Geología de los Alpes

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 principal sutura (gran zona de cizallamiento ) en los Alpes se llama Sutura Periadriática y recorre 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 cabalgadas de los Alpes Meridionales . 

Al norte de la veta periadriática, se encuentran rocas de tres dominios paleogeográficos principales: el helvético o dauphinois , el pennínico 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 y la zona pennínica material de los dominios que existían entre ambas placas. ^{[ 1 ]}

Los pliegues y cabalgamientos al norte de la veta periadriática generalmente se dirigen hacia el norte, y la vergencia dominante (dirección de la asimetría de los pliegues) en estas unidades es hacia el norte. En los Alpes del Sur, los cabalgamientos se dirigen hacia el sur, por lo que la vergencia es predominantemente hacia el sur.

Las rocas de los mantos austroalpinos forman la mayor parte de los afloramientos en los Alpes orientales , mientras que en el oeste estos mantos, con la excepción de algunos lugares (las unidades de Dent Blanche y Sesia ), se encuentran erosionados . En los Alpes occidentales, los mantos helvéticos se pueden encontrar al norte y al oeste, a veces todavía bajo klippes de los mantos pennínicos, como en los Prealpes del Sur, al sur del lago Lemán .

En muchos puntos de la zona central al norte de la veta periadriática se pueden encontrar grandes anticlinorias , que a veces se muestran en los afloramientos como ventanas . A la altura 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, actuando como un indentador. En la parte central de Suiza, se produjo un levantamiento a lo largo de una falla normal dúctil norte-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 formadas durante o inmediatamente después de la orogenia hercínica . Estas intrusiones son más antiguas que los Alpes y no guardan relación con su formación. La datación radiométrica arroja edades de alrededor de 320 millones de años . También se pueden encontrar intrusiones félsicas ligeramente más jóvenes, formadas por la extensión del Pérmico y el Triásico . 

Las intrusiones derivadas de la formación de los Alpes son relativamente raras. Las de mayor tamaño se encuentran a lo largo de la veta periadriática; la mayor de ellas es el granito de Adamello . En los mantos de corrimiento pennínicos se pueden encontrar migmatitas y pequeñas rocas fundidas.

Las rocas de los mantos helvéticos y austroalpinos y de los Alpes meridionales no experimentaron metamorfismo de alto grado durante las principales fases alpinas del Cenozoico. Cualquier roca metamórfica de alto grado presente en estas unidades no se habrá metamorfizado debido a la formación de los Alpes. Otras posibilidades son:

• Originalmente procedían de las regiones inferiores de la corteza y llegaron a la superficie por elevación , lo que les confiere, como máximo, una facies de anfibolita .
• En los mantos de corrimiento austroalpinos se encuentran eclogitas formadas durante el período Cretácico , en una fase temprana de orogénesis denominada orogenia eoalpina. Se trata de rocas metamórficas de alto grado, pero su metamorfismo no guarda relación con la formación (posterior) de los Alpes.

Las eclogitas cenozoicas se encuentran en los mantos pennínicos, que contienen material que ha pasado por facies de esquistos azules o eclogitas . Estos mantos muestran un gradiente de campo barroviano . Este tipo de metamorfismo solo puede ocurrir cuando una roca se encuentra en condiciones de presión y temperatura propias del manto terrestre . Esto significa que los mantos pennínicos están compuestos de material que fue subducido al manto y posteriormente obducido sobre la corteza.

El metamorfismo de contacto o de Buchan alpino ( cenozoico ) es raro en los Alpes, debido a que las intrusiones son escasas.

Al final del período Carbonífero (hace 300 millones de años ), terminó 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 erosionaron química y mecánicamente las cordilleras hercínicas. Durante el Pérmico , los principales depósitos en Europa fueron arenisca y conglomerado , productos de la erosión en dichas cordilleras. Simultáneamente, se produjo una extensión cortical debido a la inestabilidad isostática de la cordillera (lo que se conoce como colapso orogénico). Esta extensión dio lugar a la formación de cuencas a lo largo del eje de la cordillera y al vulcanismo félsico . Esta fue la primera fase de la separación entre Europa y África. Debido al aumento del nivel del mar durante el Triásico , el margen oriental de Pangea quedó inundado. Existieron mares de plataforma poco profundos y mares epicontinentales donde se depositaron evaporitas y calizas .

A principios del período Jurásico (hace 180 millones de años ), se empezó a formar un estrecho océano entre las partes norte (Norteamérica y Eurasia) y sur (África y Sudamérica) de Pangea. La corteza oceánica que se formó en este proceso se conoce como el océano Piamonte-Liguria . Este océano se considera generalmente una extensión occidental del océano Tetis . Aunque no estaba realmente conectado a él, un fragmento peninsular de corteza continental de la placa africana, llamado placa Adriática , se encontraba entre las placas africana y europea y participó en la subdivisión del Tetis y la formación temprana de los Alpes. A veces se utilizan los nombres de Tetis Alpina u Océano Tetis Occidental para describir varias pequeñas cuencas oceánicas que se formaron al suroeste de la placa europea, para distinguirlas del océano Neotetis en el este. Debido a que el Jurásico fue una época de altos niveles del mar, todos estos océanos estaban conectados por mares poco profundos. En los continentes, se formaron depósitos de mares poco profundos (calizas) durante todo el Mesozoico. 

