Los Alpes forman parte de un cinturón orogénico cenozoico de cadenas montañosas , llamado cinturón alpino , que se extiende por el sur de Europa y Asia desde el Atlántico hasta el Himalaya . Este cinturón de cadenas montañosas se formó durante la orogenia alpina . Una brecha en estas cadenas montañosas en Europa central separa los Alpes de los Cárpatos al este. La orogenia se produjo de forma continua y el hundimiento tectónico ha producido las brechas entre ellos.
Los Alpes surgieron como resultado de la colisión de las placas tectónicas africana y euroasiática , en la que desapareció el Tetis alpino , que anteriormente estaba entre estos continentes . Se ejerció una enorme tensión sobre los sedimentos de la cuenca del Tetis alpino y sus estratos mesozoicos y del Cenozoico temprano fueron empujados contra la masa continental euroasiática estable por la masa continental africana que se movía hacia el norte. La mayor parte de esto ocurrió durante las épocas del Oligoceno y el Mioceno . La presión formó grandes pliegues recumbentes, o mantos , que se levantaron de lo que había sido el Tetis alpino y empujaron hacia el norte, a menudo rompiéndose y deslizándose uno sobre el otro para formar gigantescas fallas de empuje . Las rocas del basamento cristalino , que están expuestas en las regiones centrales más altas, son las rocas que forman el Mont Blanc , el Cervino y los altos picos de los Alpes Peninos y Hohe Tauern (Stampfli y Borel 2004).
Posteriormente, la formación del mar Mediterráneo cubrió terrenos originados dentro de la placa africana al sur de las montañas.
Los Alpes forman un arco convexo hacia el norte alrededor de su cuenca de antepaís sudoriental , la cuenca del río Po (para ser precisos, el sur es de hecho su interior). Los sedimentos cuaternarios y neógenos en esta cuenca se encuentran discordantes sobre las unidades de empuje más al sur . En el noreste, se encuentran depósitos de antepaís cenozoico inclinados hacia el sur y con empuje interno ( flysch y molasa ). Esta cuenca de antepaís bávara y suiza se llama cuenca de la Molasa . Los depósitos de la cuenca de antepaís están sobreelevados desde el sur por el frente de empuje de las napas alpinas. En Suiza, la cuenca de la Molasa está bordeada al noroeste por las montañas del Jura , un cinturón externo de pliegues y empujes, que se puede ver como parte de los Alpes geológicamente. La parte occidental de la cuenca de la Molasa forma la meseta del Mittelland entre los Alpes y las montañas del Jura. La ubicación de las montañas del Jura todavía es un tema de debate. Un posible factor tectónico es el Graben del Alto Rin, que se extiende de norte a sur hacia el norte.
Los Alpes continúan con relativa fluidez hasta las siguientes cadenas montañosas alpinas relacionadas: los Apeninos al suroeste, los Dinárides al sureste y los Cárpatos al noreste. En el este, los Alpes están limitados por la cuenca vienesa y la cuenca panónica , donde se produce un estiramiento de la corteza de este a oeste.
Los Alpes tienen una geología compleja, pero la estructura general es la misma que la de otras cadenas montañosas formadas por colisión continental .
Los Alpes se dividen a menudo en Alpes orientales , centrales y occidentales , aunque los límites entre estas subdivisiones son arbitrarios. La división entre los Alpes orientales y centrales es aproximadamente la línea entre St. Margrethen , Chur y Sondrio ; la división entre los Alpes centrales y occidentales no está clara (Pfiffner 2009, p. 25). La sutura principal (gran zona de cizallamiento ) en los Alpes se llama costura periadriática y corre a través de los Alpes de este a oeste. Este es el límite entre los materiales de las placas (antiguas) europea y adriática . Al sur de esta línea se encuentran las unidades plegadas y corridas de los Alpes del Sur .
Al norte de la veta periadriática se encuentran rocas de tres "dominios" paleogeográficos principales: el helvético o delfinario , el penínico y el austroalpino . Esta subdivisión se realiza según el origen paleogeográfico de las rocas: la zona helvética contiene material de la placa europea, la zona austroalpina material de la placa adriática, la zona penínica material de los dominios que existían entre las dos placas. [1]
Los pliegues y los empujes al norte de la veta periadriática se dirigen generalmente hacia el norte; la vergencia dominante (dirección de la asimetría del pliegue) en estas unidades es hacia el norte. En los Alpes del Sur, los empujes se dirigen hacia el sur, por lo que la vergencia es predominantemente hacia el sur.
