-Pistoia è orientato NO-SE e si estende in lunghezza per circa 45 km e in larghezza arriva a circa 10 km con una altitudine media attorno ai 45 m s.l.m. (Capecchi et al., 1975). Dal punto di vista geologico è limitato da due alti strutturali (horst): a) la dorsale Pistoia-Montale-Calvana-M.Morello-Fiesole-Settignano, verso nord, ove affiorano estesamente le unità liguri (Unità di M.Morello e le associate rocce ofiolitiche), mentre più limitati sono le esposizioni delle rocce toscane arenaceo-torbiditiche (Unità Cervarola-Falterona a NE-E di Pistoia e il Macigno della Falda Toscana nelle colline di Fiesole); b) la dorsale M.Albano-Pian dei Cerri-Impruneta, verso sud, costituita largamente dal Macigno della Falda Toscana e dal Complesso Caotico (Fig. 9). E molto evidente che il bordo settentrionale del bacino sia legato ad una importante faglia di tipo normale seguibile da Pistoia a Settignano (Faglia Prato-S.Domenico di 10

11 UN PIANO PER LA PIANA: IDEE E PROGETTI PER UN PARCO Fig. 9 Carta geologica schematica del Bacino di Firenze-Prato-Pistoia e delle aree limitrofe (da Coli & Rubellini, 2007). Fiesole in Coli & Rubellini, 2007) che ribassa verso SW le rocce toscane e liguri del fondo del bacino con un rigetto totale di oltre 1000 m. Questa faglia è considerata la faglia maestra del bacino. Dalle ricostruzioni della profondità (carte delle isobate) del fondo del bacino, ottenute in larga parte da dati di sondaggi, si nota che la geometria di questo è nettamente asimmetrica, dato che il massimo di profondità del substrato è maggiore nella sua parte nord-orientale con un massimo di oltre 600m nel sottosuolo dell area a SE di Prato, Campi Bisenzio e Cadenzano (Fig. 10). Questa forma è senz altro legata all attività della Faglia di Prato-S.Domenico. Pertanto il bacino è considerato come un semi-graben. Altre faglie, ma a direzione antiappenninica (SO-NE), suddividono trasversalmente in blocchi variamente ribassati il bacino stesso. E il caso delle Faglie di Castello-Scandicci e di Maiano-Bagno a Ripoli (Fig. 9) che hanno rialzato il blocco di Firenze rispetto al resto del bacino. 11

12 Fig. 10 Sezione geologica schematica attraverso il Bacino di Firenze-Prato-Pistoia (da Capecchi et al., 1975). Per quanto riguarda l evoluzione stratigrafica-strutturale del bacino può essere detto quanto segue (Capecchi et al., 1975; Boccaletti et al., 1999; Briganti et al., 2003; Coli & Rubellini, 2007 con bibliografia) (Fig. 11): Fig. 11 Successioni stratigrafiche rappresentative del riempimento del Bacino di Firenz-Prato-Pistoia desunte da sondaggi (da Capecchi et al., 1975). 1) Sabbie argillose, 2) Ciottolami e ghiaie, 3) Ciottolati con matrice sabbioso-argillosa, 4) Argille, 5) Argille con lenti di ciottolati, 6) Calcari cariati tipo travertino, 7) Rocce del substrato della conca fluvio-lacustre. La sedimentazione nell area considerata iniziò con depositi fluviali, per lo più grossolani (es. quelli del paleo- Mugnone), e lacustro-palustri antichi (Pliocene inferiore: Ma), precedenti all impostazione del bacino, si ritrovano solo localmente nel sottosuolo (es. Pian di S.Bartolo, area fiorentina). 12

