Le rocce ed i sedimenti che affiorano in una determinata area geografica permettono al geologo di ricostruire le complesse vicende geologiche che si sono succedute nel corso del tempo e sono importanti testimonianze delle continue trasformazioni della crosta terrestre. Nella carta geologica riportata in questa vetrina è indicata l’estensione in superficie delle rocce e dei sedimenti, di età e composizione diversa, che sono stati riconosciuti nel territorio toscano. In particolare, se concentriamo la nostra attenzione sull’area del Valdarno inferiore, vediamo che i sedimenti più comuni sono costituiti da depositi detritici, in prevalenza di origine marina, che hanno cominciato a formarsi circa 7,5 milioni di anni fa, nel corso del Miocene Superiore. Durante questa epoca geologica infatti importanti movimenti della crosta determinarono lo sprofondamento di numerosi settori della attuale Toscana e portarono alla formazione di una serie di depressioni, chiamate dai geologi Graben. Queste depressioni furono riempite, per uno spessore fi no a circa 2000 m, da sedimenti dovuti all’ erosione delle aree emerse che si stavano sollevando e che avrebbero dato origine alla catena Appenninica. Sabbie e argille formano infatti la netta maggioranza dei corpi sedimentari delle successioni stratigrafi che del Valdarno inferiore e conferiscono a questa area il tipico paesaggio collinare, caratterizzato da forme dolci e valli ampie.

All’inizio del Pliocene, circa 5,5 milioni di anni fa, tutta la penisola italiana fu interessata da forti movimenti tettonici di sprofondamento che determinarono una marcata ingressione marina (trasgressione). In Toscana il mare raggiunse il piede della catena appenninica fi no al Monte Albano e ai Monti del Chianti. Le testimonianze di questa trasgressione sono documentate dai depositi di origine marina che affiorano estesamente nelle aree a sud del corso dell’Arno; a Nord dell’Arno la trasgressione pliocenica ha lasciato tracce evidenti apparentemente solo nella zona compresa tra Cerreto Guidi e Fucecchio.

Nel Pliocene Superiore (da 2,6 a 1,8 milioni di anni fa), una ripresa del sollevamento della crosta terrestre provocò un’inversione di tendenza, determinando un generale ritiro del mare. In questa fase l’ Italia presentava un aspetto non molto diverso da quello attuale. Durante il Pleistocene, da 1,8 milioni a 10000 anni fa, la Toscana costituiva ormai un’unica vasta area continentale caratterizzata dalla presenza di laghi e valli fluviali; solo le zone più vicine alla costa furono interessate da trasgressioni marine. Nel Pleistocene Medio le oscillazioni del livello del mare furono determinate non solo dai movimenti tettonici, ormai abbastanza limitati, ma anche dalle frequenti oscillazioni climatiche dovute alle alternanze di fasi glaciali ed interglaciali che interessarono questo periodo geologico.

Il bacino idrografico dell’Arno si è formato in tempi “relativamente recenti”; l’attuale corso si è infatti sviluppato nell’arco delle ultime centinaia di migliaia di anni attraverso una successione di eventi che lo hanno fatto diventare l’asse principale del sistema idrografico della Toscana settentrionale. Durante il Pliocene Inferiore e Medio il reticolo idrografi co della Toscana era poco sviluppato, con corsi d’acqua che sfociavano in mare dopo un percorso relativamente breve. In questa fase il paleo-Serchio, attuale affluente di destra dell’Arno, aveva un andamento Nord Ovest-Sud Est e sfociava nel mare Tirreno in una zona compresa tra Montecatini ed Altopascio, il paleo-Lima e il paleo-Sieve avevano un andamento opposto a quello attuale, con direzione verso il Mare Adriatico.

Alla fine del Pliocene, circa 2 milioni di anni fa, la struttura del drenaggio subì una profonda trasformazione in seguito alla formazione di almeno sei bacini di origine tettonica (Graben): Altopascio, Firenze-Pistoia, Mugello, Valdarno superiore, Val di Chiana e Casentino. In queste aree depresse si originarono ampie zone lacustri. A partire dall’inizio del Pleistocene Medio si ebbe un’importante riorganizzazione dell’intero drenaggio che alla fine dello stesso periodo ha portato alla situazione attuale. 

1, Anancus arvernensis; 2, Mammuthus meridionalis; 3, Eucladoceros sp.;4, Pseudodama nestii; 5, Leptobos sp.; 6, Equus stenonis; 7, Omotherium crenatidens; 8, Sus strozzii.