Las rocas de las napas austroalpinas forman la mayor parte de los afloramientos en los Alpes orientales , mientras que en el oeste estas napas están erosionadas , con la excepción de algunos lugares (las unidades Dent Blanche y Sesia ) . En los Alpes occidentales, las napas helvéticas se pueden encontrar al norte y al oeste, a veces aún bajo los klippes de las napas penínicas, como en los Préalpes du Sud al sur del lago Lemán .
En muchos puntos de la zona central al norte de la veta periadriática se pueden encontrar grandes antiformas llamadas anticlinorios , que a veces se muestran en los afloramientos como ventanas . A nivel de una de estas ventanas (la ventana de Hohe Tauern ), la veta periadriática se curva hacia el norte, lo que sugiere que la placa adriática es más rígida en este punto en particular, funcionando como un llamado indentador. En la parte central de Suiza, el levantamiento tuvo lugar a lo largo de una zona de falla normal dúctil de norte a sur llamada línea Rhône-Simplon . La estructura así formada se llama domo de Lepontin .
En rocas más antiguas de la corteza inferior se encuentran intrusiones que se formaron durante o justo después de la orogenia hercínica . Estas intrusiones son más antiguas que los Alpes y no tienen nada que ver con su formación. La determinación de la edad radiométrica arroja edades en torno a los 320 Ma . También se pueden encontrar intrusiones félsicas ligeramente más jóvenes formadas por la extensión pérmica y triásica .
Las intrusiones de formación de los Alpes son relativamente raras. Las más grandes se encuentran a lo largo de la veta periadriática, siendo la más grande el granito Adamello . En las napas penínicas se encuentran migmatitas y pequeños fundidos.
Las rocas de las capas helvéticas y austroalpinas y de los Alpes meridionales no experimentaron metamorfismo de alto grado en las principales fases alpinas del Cenozoico. Las rocas con metamorfismo de alto grado que se encuentren en estas unidades no se habrán metamorfizado debido a la formación de los Alpes. Otras posibilidades son:
Las eclogitas cenozoicas se encuentran en las napas penínicas, que contienen material que ha pasado por facies de esquisto azul o eclogita . Estas napas muestran un gradiente de campo Barroviano . Este tipo de metamorfismo solo puede ocurrir cuando una roca está en condiciones de presión y temperatura que se dan normalmente en el manto de la Tierra . Esto significa que las napas penínicas consisten en material que fue subducido hacia el manto y luego fue obducido hacia la corteza.
El metamorfismo de contacto alpino ( Cenozoico ) o de Buchan es raro en los Alpes, porque las intrusiones son raras.
Los Alpes son un cinturón de pliegues y cabalgamientos . Los pliegues y cabalgamientos son la expresión del acortamiento de la corteza causado por los movimientos convergentes de las placas europea y adriática.
Al final del Carbonífero (300 Ma ), finalizó la orogenia hercínica o varisca, en la que se formó el supercontinente Pangea a partir de Gondwana y Laurasia . Al este de los terrenos que hoy forman los Alpes se encontraba el océano Paleo-Tetis .
Los efectos del viento y el agua fueron capaces de erosionar química y mecánicamente destruir las cordilleras Hercínicas. En el Pérmico , los principales depósitos en Europa fueron areniscas y conglomerados , productos de la erosión en la cordillera Hercínica. Al mismo tiempo, se produjo una extensión cortical debido a que la cordillera era isostáticamente inestable (esto se llama colapso orogénico). Debido a la extensión, se formaron cuencas a lo largo del eje de la cordillera y se produjo vulcanismo félsico . Esta fue la primera fase del rifting entre Europa y África. Debido al aumento del nivel del mar en el período Triásico , el margen oriental de Pangea se inundó. Existieron mares de plataforma poco profundos y mares epicontinentales en los que se depositaron evaporitas y calizas .
A principios del período Jurásico (hace 180 millones de años ), comenzó a formarse un océano estrecho entre las partes norte (América del Norte y Eurasia) y sur (África y América del Sur) de Pangea. La corteza oceánica que se formó en el proceso se conoce como océano Piamonte-Liguria . Este océano se considera generalmente una extensión occidental del océano Tetis . Aunque no estaba realmente conectado a él, una pieza peninsular de corteza continental de la placa africana llamada placa Adriática se encontraba entre las placas africana y europea y participó en la subdivisión de la formación de Tetis y los primeros Alpes. A veces se utilizan los nombres de Tetis alpino u océano Tetis occidental para describir una serie de pequeñas cuencas oceánicas que se formaron al suroeste de la placa europea, para distinguirlas del océano Neo-Tetis en el este. Debido a que el Jurásico fue una época con altos niveles del mar, todos estos océanos estaban conectados por mares poco profundos. En los continentes, se formaron depósitos marinos poco profundos (calizas) durante todo el Mesozoico.
