Geología de los Alpes

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La formación y estructura de los Alpes Europeos
Alps 2007-03-13 10.10UTC 1px-250m

Los Alpes forman parte de un cinturón orogénico Cenozoico de cadenas montañosas, llamado el 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 en Europa central separa los Alpes de los Cárpatos al este. La orogenia tuvo lugar de forma continua y el hundimiento tectónico ha producido las brechas intermedias.

Los Alpes surgieron como resultado de la colisión de las placas tectónicas africana y euroasiática, en la que desapareció el Tethys alpino, que antiguamente se encontraba entre estos continentes. Se ejerció una enorme presión sobre los sedimentos de la cuenca alpina de Tethys y sus estratos mesozoicos y cenozoicos tempranos fueron empujados contra la masa continental estable de Eurasia por la masa continental africana que se desplaza hacia el norte. La mayor parte de esto ocurrió durante las épocas del Oligoceno y el Mioceno. La presión formó grandes pliegues yacentes, o nappes, que surgieron de lo que había sido el Tethys alpino y empujaron hacia el norte, a menudo rompiéndose y deslizándose uno sobre otro para formar gigantescas fallas de cabalgamiento. 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 que se originaron dentro de la placa africana al sur de las montañas.

Límites geológicos

Mapa tectónico del Mediterráneo, mostrando la posición de los Alpes dentro de otras estructuras del cinturón de Alpide

Los Alpes forman un arco convexo hacia el norte alrededor de su cuenca de antepaís sureste, 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 cabalgamiento más al sur. En el noreste, se encuentran depósitos de antepaís cenozoico con buzamiento hacia el sur y empuje interno (flysch y melaza). Esta cuenca de antepaís bávara y suiza se denomina cuenca Molasse. Los depósitos de la cuenca del antepaís están desplazados desde el sur por el frente de empuje de las siestas alpinas. En Suiza, la cuenca de Molasse está bordeada al noroeste por las montañas Jura, un cinturón externo plegado y corrido, que geológicamente puede verse como parte de los Alpes. La parte occidental de la cuenca de Molasse forma la meseta de Mittelland entre los Alpes y las montañas Jura. Las montañas del Jura' La ubicación sigue siendo un tema de debate. Un posible factor tectónico es el Graben del Alto Rin extensivo norte-sur hacia el norte.

Los Alpes continúan sin problemas en las siguientes cadenas montañosas alpinas relacionadas: los Apeninos al suroeste, los Dinarides al sureste y los Cárpatos al noreste. En el este, los Alpes están delimitados por la cuenca de Viena y la cuenca de Panonia, donde tiene lugar el estiramiento de este a oeste de la corteza.

Estructura geológica

Los Alpes tienen una geología compleja, pero la estructura general es la misma que la de otras cadenas montañosas formadas por colisión continental.

Subdivisiones

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 cizallamiento) en los Alpes se denomina costura periadríaca y atraviesa los Alpes de este a oeste. Este es el límite entre los materiales de las (antiguas) placas europea y adriática. Al sur de esta línea están las unidades plegadas y empujadas de los Alpes del Sur.

Al norte de la veta periadríaca, rocas de tres "dominios&#34 paleogeográficos principales; se encuentran: los dominios helvético o dauphinois, pennínico y austroalpino. Esta subdivisión se hace de acuerdo con los orígenes paleogeográficos de las rocas: la Zona Helvética contiene material de la placa europea, la Zona Austroalpina contiene material de la placa Adriática, la Zona Penínica contiene material de los dominios que existían entre las dos placas.

Mapa geológico simplificado de los Alpes, mostrando la subdivisión tectónica y las estructuras geológicas más grandes. Algunos detalles se basan en hipótesis controvertidas.

Geología estructural

Folded Helvetic nappe rock layers at Dent de Morcles, Switzerland

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

Las rocas de las siestas austroalpinas forman la mayoría de los afloramientos en los Alpes orientales, mientras que en el oeste estas siestas, con la excepción de unos pocos lugares (las unidades Dent Blanche y Sesia), están erosionadas. En los Alpes occidentales, las siestas helvéticas se pueden encontrar al norte y al oeste, a veces todavía bajo klippes de las siestas penninas, como en los Préalpes du Sud, al sur del lago de Ginebra.

En muchos puntos de la zona central al norte de la veta Periadríatica se pueden encontrar grandes antiformas llamadas anticlinorios, a veces se exhiben 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 en particular, y funciona como un 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 cúpula de Lepontin.

Intrusiones

En rocas más antiguas de la corteza inferior se encuentran intrusiones que se formaron durante o justo después de la orogenia herciniana. 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 de alrededor de 320 Ma. También se pueden encontrar intrusiones félsicas ligeramente más jóvenes formadas por la extensión del Pérmico y el Triásico.