A finales del Jurásico, el microcontinente ibérico se separó de la placa europea y se formó el océano Valais entre ambas placas. Ni el océano Piamonte-Liguria ni el Valais fueron océanos tan extensos como el Atlántico actual. Su forma más parecida podría ser la abertura bajo el mar Rojo , que se extendía hacia el sur 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 el rift, dividiendo una gran extensión 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 ellas 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 sedimento oceánico en los océanos de Tetis alpinos se comprimieron y plegaron al ser empujadas lentamente hacia arriba. Atrapada entre los continentes en fusión, la zona del mar de Tetis entre África y Eurasia comenzó a encogerse a medida que la corteza oceánica se subducía bajo la placa adriática. Las tremendas fuerzas que actuaban en la base continental inferior provocaron que la base europea se curvara hacia abajo en el manto caliente y se ablandara. La masa continental del sur (africana) continuó entonces su movimiento hacia el norte a lo largo de unos 1000  km (600  millas). Se cree que el lento plegamiento y plegamiento de los sedimentos al ascender desde las profundidades formó inicialmente una serie de largos arcos de islas volcánicas orientados de este a oeste . Las rocas volcánicas producidas en estos arcos de islas se encuentran entre las ofiolitas de los mantos de corrimiento pennínicos.

A finales del Cretácico tuvo lugar la primera colisión continental, cuando la parte norte de la subplaca adriática colisionó con Europa. Este fenómeno se conoce como fase eoalpina y a veces 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 posteriormente formaría los mantos austroalpinos y los Alpes meridionales. En algunos fragmentos del océano Piamonte-Liguria, actualmente en los mantos pennínicos, también se puede identificar una fase de deformación eoalpina.

Aparte del cinturón de pliegues y cabalgamientos eoalpino, otras regiones permanecieron en el dominio marino durante el Cretácico. En los márgenes meridionales del continente europeo, mares poco profundos formaron depósitos de caliza que posteriormente se incorporarían (en los Alpes) a los mantos helvéticos. Simultáneamente, se produjo la sedimentación de arcilla anóxica en las profundidades marinas de los océanos de Piamonte-Liguria y Valais. Esta arcilla se convertiría más tarde en las pizarras de Bündner, procedentes de los mantos pennínicos.

Cuando la corteza oceánica de Piamonte-Liguria se subdujo completamente bajo la placa Adriática en el Paleoceno , el microcontinente Briançonnais , según algunos un fragmento de la placa Ibérica , llegó a la zona de subducción. El microcontinente Briançonnais y el océano Valais (con arcos de islas) se subdujeron bajo la placa Adriática. Permanecieron a unos 70  km (45  millas) de profundidad durante el Eoceno , alcanzando la facies de eclogita y siendo intruidos por migmatitas . Este material se convertiría más tarde en los mantos pennínicos, pero gran parte del terreno Briançonnais se subdujo aún más en el manto y se perdió. Mientras tanto, en la superficie, la corteza superior de la placa Adriática (los posteriores mantos austroalpinos) se superpuso a la corteza europea. Esta fue la principal fase de colisión en la formación de los Alpes.

Cuando la placa subducida se rompió (fenómeno conocido como rotura de placa o tracción de placa ) y se desprendió, la corteza subducida comenzó a ascender. Esto provocó el levantamiento de la corteza continental engrosada, lo que, durante el Mioceno , condujo a la extensión . En el caso de los Alpes, la extensión solo pudo producirse en dirección oeste-este, ya que la placa adriática aún convergía desde el sur. Se desarrolló una enorme zona de cabalgamiento que posteriormente se convertiría en la veta periadriática . Esta zona también acomodó la cizalla dextral resultante de la extensión oeste-este. Con la excepción del material alóctono austroalpino, este cabalgamiento se desarrolló en el límite de las placas adriática y europea. Las zonas centrales de los Alpes se elevaron y posteriormente se erosionaron. De esta forma se formaron ventanas y domos tectónicos, como la ventana de Hohe Tauern .

Mientras tanto, el frente de cabalgamiento de los mantos de corrimiento pennínicos y austroalpinos avanzó, empujando todo el material a su paso hacia el norte. Debido a esta presión, se formó un despegue sobre el cual tuvo lugar el cabalgamiento. El material resultante del cabalgamiento se convertiría en los mantos de corrimiento helvéticos.

La placa adriática comenzó a girar en sentido contrario a las agujas del reloj. ^{[ 3 ]}

Después de la subducción de la corteza oceánica de la colisión de la placa europea, esta se detuvo casi por completo en los Alpes occidentales y centrales ( véase el mapa Figura 2 ). ^{[ 3 ] [ 4 ]} Estas partes aún se elevan hasta 2,5  mm/año en algunas áreas. ^{[ 5 ] [ 6 ]} Se cree que esto 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 intensa durante la glaciación y algunos procesos en la litosfera y el manto . La placa adriática, empujada por la placa africana, todavía rota 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 (cabalgamiento) allí. ^{[ 3 ]}

En las décadas de 1980 y 1990, varios equipos comenzaron a cartografiar las estructuras de la corteza inferior mediante sismología . El resultado fueron numerosas secciones transversales geológicas detalladas de las estructuras profundas bajo los Alpes. Al combinar la investigación sísmica con los conocimientos derivados de la investigación gravitacional y la tomografía del manto , se puede cartografiar la placa subducida de la placa europea. La tomografía también revela la presencia de placas desprendidas más antiguas a mayor profundidad en el manto.