13 E dal Villafranchiano inferiore (Pliocene sup.: 3.2 Ma) che la conca valliva inizia a formarsi e nella quale si depongono sedimenti del Sintema di Firenze-Pistoia, ovvero argille più o meno sabbiose (Argille Turchine con locali livelli di lignite/torba e sabbioso-ghiaiosi) di ambiente per lo più lacustre in condizioni climatiche fredde. La presenza di un antico lago era già stata suggerita da Giovanni Villani, da Leonardo da Vinci e da Giovanni Targioni Tozzetti. Questi depositi passavano lateralmente a quelli in larga parte ghiaiosi-ciottolosi legati agli apparati deltizi e di fandelta localizzati in corrispondenza degli sbocchi dei torrenti nel bacino lacustre stesso (es. paleo-bisenzio, paleo- Terzolle, paleo-mugnone, paleo-africo, paleo-ema/greve). Durante il Villafranchiano superiore (Pleistocene inf.: Ma) sono attive anche le faglie antiappenniniche che sollevano il blocco di Firenze (ove, sopra le Argille Turchine, si depositano limi bruni di ambiente limno-palustre) di circa 50 m rispetto alla restante parte del bacino lacustre (area Prato-Pistoia). Il sollevamento tettonico del blocco di Firenze è testimoniato anche dal ridotto spessore dei depositi lacustri-palustri rilevato in quest area (<160 m). Durante la successiva stasi tettonica si arriva al colmamento del bacino e si formano le evidenti superfici morfologiche (spianate di colmo) oggi a quota di circa 140 m. sul margine settentrionale del bacino (es. al Cionfo e S.Domenico) e a circa m nelle aree a S e SO di Firenze. Questa differenza di quota può essere spiegata con un basculamento del bacino per il riattivarsi dei sistemi di faglie. Fig Sezioni geologiche del sottosuolo fiorentino (da Boccaletti et al., 1999). Nella parte superiore della successione sedimentaria pleistocenica (Pleistocene medio-superiore: Ma) si passa poi ad un ambiente più decisamente fluviale (Depositi Alluvionali Antichi) (Figs. 11, che inizia ad impostarsi sui depositi del bacino palustre-lacustre ormai colmato e ad inciderli localmente (vedi il Mugnone attuale che incide i suoi 13

14 depositi antichi della spianata di S.Domenico) a causa delle variazioni del livello del mare durante gli stadi glaciali/interglaciali. Dai dati dei sondaggi risulta che i drenaggi dei corsi d acqua principali e le relative aree di esondazione non erano molto diversi da quelli attuali (es. Ombrone, paleo-arno) (Fig. 11, 12), ma sicuramente con percorsi più divaganti nella pianura (Conedera & Ercoli, 1973) (Fig. 13). E interessante notare come i depositi grossolani della conoide del Bisenzio potessero raggiungere anticamente le aree prossime al margine occidentale del bacino. Fig. 13 Antichi percorsi dei fiumi della Piana di Firenze-Prato desunti da foto aeree (da Conedera & Ercoli, 1973). In tempi ancora più recenti (Olocene-Attuale: < 0.01 Ma), e ancora nel 1500 (vedi il Codice Atlantico di Leonardo da Vinci), i fiumi divagavano ancora nella pianura di Firenze-Prato-Pistoia (Depositi Alluvionali Recenti). Localmente persistevano condizioni lacustro-palustri che iniziarono ad essere bonificate a partire dalla centuriazione romana di Cesare. Dopo che furono effettuate le opere di rettificazione e canalizzazione dei corsi d acqua (es. a Firenze) la deposizione dei sedimenti avviene in genere negli alvei stessi; solo nel caso di eventi eccezionali (es. l alluvione del 1966) è stato possibile assistere alla deposizione di limi di esondazione su gran parte della piana di Firenze. A differenza del Valdarno superiore, nel Bacino di Firenze-Prato-Pistoia sono invece poche le testimonianze di ritrovamenti di fossili Villafranchiane ; in particolare, si tratta solo di grossi vertebrati fossili: Elephas meridionalis, Mastodon arvernensis, Elephas antiquus (c/o S.Gaggio a Firenze) e Archidiskon meridionalis (c/o Porta Romana a Firenze). 14

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