A finales del Jurásico, el microcontinente Iberia se separó de la placa europea y entre ambas se formó el océano Valais . Los océanos de Piamonte-Liguria y Valais nunca fueron grandes océanos como el océano Atlántico actual. Lo que podrían haber sido es la abertura debajo del mar Rojo , que continuaba hacia abajo a través de África y formaba el Gran Valle del Rift . Con el tiempo, un nuevo océano atravesará el este de África a medida que se desarrolle el rift, dividiendo una gran sección de tierra del continente principal.
Cuando a finales del Jurásico la placa adriática comenzó a desplazarse hacia la placa europea, se formaron fosas oceánicas en los Alpes orientales, en las que se depositaron sedimentos marinos profundos, como radiolaritas y lutitas .
El movimiento divergente de las placas europea y africana fue relativamente breve. Cuando se formó el océano Atlántico entre África y Sudamérica (hace unos 100 millones de años ), África comenzó a desplazarse hacia el noreste.
Como resultado de este proceso, las capas blandas de sedimentos oceánicos en los océanos alpinos de Tetis se comprimieron y plegaron a medida que fueron empujadas lentamente hacia arriba. Atrapada en medio de los continentes en fusión, el área del mar de Tetis entre África y Eurasia comenzó a encogerse a medida que la corteza oceánica se subducía debajo de la placa adriática. Las tremendas fuerzas que actuaban en la base continental inferior hicieron que la base europea se doblara hacia abajo en el manto caliente y se ablandara. La masa continental del sur (africana) continuó luego su movimiento hacia el norte durante unos 1.000 km (600 mi). Se cree que el lento plegamiento y plisado de los sedimentos a medida que se elevaban desde las profundidades formó inicialmente una serie de largos arcos de islas volcánicas de este a oeste . Las rocas volcánicas producidas en estos arcos de islas se encuentran entre las ofiolitas de las napas penínicas.
A finales del Cretácico se produjo la primera colisión continental , cuando la parte norte de la subplaca adriática chocó con Europa. Esta fase se denomina fase eoalpina y, en ocasiones, se considera la primera fase de la formación de los Alpes. La parte de la placa adriática que se deformó en esta fase es el material que más tarde formaría las capas austroalpinas y los Alpes meridionales. En algunos fragmentos del océano Piamonte-Liguria, ahora en las capas penínicas, también se puede reconocer una fase de deformación eoalpina.
Además de la franja plegada y corrida eooalpina, otras regiones todavía se encontraban en el ámbito marino durante el Cretácico. En los márgenes meridionales del continente europeo, los mares poco profundos formaron depósitos de caliza que más tarde se incorporarían (en los Alpes) a las capas de hielo helvético. Al mismo tiempo, en las zonas marinas profundas de los océanos de Piamonte-Liguria y Valais se produjo la sedimentación de arcillas anóxicas que más tarde se convertirían en las pizarras de Bündner de las capas de hielo penínicas.
Cuando la corteza oceánica de Piamonte-Liguria se había subducido completamente bajo la placa adriática en el Paleoceno , el microcontinente Briançonnais , según algunos un trozo de la placa ibérica , llegó a la zona de subducción. El microcontinente Briançonnais y el océano Valais (con arcos de islas) se subdujeron debajo de la placa adriática. Permanecieron a unos 70 km (45 mi) debajo de la superficie durante el Eoceno , alcanzando las facies de eclogita y siendo intruidos por migmatitas . Este material se convertiría más tarde en las napas penínicas, pero una gran parte del terreno Briançonnais se subdujo aún más hacia el manto y se perdió. Mientras tanto, en la superficie, la corteza superior de la placa adriática (las posteriores napas austroalpinas) fue empujada sobre la corteza europea. Esta fue la principal fase de colisión en la formación de los Alpes.
Cuando la placa subducida se desprendió (lo que se conoce como rotura de placa, tracción de placa ) y se desprendió, la corteza subducida comenzó a moverse hacia arriba. Esto llevó al levantamiento de la corteza continental engrosada que llevó, en el Mioceno , a la extensión . En el caso de los Alpes, la extensión solo pudo tener lugar en dirección oeste-este porque la placa adriática todavía estaba convergiendo desde el sur. Se desarrolló una enorme zona de empuje que más tarde se convertiría en la veta periadriática . La zona también acomodó la cizalladura dextral que resultó de la extensión oeste-este. Con la excepción del material austroalpino alóctono , este empuje se desarrolló en el límite de las placas adriática y europea. Las zonas centrales de los Alpes se elevaron y posteriormente se erosionaron. Las ventanas y cúpulas tectónicas como la ventana de Hohe Tauern se formaron de esta manera.
