Los Alpes forman parte de un cinturón orogénico de cadenas montañosas del Cenozoico , llamado cinturón Alpide , 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 de Europa central separa los Alpes de los Cárpatos hacia el este. La orogenia tuvo lugar de forma continua y los hundimientos tectónicos han producido los espacios intermedios.
Los Alpes surgieron como consecuencia de la colisión de las placas tectónicas africana y euroasiática , en la que desapareció el Tetis alpino , que antiguamente se encontraba entre estos continentes . Se ejerció una enorme presión sobre los sedimentos de la cuenca alpina del Tetis y sus estratos mesozoicos y cenozoicos tempranos fueron empujados contra la masa continental estable de Eurasia por la masa continental africana que se movía hacia el norte. La mayor parte de esto ocurrió durante las épocas del Oligoceno y Mioceno . La presión formó grandes pliegues recostados, o napas , que surgieron de lo que había sido el Tetis alpino y empujaron hacia el norte, a menudo rompiéndose y deslizándose uno sobre otro para formar gigantescas fallas de empuje . Las rocas cristalinas del basamento , que están expuestas en las regiones centrales más altas, son las rocas que forman el Mont Blanc , el Matterhorn y los altos picos de los Alpes Peninos y Hohe Tauern (Stampfli & 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 del antepaís sureste , la cuenca del río Po (para ser precisos, el sur es en realidad 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 cenozoicos con inmersión hacia el sur y empuje interno ( flysch y melaza ). Esta cuenca del antepaís bávaro y suizo se llama cuenca de Molasse . Los depósitos de la cuenca del antepaís son empujados desde el sur por el frente de empuje de los mantos alpinos. En Suiza, la cuenca de Molasse está bordeada al noroeste por las montañas del Jura , un cinturón externo de pliegues y cabalgamientos, que geológicamente puede considerarse parte de los Alpes. La parte occidental de la cuenca de Molasse forma la meseta del Mittelland entre los Alpes y el Jura. La ubicación de las montañas del Jura sigue siendo un tema de debate. Un posible factor tectónico es la extensión norte-sur del Alto Rin Graben al norte.
Los Alpes continúan con bastante suavidad hacia las siguientes cadenas montañosas alpinas relacionadas: los Apeninos al suroeste, los Dinarides al sureste y los Cárpatos al noreste. Al este, los Alpes están delimitados por la cuenca vienesa y la cuenca panónica , donde se produce el 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 a menudo se dividen 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 corte ) en los Alpes se llama veta periadriática y atraviesa los Alpes de este a oeste. Este es el límite entre los materiales de las (antiguas) placas europeas y adriáticas . Al sur de esta línea se encuentran las unidades plegadas y empujadas de los Alpes del Sur .
Al norte de la veta Periadriática, se encuentran rocas de tres "dominios" paleogeográficos principales: el dominio helvético o delfinado , el penínico y el austroalpino . Esta subdivisión se realiza según los orígenes paleogeográficos 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 empujes al norte de la veta periadriática generalmente se dirigen hacia el norte, la vergencia dominante (dirección de asimetría del pliegue) en estas unidades es hacia el norte. En los Alpes del Sur los corrimientos son hacia el sur, por lo que la vergencia es predominantemente hacia el sur.
Las rocas de las napas austroalpinas forman la mayoría de los afloramientos en los Alpes orientales , mientras que en el oeste estas napas, con la excepción de algunos lugares (las unidades Dent Blanche y Sesia ), están erosionadas . En los Alpes occidentales, las napas helvéticas se pueden encontrar al norte y al oeste, a veces todavía 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 anticlinorias , que en ocasiones se presentan en los afloramientos a modo de ventanas . Al nivel de una de estas ventanas (la ventana de Hohe Tauern ), la costura periadriática se curva hacia el norte, lo que sugiere que la placa del Adriático es más rígida en este lugar particular, funcionando como un llamado penetrador. 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 Ródano-Simplon . La estructura así formada se denomina cúpula 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 radiométrica de la edad arroja edades de alrededor de 320 Ma . También se pueden encontrar intrusiones félsicas ligeramente más jóvenes formadas por extensión del Pérmico y Triásico .
Las intrusiones procedentes de la formación de los propios Alpes son relativamente raras. Los más grandes se encuentran a lo largo de la veta Periadriática, el más grande es el granito Adamello . En los mantos peninos se pueden encontrar migmatitas y pequeños fundidos.