Las intrusiones de la formación de los propios Alpes son relativamente raras. Los más grandes se pueden encontrar a lo largo de la veta periadríaca, el más grande es el granito Adamello. En las siestas penninas se pueden encontrar migmatitas y pequeñas fusiones.

Metamorfismo

Las rocas de los mantos helvéticos y austroalpinos y 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:

  • originalmente eran de regiones inferiores de la corteza y llegaron a la superficie por elevación, lo que les da las facultades de anfibolito en su mayoría.
  • en los eclogites nappes Austroalpinos que se formaron durante el período Cretáceo, en una fase temprana del edificio de montaña llamada la orogenia Eo-Alpina. Estas son rocas metamorfóricas de alto grado, pero su metamorfismo no está relacionado con la formación (más tarde) de los Alpes.

Las eclogitas cenozoicas ocurren en los mantos penninos, que contienen material que ha pasado por facies de esquisto azul o eclogitas. Estas siestas muestran un gradiente de campo Barroviano. Este tipo de metamorfismo solo puede ocurrir cuando una roca se encuentra en las condiciones de presión y temperatura que normalmente ocurren en el manto terrestre. Esto significa que las siestas de Penninic consisten en material que se subdujo en el manto y luego se obdujo en la corteza.

El contacto alpino (cenozoico) o el metamorfismo de Buchan es raro en los Alpes, porque las intrusiones son raras.

Historia tectónica

Los Alpes son un cinturón plegado y corrido. El plegamiento y empuje es la expresión del acortamiento de la corteza causado por los movimientos convergentes de las placas europea y adriática.

Desintegración de Pangea

Al final del período Carbonífero (300 Ma), finalizó la orogenia herciniana 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 estaba el Océano Paleo-Tethys.

Los efectos del viento y el agua fueron capaces de erosionar química y mecánicamente destruir las cadenas montañosas de Hercynic. En el Pérmico, los principales yacimientos en Europa fueron areniscas y conglomerados, productos de la erosión en la cordillera de Hercynic. Al mismo tiempo, se produjo una extensión de la corteza debido a que la cordillera era isostáticamente inestable (esto se denomina colapso orogénico). Debido a la extensión, se formaron cuencas a lo largo del eje de la cordillera y se produjo un vulcanismo félsico. Esta fue la primera fase de ruptura entre Europa y África. Debido al aumento del nivel del mar en el período Triásico, el margen oriental de Pangea se inundó. Existían mares de plataforma poco profunda y mares epicontinentales en los que se depositaban evaporitas y calizas.

Jurásico

A principios del período Jurásico (180 Ma), comenzó a formarse un estrecho océano entre el norte (América del Norte y Eurasia) y el sur (África y América del Sur) de Pangea. La corteza oceánica que se formó en el proceso se conoce como el océano Piemont-Liguria. Este océano se considera generalmente como una extensión occidental del océano Tethys. Aunque no estaba realmente conectado a ella, una porción peninsular de la corteza continental de la placa africana llamada placa Adriática se encontraba entre las placas africana y europea y estuvo involucrada en la subdivisión de la formación de Tethys y los primeros Alpes. A veces, los nombres Alpine Tethys o 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 (piedras calizas) durante todo el Mesozoico.

A finales del Jurásico, el microcontinente Iberia se separó de la placa europea y se formó el océano Valais entre las dos placas. Tanto Piemont-Liguria como Valais Oceans nunca fueron grandes océanos como el actual Océano Atlántico. Lo que podrían haber sido es la apertura debajo del Mar Rojo, continuando a través de África, formando el Gran Valle del Rift. Eventualmente, un nuevo océano atravesará el este de África a medida que se desarrolle la grieta, dividiendo una gran parte de la tierra del continente principal.

Cuando al final del Jurásico la placa Adriática comenzó a moverse hacia la placa europea, se formaron fosas oceánicas en los Alpes orientales. En estos se depositaron sedimentos marinos profundos, como radiolaritas y lutitas.

Fase Eo-Alpina en el Cretácico

El movimiento divergente de las placas europea y africana duró relativamente poco. Cuando se formó el Océano Atlántico entre África y América del Sur (alrededor de 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 Tethys se comprimieron y plegaron a medida que eran empujadas lentamente hacia arriba. Atrapada en medio de la fusión de los continentes, el área del mar de Tethys entre África y Eurasia comenzó a encogerse a medida que la corteza oceánica se hundió debajo de la placa del Adriático. Las tremendas fuerzas que actúan en la base continental inferior hicieron que la base europea se doblara hacia abajo en el manto caliente y se ablandara. La masa de tierra del sur (África) luego continuó su movimiento hacia el norte durante unos 1000 km (600 mi). Se cree que el lento plegamiento y pliegue 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 insulares se encuentran entre las ofiolitas de los mantos peninos.