Mientras tanto, el frente de cabalgamiento de las capas penínicas y austroalpinas siguió avanzando, empujando todo el material que se encontraba a su paso hacia el norte. Debido a esta presión se formó un desprendimiento sobre el que se produjo el cabalgamiento. El material del cabalgamiento se convertiría en las capas helvéticas.
La placa adriática comenzó a girar en sentido antihorario. [3]
Después de la subducción de la corteza oceánica de la placa europea, la colisión se detuvo casi por completo en los Alpes occidentales y centrales (ver mapa Figura 2)., [3] [4] Estas partes aún se elevan hasta 2,5 mm/año en algunas áreas. [5] [6] Se cree que se debe principalmente al rebote después de la pérdida de peso por el derretimiento de los casquetes polares después de la última edad de hielo , la erosión intensiva durante la glaciación y algunos procesos en la litosfera y el manto . La placa adriática, empujada por la placa africana, todavía gira en sentido antihorario alrededor del eje cerca de Ivrea en el noroeste de Italia y se subduce en los Alpes orientales y causa elevación tectónica (empuje) allí. [3]
El paisaje alpino que hoy podemos ver es un fenómeno reciente, de tan solo dos millones de años de antigüedad. Desde entonces, cinco glaciaciones conocidas han contribuido en gran medida a remodelar la región. Los enormes glaciares que se desprendieron de los valles montañosos cubrieron repetidamente toda la llanura suiza y empujaron la capa superficial del suelo hacia las bajas colinas que hoy podemos ver. Excavaron los lagos y redondearon las colinas de piedra caliza a lo largo de la frontera norte.
El último gran avance glaciar en los Alpes terminó hace unos 10.000 años, dejando el gran lago que hoy se conoce como lago de Neuchâtel . El hielo de esta región alcanzó unos 1.000 m (0,6 mi) de profundidad y fluyó fuera de la región detrás del lago de Ginebra unos 100 km (60 mi) al sur. Hoy en día se encuentran grandes rocas de granito esparcidas en los bosques de la región. Estas fueron transportadas y empujadas por los glaciares que llenaron esta parte de la llanura occidental durante unos 80.000 años durante la última edad de hielo . A partir de su composición ha sido posible determinar el área precisa desde la que comenzaron su viaje. Cuando terminó la última edad de hielo, se cree que el clima cambió tan rápidamente que los glaciares retrocedieron hacia las montañas en solo unos 200 a 300 años.
Además de dejar un páramo de rocas y grava de aspecto ártico, la enorme morrena de material que se depositó en la parte delantera de los glaciares bloqueó enormes masas de agua de deshielo que se vertieron sobre la llanura central durante este período. El resultado fue un enorme lago que inundó la región hasta una profundidad de varios cientos de metros durante muchos años. La antigua línea de costa se puede ver en algunos lugares a lo largo de las colinas bajas al pie de las montañas; las colinas son en realidad morrenas laterales glaciares. Cuando el Aar , que ahora drena el oeste de Suiza hacia el Rin , finalmente abrió la presa natural, los niveles de agua en la llanura cayeron casi hasta los niveles actuales.
En los últimos 150 años los seres humanos han modificado el caudal y los niveles de todos los ríos y la mayoría de los extensos humedales y pequeños lagos han desaparecido bajo los efectos de la agricultura y otros desarrollos.
Se ha propuesto que la altura de las montañas en los Alpes del Dauphiné está limitada por la erosión glaciar , un efecto conocido como la "sierra glacial" . [7]
Los Alpes fueron el primer sistema montañoso estudiado en profundidad por los geólogos, y muchos de los términos geológicos asociados con las montañas y los glaciares se originaron allí. El término Alpes se ha aplicado a sistemas montañosos de todo el mundo que presentan características similares.
En los años 1980 y 1990, varios equipos comenzaron a cartografiar las estructuras de la corteza inferior mediante sismología . El resultado fue una serie de secciones transversales geológicas detalladas de las estructuras profundas debajo de los Alpes. Cuando la investigación sísmica se combina con los conocimientos de la investigación gravitacional y la tomografía del manto, se puede cartografiar la placa en subducción de la placa europea. La tomografía también muestra algunas placas desprendidas más antiguas en las profundidades del manto.