I sedimenti che formano i rilievi dell’area di Ponte a Cappiano sono costituiti da alternanze di strati di sabbia con livelli di ciottoli. In questi depositi, formatisi sul fondo del letto di antichi corsi d’acqua, si rinvengono talvolta i resti fossili degli animali che abitavano la zona durante il Pliocene ed il Quaternario. La fauna fossile fu raccolta tra il 1898 e il 1923 e conservata, insieme alla collezione ornitologica visitabile al piano secondo del museo, nella villa di Tricolle dai proprietari Lensi fino all’acquisto da parte del Comune. I resti fossili appartengono a sei specie di mammiferi. Sono presenti un mastodonte, (1, Anancus arvernensis), un equide dalle proporzioni scheletriche simili a quelle delle zebre (6, Equus stenonis); un cinghiale di origine orientale (8, Sus strozzii), un cervide dalle dimensioni del daino (4, Pseudodama sp.), un cervide di taglia più grande (3, Eucladoceros sp.) ed un bovide (5, Leptobos sp.). Queste specie, comuni in molte altre località europee, sono vissute nel Villafranchiano medio, tra i 2,2 e 1,9 milioni di anni fa.

E’ l’antenato del più recente Mammut lanoso (Mammuthus primigenius), originario della Siberia e poi diffusosi in tutto l’emisfero boreale durante l’ultima glaciazione (tra i 100 e i 10 mila anni fa). Il Mammut meridionale (Mammuthus meridionalis) è il primo elefante ad aver raggiunto l’Europa occidentale, circa 2,5 milioni di anni fa, a seguito dell’espansione degli ambienti di prateria. È possibile distinguere i rappresentanti più antichi di questa specie di mammut, come quelli rinvenuti nel Val d’Arno inferiore, da quelli più recenti, come quelli del Valdarno Superiore, sulla base del numero di lamelle di smalto nei molari, più basso nei primi. Il Mammut meridionale sopravvisse in Europa fino al Pleistocene medio, estinguendosi circa 800 mila anni fa. Le sue dimensioni erano notevoli: si conoscono esemplari maschi di più di 4 metri di altezza alla spalla.

Questo felide, della taglia di un leone, era provvisto di lunghi canini superiori ricurvi, con margini seghettati. Questi animali hanno avuto un’ampia distribuzione geografica, dal Nord America, all’Eurasia e all’Africa, e sono vissuti tra i 3 milioni di anni fa ai 500 mila anni fa. La forma del loro corpo è stata interpretata come un adattamento alla caccia di prede di grandi dimensioni, e infatti in molte località nordamericane, i fossili di questo carnivoro sono associati a numerosi resti di cuccioli di mammut.

I fossili sono resti di organismi vissuti nel passato geologico, che si sono eccezionalmente conservati e si ritrovano all’interno delle rocce e dei sedimenti. Gli organismi possono essere sia animali che vegetali e si considerano fossili non solo le parti scheletriche o i gusci, ma anche le impronte, i modelli interni e persino gli escrementi.

La fossilizzazione è un evento molto raro che avviene soltanto in determinate condizioni. La sequenza di eventi che portano alla fossilizzazione ed al ritrovamento dei resti fossili inizia inevitabilmente con la morte di un organismo. Le sue spoglie vanno poi incontro ai processi di decomposizione. Le parti più resistenti, cioè le ossa, i denti, i gusci, le corna ecc., se sepolte abbastanza rapidamente dal sedimento, subiranno una serie di processi di tipo fisico-chimico che le trasformeranno in fossili.

Il primo processo cui vanno incontro le spoglie degli organismi dopo la morte è la decomposizione delle parti molli. Questo spiega perché la documentazione fossile è più ricca per quegli organismi che possiedono parti dure come ossa o gusci. Il corpo di un organismo può inoltre rimanere nel luogo della morte oppure essere trasportato in zone lontane, in genere ad opera di acque marine o fluviali.

Ciò che rimane del corpo di un organismo viene sepolto dal sedimento. Se la velocità di seppellimento è particolarmente alta ed i processi di decomposizione non hanno ancora portato alla completa distruzione di legamenti e tendini è possibile la conservazione di individui eccezionalmente completi.

Una volta che i resti sono inglobati nel sedimento iniziano quei processi di tipo chimico che rappresentano la fossilizzazione vera e propria e che sono legati alla presenza di acqua all’interno del sedimento. Il resto organico, per effetto di questa acqua, subirà o una dissoluzione oppure una mineralizzazione, con precipitazione di minerali, come calcite o silice, nelle piccole cavità presenti al suo interno.

Le varie vicende geologiche, come sollevamenti di catene montuose ed i processi erosivi, portano alla luce i resti fossili che possono essere così rinvenuti e studiati dal paleontologo.