A finales del Cretácico tuvo lugar la primera colisión continental cuando la parte norte de la subplaca del Adriático chocó con Europa. Esto se llama la 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 siestas austroalpinas y los Alpes del Sur. En algunos fragmentos del océano Piamonte-Liguria ahora en las siestas penninas 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 del sur del continente europeo, los mares poco profundos formaron depósitos de piedra caliza, que luego se incorporarían (en los Alpes) a los mantos helvéticos. Al mismo tiempo, tuvo lugar la sedimentación de arcilla anóxica en los reinos marinos profundos de los océanos Piemont-Liguria y Valais. Esta arcilla se convertiría más tarde en las pizarras de Bündner de las siestas de Penninic.

Paleoceno y Eoceno

Cuando la corteza oceánica Piemont-Liguria se hubo subducido por completo debajo de 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 subducen debajo de la placa Adriática. Permanecieron a unos 70 km (45 mi) por debajo de la superficie durante el Eoceno, alcanzando la facies de eclogita y siendo invadidos por migmatitas. Este material se convertiría más tarde en las siestas de Penninic, pero una gran parte del terreno de Briançonnais se hundió más en el manto y se perdió. Mientras tanto, en la superficie, la corteza superior de la placa del Adriático (los últimos mantos austroalpinos) fue empujada sobre la corteza europea. Esta fue la principal fase de colisión en la formación de los Alpes.

Oligoceno y Mioceno

Cuando la losa en subducción se rompió (lo que se conoce como ruptura de la losa, tracción de la losa) y cayó, la corteza subducida comenzó a moverse hacia arriba. Esto condujo al levantamiento de la espesa corteza continental que condujo, en el Mioceno, a la extensión. En el caso de los Alpes, la extensión solo podía tener lugar en dirección oeste-este porque la placa del Adriático todavía estaba convergiendo desde el sur. Evolucionó una enorme zona de empuje que más tarde se convertiría en la Veta Periadríaca. La zona también acomodó la cizalla dextral que resultó de la extensión oeste-este. Con la excepción del material alóctono austroalpino, este empuje evolucionó en el límite de las placas Adriática y Europea. Las zonas centrales de los Alpes se levantaron y posteriormente fueron erosionadas. De esta forma se formaron ventanas y cúpulas tectónicas como la ventana de Hohe Tauern.

Mientras tanto, el frente de empuje de las siestas de Penninic y Austroalpine avanzó, empujando todo el material en su camino hacia el norte. Debido a esta presión se desarrolló un escote sobre el que se produjo el empuje. El material de empuje se convertiría en las siestas helvéticas.

La placa del Adriático comenzó a girar en sentido antihorario.

Cuaternaria

(feminine)

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 (consulte el mapa de la figura 2). Estas partes todavía se elevan hasta 2,5 mm/año en algunas áreas. 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 glaciación, 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 contrario a las agujas del reloj alrededor del eje cerca de Ivrea en el noroeste de Italia y se subduce en los Alpes orientales y provoca un levantamiento tectónico (empuje) allí.

Geomorfología

La formación del paisaje alpino que se ve hoy es un desarrollo reciente: solo tiene unos dos millones de años. Desde entonces, cinco glaciaciones conocidas han hecho mucho para remodelar la región. Los tremendos glaciares que fluían de los valles de las montañas cubrieron repetidamente toda la llanura suiza y empujaron la capa superior del suelo hacia las colinas bajas y onduladas que se ven hoy. 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 ahora se conoce como lago Neuchatel. El hielo en esta región alcanzó unos 1.000 m (0,6 mi) de profundidad y fluyó fuera de la región detrás del lago Lemán unos 100 km (60 mi) al sur. Hoy en día, grandes cantos rodados de granito se encuentran dispersos 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 se retiraron a las montañas en solo unos 200 a 300 años.

Además de dejar un páramo de roca estéril y grava similar al Ártico, la enorme morrena de material que cayó al frente de los glaciares bloqueó enormes masas de agua derretida que se vertieron en 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 son en realidad morrenas laterales glaciales. Como el Aare, que ahora drena 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 humanos han cambiado el flujo 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 Dauphiné está limitada por la erosión de los glaciares, un efecto conocido como sierra circular glacial.

Investigación geológica

Los Alpes fueron el primer sistema montañoso que los geólogos estudiaron exhaustivamente, y muchos de los términos geológicos asociados con las montañas y los glaciares se originaron allí. El término Alpes se ha aplicado a los sistemas montañosos de todo el mundo que exhiben rasgos similares.

Geofísica

En las décadas de 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 mapear la losa de subducción de la placa europea. La tomografía también muestra algunas placas desprendidas más antiguas más profundas en el manto.

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