Geología de los Alpes - Geology of the Alps

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Los Alpes forman parte de un cinturón orogénico cenozoico de cadenas montañosas , 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 en Europa central separa los Alpes de los Cárpatos hacia el este. La orogenia tuvo lugar de forma continua y el hundimiento tectónico ha producido los espacios intermedios.

Los Alpes surgieron como resultado de la colisión de las placas tectónicas africana y euroasiática , en la que desapareció el Tetis alpino , que anteriormente se encontraba entre estos continentes . Se ejerció una enorme presión sobre los sedimentos de la cuenca alpina de Tetis y sus estratos mesozoicos y cenozoicos tempranos fueron empujados contra la masa continental estable de Eurasia por la masa terrestre africana que se desplazaba hacia el norte. La mayor parte de esto ocurrió durante las épocas del Oligoceno y Mioceno . La presión formó grandes pliegues recostados, o siestas , que surgían de lo que se había convertido en el Tetis alpino y empujaban hacia el norte, a menudo rompiéndose y deslizándose uno sobre el otro para formar gigantescas fallas de empuje . Las rocas cristalinas del basamento , que están expuestas en las regiones centrales superiores, son las rocas que forman el Mont Blanc , el Matterhorn y los picos altos en los Alpes Peninos y Hohe Tauern ( Stampfli & Borel 2004 ).

La formación del Mar Mediterráneo es un desarrollo más reciente y no marca la extensión norte de los terrenos que se originan dentro de la placa africana.

Límites geológicos

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

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 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, el sur de inmersión y empujó internamente Cenozoico depósitos de antepaís ( flysch y molasas ) se encuentran. Esta cuenca del antepaís bávaro y suizo se llama cuenca Molasse . Los depósitos de la cuenca del antepaís son derribados desde el sur por el frente de empuje de las napas alpinas. En Suiza, la cuenca de Molasse está bordeada al noroeste por las montañas Jura , un cinturón externo de plegado y empuje, que puede verse como parte de los Alpes geológicamente. La parte occidental de la cuenca de Molasse forma la meseta de Mittelland entre los Alpes y las montañas Jura. La ubicación de las montañas del Jura sigue siendo un tema de debate. Un posible factor tectónico es el Graben del Alto Rin extensional norte-sur al norte.

Los Alpes continúan con bastante tranquilidad 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 este-oeste de la corteza.

Estructura geológica

Los Alpes tienen una geología compleja, pero la estructura general es la misma que para 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 llama costura periadriática y atraviesa los Alpes de este a oeste. Este es el límite entre los materiales de las placas (antiguas) 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 : los dominios helvético o dauphinois , penínico y austroalpino . Esta subdivisión se realiza de acuerdo con los orígenes paleogeográficos de las rocas: la Zona Helvética contiene material de la placa europea, el material de la Zona Austroalpina de la placa Adriática, el material de la Zona Penínica de los dominios que existían entre las dos placas.

Mapa geológico simplificado de los Alpes, que muestra la subdivisión tectónica y las estructuras geológicas más grandes. Algunos detalles se basan en supuestos controvertidos.

Geología estructural

Capas de roca napa helvética plegada en Dent de Morcles , Suiza

Los pliegues y estocadas al norte de la veta periadriática generalmente se dirigen 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 están hacia el sur, por lo que la convergencia 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 están, con la excepción de algunos lugares (las unidades Dent Blanche y Sesia ), erosionadas . En los Alpes occidentales, las napas helvéticas se pueden encontrar al norte y al oeste, a veces todavía bajo klippes de las napas penínicas, como en los Préalpes du Sud, al sur del lago de Ginebra .

En muchos puntos de la zona central al norte de la veta Periadriática se pueden encontrar grandes antiformes llamados anticlinorios , a veces se muestran en los afloramientos como 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, funcionando como un llamado sangrador. En la parte central de Suiza, el levantamiento tuvo lugar a lo largo de una zona de falla normal dúctil norte-sur llamada línea Rhône-Simplon . La estructura así formada se llama cúpula de lepontina .

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 radiométrica de la edad arroja edades de alrededor de 320  Ma . También se pueden encontrar intrusiones félsicas ligeramente más jóvenes formadas por extensión Pérmica y Triásica .

Las intrusiones 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 las napas Penninic se pueden encontrar migmatitas y pequeñas masas fundidas.

Metamorfismo

Las rocas de las napas helvéticas y austroalpinas y los Alpes del sur no experimentaron un metamorfismo de alto grado en las principales fases alpinas del Cenozoico. Cualquier roca metamórfica de alto grado en estas unidades no se habrá convertido en metamórfica debido a la formación de los Alpes. Otras posibilidades son:

  • eran originarios de regiones más bajas de la corteza y llegaron a la superficie por levantamiento , lo que les da facies de anfibolita como máximo.
  • en las siestas austroalpinas se producen eclogitas que se formaron durante el período Cretácico , en una fase temprana de formación de montañas llamada orogenia Eo-Alpina. Estas son rocas metamórficas de alto grado, pero su metamorfismo no está relacionado con la (posterior) formación de los Alpes.

Las eclogitas cenozoicas ocurren en las siestas Penninic, que contienen material que ha pasado por facies de blueschist o eclogite . Estas napas muestran un gradiente de campo de Barrovia . 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 en el manto y luego se obdujo en la corteza.

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

Historia tectónica

Los Alpes son un cinturón de plegado y empuje . El plegado y el 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 el supercontinente Pangea se formó a partir de Gondwana y Laurasia . Al este de los terrenos que ahora forman los Alpes estaba el océano Paleo-Tetis .

