A partire dal Miocene superiore la parte più interna dell’Appennino Settentrionale viene interessata da importanti fenomeni distensivi, probabilmente connessi all’apertura più ad ovest del Mar Tirreno, che si susseguono alle fasi compressive responsabili della strutturazione della catena. In questo processo la litosfera continentale si assottiglia progressivamente (rifting), come se fosse sottoposta ad una trazione, ed iniziano a formarsi una serie di fosse di origine tettonica (graben) e dorsali (horst) parallele alla catena.

Una delle depressioni prodotte dalla dinamica estensionale corrisponde all’alta e media Valle del Magra, che si estende da Pontremoli fino a Gassano, per una lunghezza di circa 20 km ed una larghezza compresa tra 3 e 7 km. Questa fossa tettonica, allungata in direzione NO-SE parallelamente alla dorsale appenninica, è delimitata a NE da un’importante faglia di tipo normale o diretta ( faglia di Groppodalosio), che si sviluppa a ridosso del crinale appenninico per una lunghezza di circa 35 km, ed a SO da un alto strutturale (Horst) che corrisponde alla dorsale tosco-ligure compresa tra il M. Picchiara ed il M. Cornoviglio. Durante la fase tettonica distensiva le precedenti strutture compressive (pieghe anticlinali e sinclinali), originatesi per il raccorciamento della crosta terrestre, vengono dislocate da un complesso sistema di faglie dirette, disposte in fasce parallele, che formano gradinate ed in alcuni casi mostrano spostamenti verticali (rigetti) di oltre 2000 metri; a queste faglie si associano altre importanti linee tettoniche ad andamento trasversale (NE-SO) che sembrano avere il significato di grandi strutture trascorrenti. Il passaggio in superficie delle faglie spesso ha lasciato segni particolarmente evidenti nella morfologia, creando gradini e linee di cresta che interrompono il regolare declivio dei versanti ( Sella di Compione). Anche nella forma della rete idrografica si riscontrano tracce attribuibili a movimenti lungo piani di faglia, soprattutto dove le linee di frattura intersecano gli alvei di alcuni corsi d’acqua (T. Bagnone, T. Taverone e T. Rosaro) provocando sensibili variazioni di pendenza ed, in alcuni casi, originando salti d’acqua di una certa altezza ( Cascate della Nerla e di Pracchiola). Il regime estensionale continua ad agire tuttora come dimostra l’attività sismica recente della Lunigiana; i terremoti di intensità massima del IX-X grado MCS (Scala Mercalli-Cancani-Sieberg), pari ad una magnitudo di 6-6.3, sono focalizzati lungo le faglie dirette e trascorrenti ad una profondità di 10-15 Km. Nella zona assiale e più profonda della depressione tettonica della Val di Magra si instaurarono alcuni bacini lacustri (bacini di Aulla-Olivola e di Pontremoli) che, a partire dal Pliocene medio fino al Quaternario (Pleistocene inferiore), furono colmati dai sedimenti provenienti dall’erosione dei rilievi appenninici ed apuani. I depositi di riempimento dei bacini (depositi fluvio-lacustri), ben esposti lungo le pareti di alcune cave di argilla abbandonate ( Cava di Casa Corvi), mostrano caratteristiche litologiche e stratigrafiche che si ripetono con una certa similarità anche in aree piuttosto distanti. La successione sedimentaria inizia dal basso con argille grigio azzurre di ambiente lacustre o palustre contenenti sottili letti di lignite, e prosegue verso l’alto, con sabbie e ciottoli fluviali (conglomerati) che rappresentano una fase di abbondante trasporto solido dei corsi d’acqua immissari del lago. Questo incremento graduale delle dimensioni dei sedimenti registra il progressivo riempimento del bacino lacustre fino al suo completo interramento. Al di sopra delle successioni fluvio-lacustri giace uno spesso orizzonte di grossi ciottoli di arenaria (conglomerato monogenico del Macigno) che testimonia un’importante fase di deposizione innescata dal rapido sollevamento della dorsale appenninica ed in particolare del Macigno che ne costituisce l’ossatura. Il conseguente aumento dell’energia del rilievo e dell’attività erosiva sono la causa dell’imponente accumulo di grandi masse di ciottoli allo sbocco delle ripide vallate che nel tempo portò alla formazione di conoidi alluvionali ( Conoide del T. Caprio). Tra i depositi fluvio-lacustri ed il conglomerato monogenico s’interpone talvolta un paleosuolo giallo-arancio che testimonia una lunga esposizione agli agenti esogeni.