Las rocas de las napas helvéticas y austroalpinas y de los Alpes del sur no experimentaron metamorfismo de alto grado en las principales fases alpinas del Cenozoico. Cualquier roca metamórfica de alto grado en estas unidades no se habrá vuelto metamórfica 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 , temperatura que normalmente ocurren en el manto de la Tierra . Esto significa que las napas Penninic consisten en material que se subdujo hacia el manto y luego se obdujo 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 plegado y empuje . El plegamiento y el empuje son la expresión del acortamiento de la corteza cerebral causado por los movimientos convergentes de las placas europea y adriática.
Al final del período Carbonífero (300 Ma ), se puso fin a 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 ahora forman los Alpes se encontraba el océano Paleo-Tetis .
Los efectos del viento y el agua consiguieron erosionar química y mecánicamente las sierras hercínicas. En el Pérmico , los principales depósitos de Europa fueron areniscas y conglomerados , productos de la erosión en la cordillera hercínica. Al mismo tiempo, se produjo una extensión de la corteza terrestre porque la cadena montañosa 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 de la ruptura entre Europa y África. Debido al aumento del nivel del mar en el período Triásico , la margen oriental de Pangea quedó inundada. Existían mares de plataforma poco profundos y mares epicontinentales en los que se depositaban evaporitas y calizas .
En el período Jurásico temprano (180 Ma ), comenzó a formarse un océano estrecho entre las partes norte (Norteamérica y Eurasia) y sur (África y Sudamérica) de Pangea. La corteza oceánica que se formó en el proceso se conoce como océano Piamonte-Liguria . Este océano se considera generalmente como una extensión occidental del océano Tetis . Aunque no estaba realmente conectada a ella, un trozo 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, los nombres Alpine Tethys u Western Tethys Ocean se utilizan para describir una serie de pequeñas cuencas oceánicas que se formaron al suroeste de la placa europea, para distinguirlas del océano Neo-Tethys 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 placas se formó el océano de Valais . Tanto el océano Piamonte-Liguria como el océano Valais nunca fueron océanos tan grandes como el actual océano Atlántico. Lo que podrían haber sido es la abertura debajo del Mar Rojo , continuando hacia abajo a través de África, formando el Gran Valle del Rift . Con el tiempo, un nuevo océano atravesará el este de África a medida que se desarrolle la grieta, dividiendo una gran sección de tierra del continente principal.
Cuando al final del Jurásico la placa del Adriático comenzó a desplazarse hacia la placa europea, se formaron fosas oceánicas en los Alpes orientales. En estos se depositaron sedimentos marinos profundos, como radiolaritas y lutitas .
El movimiento divergente de las placas europea y africana duró relativamente poco. Cuando el Océano Atlántico se formó entre África y América del Sur (aproximadamente 100 Ma ), África comenzó a moverse hacia el noreste.
Como resultado de este proceso, las capas blandas de sedimento oceánico en los océanos alpinos de Tetis se comprimieron y plegaron a medida que eran empujadas lentamente hacia arriba. Atrapada en medio de la fusión de continentes, el área del mar de Tetis entre África y Eurasia comenzó a reducirse a medida que la corteza oceánica se subducía debajo de la placa del Adriático. Las tremendas fuerzas que actuaban en la base continental inferior hicieron que la base europea se doblara hacia el manto caliente y se ablandara. La masa continental del sur (africana) continuó su movimiento hacia el norte a lo largo de unos 1.000 km (600 millas). 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 siestas penínicas.
A finales del Cretácico se produjo la primera colisión continental cuando la parte norte de la subplaca del Adriático chocó con Europa. Esto se llama fase Eo-Alpina y, a veces, se considera la primera fase de la formación de los Alpes. La parte de la placa del Adriático que se deformó en esta fase es el material que luego formaría las napas austroalpinas y los Alpes del Sur. En algunos fragmentos del océano Piamonte-Liguria, actualmente en las napas Penínsulas, también se puede reconocer una fase de deformación Eo-Alpina.
Aparte del cinturón plegado y corrido Eo-Alpino, otras regiones todavía estaban en el dominio marino durante el Cretácico. En los márgenes meridionales del continente europeo, los mares poco profundos formaron depósitos de piedra caliza, que más tarde (en los Alpes) se incorporarían a las napas helvéticas. Al mismo tiempo se produjo una sedimentación de arcilla anóxica en las profundidades marinas de los océanos Piamonte-Liguria y Valais. Esta arcilla se convertiría más tarde en las pizarras Bündner de los Peninos.