Los efectos del viento y el agua pudieron erosionar química y mecánicamente las cadenas montañosas Hercínicas. En el Pérmico , los principales depósitos en Europa fueron areniscas y conglomerados , producto de la erosión en la cordillera Hercínica. Al mismo tiempo, se produjo la extensión de la corteza porque 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 el 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

En el período Jurásico temprano (180  Ma ), un océano estrecho comenzó a formarse 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 Océano Piemont-Liguria . Este océano generalmente se considera una extensión occidental del océano Tetis . Aunque no estaba realmente conectado con él, una pieza peninsular de la corteza continental de la placa africana llamada placa del Adriático 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 de Tetis alpino o Océano de Tetis occidental se utilizan para describir una serie de pequeñas cuencas oceánicas que se formaron al suroeste de la placa europea, para distinguirlas del océano de 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 se formó el océano de Valais entre las dos placas. Los océanos Piemont-Liguria y Valais nunca fueron grandes océanos como el actual Océano Atlántico. Lo que podrían haber sido es la apertura debajo del Mar Rojo , continuando hacia abajo a través de África, formando el Gran Valle del Rift . Finalmente, 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 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 fue relativamente breve. Cuando el Océano Atlántico se formó 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 Tetis se comprimieron y plegaron a medida que se empujaban lentamente hacia arriba. Atrapada en medio de la fusión de los continentes, el área del mar de Tetis entre África y Eurasia comenzó a encogerse a medida que la corteza oceánica se subduce debajo de la placa del Adriático. 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 (África) luego continuó su movimiento hacia el norte durante unos 1.000 km (600 millas). Se cree que el lento plegamiento y plegado 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 Penninic.

A finales del Cretácico, la primera colisión continental tuvo lugar cuando la parte norte de la subplaca del Adriático chocó con Europa. A esto se le llama fase Eo-Alpina y, a veces, se la considera como 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 más tarde formaría las siestas austroalpinas y los Alpes del Sur. En algunos fragmentos del océano Piemont-Liguria, ahora en las napas penínicas, también se puede reconocer una fase de deformación Eo-Alpina.

Aparte del pliegue Eo-Alpino y el cinturón de empuje, otras regiones todavía estaban en el dominio marino durante el Cretácico. En los márgenes sur del continente europeo, los mares poco profundos formaron depósitos de piedra caliza, que más tarde se incorporarían (en los Alpes) a las napas helvéticas. 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 Bündner de las napas Penninic.

Paleoceno y Eoceno

Cuando la corteza oceánica Piemont-Liguria se había subducido por completo debajo de la placa del Adriático en el Paleoceno , 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) subducidos debajo de la placa del Adriático. Permanecieron a unos 70 km (45 millas) por debajo de la superficie durante el Eoceno , alcanzando la facies de eclogitas y siendo invadidos por migmatitas . Este material se convertiría más tarde en las siestas Penninic, 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 napas austroalpinas) se empujó sobre la corteza europea. Esta fue la principal fase de colisión en la formación de los Alpes.

Oligoceno y Mioceno

Cuando la losa subducida se rompió (conocida como rotura de la losa, tirón de la losa ) y cayó, 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 realizarse en dirección oeste-este porque la placa del Adriático aún convergía desde el sur. Se desarrolló una enorme zona de empuje que más tarde se convertiría en la Veta Periadriática . La zona también acomodaba cizalladura dextral que resultó de la extensión oeste-este. Con la excepción de la allochthon material de Austroalpine, este empuje se desarrolló en el límite de la Adriático y placas europeos. Las zonas centrales de los Alpes se elevaron y posteriormente fueron erosionadas. De esta forma se formaron ventanas tectónicas y cúpulas como la ventana Hohe Tauern .

Mientras tanto, el frente de empuje de las napas penínicas y austroalpinas avanzó, empujando todo el material en su camino hacia el norte. Debido a esta presión se desarrolló un declive sobre el que se producía el empuje. El material empujado se convertiría en las siestas helvéticas.

La placa adriática comenzó a girar en sentido antihorario.

Cuaternario

Después de la subducción de la corteza oceánica de la colisión de placas europeas casi se detuvo por completo en los Alpes occidentales y centrales ( Ver 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 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 adriática, empujada por la placa africana, todavía gira en sentido antihorario alrededor del eje cerca de Ivrea en el noroeste de Italia y está subducida 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 edades de hielo conocidas han contribuido mucho a remodelar la región. Los tremendos glaciares que fluyeron de los valles de las montañas cubrieron repetidamente toda la llanura suiza y empujaron la capa superficial del suelo hacia las colinas bajas y onduladas que se ven hoy. Sacaron 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 ahora conocido como lago Neuchâtel . El hielo en esta región alcanzó unos 1.000 m (0,6 millas) de profundidad y fluyó fuera de la región detrás del lago de Ginebra a unos 100 km (60 millas) al sur. Hoy en día se encuentran grandes cantos rodados de granito esparcidos por 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 solo unos 200 a 300 años.

Además de dejar un páramo similar al Ártico de roca estéril y grava, 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 en realidad son morrenas laterales glaciales. A medida que 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 hasta 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 .

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 mapear las estructuras en 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 conocimientos de la investigación gravitacional y la tomografía del manto, se puede mapear la placa en subducción de la placa europea. La tomografía también muestra algunas losas desprendidas más antiguas más profundas en el manto.

Ver también

Referencias

Otras lecturas

enlaces externos