Cuando en el Paleoceno la corteza oceánica de Piamonte-Liguria se había subducido completamente bajo la placa del Adriático , el microcontinente de Briançonnais , según algunos un trozo de la placa ibérica , llegó a la zona de subducción. El microcontinente de Briançonnais y el océano de Valais (con arcos de islas) se subdujeron bajo la placa del Adriático. Permanecieron a unos 70 km (45 millas) debajo de la superficie durante el Eoceno , alcanzando las facies de eclogita y siendo invadidos por migmatitas . Este material se convertiría más tarde en las siestas Penínicas, pero una gran parte del terreno de Briançonnais se hundió aún más en el manto y se perdió. Mientras tanto, en la superficie, la corteza superior de la placa del Adriático (las posteriores capas austroalpinas) fue empujada sobre la corteza europea. Esta fue la principal fase de colisión en la formación de los Alpes.
Cuando la losa en subducción se rompió (lo que se conoce como desprendimiento de la losa, tracción de la losa ) y se desprendió, la corteza subducida comenzó a moverse hacia arriba. Esto provocó el levantamiento de la corteza continental engrosada que provocó, en el Mioceno , su extensión . En el caso de los Alpes, la extensión sólo pudo tener lugar en dirección oeste-este porque la placa del Adriático todavía convergía desde el sur. Se desarrolló una enorme zona de empuje que más tarde se convertiría en la Veta Periadriática . La zona también acogió el corte dextral que resultó de la extensión oeste-este. Con la excepción del material alóctono austroalpino, este empuje evolucionó en el límite de las placas europea y adriática. Las zonas centrales de los Alpes se elevaron y posteriormente fueron erosionadas. De esta manera se formaron ventanas tectónicas y cúpulas como la ventana Hohe Tauern .
Mientras tanto, el frente de avance de las siestas Penínica y Austroalpina avanzó, empujando todo el material a su paso hacia el norte. Debido a esta presión se desarrolló un escote sobre el cual se produjo el empuje. El material de empuje se convertiría en las lanas helvéticas.
La placa del Adriático comenzó a girar en sentido antihorario. [3]
Después de que la subducción de la corteza oceánica de la placa europea se detuviera casi por completo, la colisión de las placas europeas se detuvo casi por completo en los Alpes occidentales y centrales (ver mapa, Figura 2). [3] [4] Estas partes todavía 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 debido al derretimiento de los casquetes polares después de la última edad de hielo , la erosión intensa durante la glaciación y algunos procesos en la litosfera y el manto . La placa del Adriático, 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 provoca allí un levantamiento (empuje) tectónico . [3]
La formación del paisaje alpino que vemos hoy es un desarrollo reciente: tiene sólo unos dos millones de años. Desde entonces, cinco edades de hielo conocidas han contribuido en gran medida a remodelar la región. Los enormes glaciares que brotaban de los valles montañosos cubrieron repetidamente toda la llanura suiza y empujaron la capa superior del suelo hacia las colinas bajas que se ven hoy. Excavaron los lagos y rodearon 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 conocido hoy como lago de Neuchatel . El hielo en esta región alcanzó unos 1.000 m (0,6 millas) de profundidad y fluyó fuera de la región detrás del lago Lemán a unos 100 km (60 millas) al sur. Hoy en día se encuentran grandes rocas de granito esparcidas en los bosques de la región. Estos fueron transportados y empujados 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 se ha podido determinar la zona precisa desde la que iniciaron 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 sólo unos 200 o 300 años.
Además de dejar un páramo de roca y grava estéril similar al Ártico, la enorme morrena de material que se arrojó en el frente de los glaciares bloqueó enormes masas de agua derretida que se vertieron sobre la llanura central durante este período. El resultado fue un enorme lago que inundó la región a una profundidad de varios cientos de metros durante muchos años. La antigua costa se puede ver en algunos lugares a lo largo de las colinas bajas al pie de las montañas; las colinas en realidad son morrenas laterales glaciales. Cuando el Aare , que ahora desemboca en el oeste de Suiza en el Rin , finalmente abrió la presa natural, los niveles de agua en la llanura cayeron cerca de los niveles actuales.
En los últimos 150 años los seres humanos han cambiado 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 de los glaciares , un efecto conocido como sierra circular glacial . [7]
Los Alpes fueron el primer sistema montañoso estudiado exhaustivamente 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 rasgos similares.
En las décadas de 1980 y 1990, varios equipos comenzaron a mapear las estructuras de la corteza inferior mediante sismología . El resultado fueron una serie de secciones geológicas detalladas de las estructuras profundas debajo de los Alpes. Cuando la investigación sísmica se combina con conocimientos de la investigación gravitacional y la tomografía del manto se puede cartografiar la losa en subducción de la placa europea. La tomografía también muestra algunas losas más antiguas desprendidas en las profundidades del manto.
