 Ongeveer
270 miljoen jaar geleden had de Variscische gebergtevorming
juist plaatsgevonden; daarbij waren op grote schaal door
warmtetoevoer uit de diepte metamorfe gesteenten – schisten en
gneisen – gevormd, waarin tegen het einde van de gebergtevorming
grote granietlichamen drongen. Door opheffing en erosie werden
deze gesteenten blootgelegd over een gebied dat belangrijk
uitgebreider was dan de tegenwoordige Alpen. Dit is de
ondergrond of het kristallijne grondgebergte van de toekomstige
Alpen. Dit grondgebergte werd in eerste instantie op een aantal
plaatsen bedekt door sedimenten van Boven-Carbonische en
Permische ouderdom, die door een late fase van de Variscische
gebergtevorming werden getroffen en als synclinalen in het
grondgebergte voorkomen. Daarna vond tot het einde van de Trias
een rustige sedimentatie plaats met o.a. kwartsieten, dolomieten
en evaporieten, die, met uitzondering van de Briançonnais-zone,
van geringe dikte zijn. In de Zuid- en Oost-Alpen is daarentegen
de Trias van een ander, het zgn. alpine type: veel dikker en met
veel carbonaatgesteenten. Aan het einde van de Trias vinden er
belangrijke veranderingen plaats als gevolg van uitrekking van
de aardkorst, waardoor enkele sedimentatiebekkens ontstaan. In
de Jura, ongeveer 200 miljoen jaar geleden, vormde zich daarbij
een bekken met een typische oceanische bodem, bestaande uit
ultramafische gesteenten en bazalten. Deze ontwikkeling die
samenhangt met de opening van de Atlantische Oceaan, vormt de
inleiding tot het ontstaan van de Alpen. Het Helveticum is aldus
de zuidrand van het Europese continent en is de plaats waar een
zich naar het zuiden verdikkende en verdiepende
shelfsedimentatie zich voordoet. Ten zuiden daarvan lag een
tweetal troggen gescheiden door een hogere rug waarop minder
sedimentatie plaatsvond. Van noord naar zuid zijn dit de
Valais-trog, het Briançonnais hoog en de Piemont-trog. Deze
vormden later het Penninikum. In beide troggen komen sedimenten
voor die bekend staan als Bündnerschiefer of schistes lustrés,
met een Jura- en Krijtouderdom. In de Piemont-trog vindt men
daarnaast veel resten van de oorspronkelijke oceaanbodem, de
zgn. ofiolieten, bestaande uit peridotieten, serpentinieten,
kussenlava's, gabbro's met daartussen diepzeesedimenten zoals
radiolarieten.
Zuidelijk van de Piemont-trog ligt de noordelijke continentrand
van het Afrikaanse continent met zijn typische Trias-afzettingen.
De Piemont-oceaan heeft slechts kort bestaan. Reeds aan het
begin van het Boven-Krijt, ongeveer 100 miljoen jaar geleden,
werd de Piemont-trog weer gesloten door een noordwaartse
beweging van Afrika. Door subductie werd de bodem van die trog
weer grotendeels in de mantel opgenomen, waarbij de kenmerkende
hoge druk-lage temperatuurmetamorfose werd gevormd, die dan
vooral in de ofiolieten is terug te vinden. Toen de Piemont-trog
aan het begin van het Tertiair geheel gesloten was, botsten
Europa en Afrika tegen elkaar waardoor de dekbladstapeling van
het Oost-Alpien en het Penninikum tot stand kwam. Daarbij is
steeds het hoogst gelegen dekblad van de meest zuidelijke
oorsprong. Derhalve ligt het Oost-Alpien op het Penninikum, en
zijn de dekbladen uit de Piemont-trog op die van het
Briançonnais hoog en de Valais-trog overschoven. Pas in een
later stadium werden de Helvetische dekbladen gevormd.
De oorspronkelijke ligging van deze verschillende
sedimentatiebekkens heeft men door middel van reconstructies
weten te achterhalen. De Helvetische shelf lag tussen het Aar-
en Gotthardmassief en zette zich naar het westen voort in de
Dauphiné-zone die min of meer op haar oorspronkelijke plaats
ligt. De Valais-trog vormde de bedekking van de onderste
Penninische dekbladen, de Briançonnais-zone die van het
Sint-Bernarddekblad, en de Piemont-trog lag tussen het
Monte-Rosadekblad en de Sesia Lanzo-zone.
De sedimentatie ging, zij het niet onafgebroken, door vanaf het
einde van de Trias tot aan het Boven-Krijt. Toen omstreeks die
tijd de alpine orogenese begon, werd het begin aangeduid door
een belangrijke verandering in de aard van de sedimentatie,
zowel in de Helvetiden als de Penniden. Als gevolg van het
toenemen van het reliëf en erosie van boven water gekomen
gebieden kwam er veel klastisch materiaal beschikbaar, dat voor
een belangrijk deel als gegradeerde zandstenen werd afgezet.
Deze sedimenten staan bekend onder de verzamelnaam flysch en de
ouderdom varieert van Boven-Krijt tot Oligoceen, en wel zodanig
dat in de meer interne zone Krijt-flysch werd afgezet en in de
externe Tertiair flysch.
De alpine orogenese duurde ongeveer tot het eind van het
Tertiair en kan in verschillende fasen worden opgesplitst. De
structuren die gevormd werden, bestaan voornamelijk uit grote
overschuivingen, de dekbladen, die bijna alle van de binnenzijde
van de Alpenboog naar buiten bewogen, dwz. van zuid naar noord
in de Oostenrijkse en Zwitserse Alpen en van oost naar west in
de West-Alpen. De enige uitzondering vormt de Helvetische zone
in de Franse Alpen, die niet of nauwelijks van haar kristallijne
ondergrond losraakte.
In Zwitserland bestaat de gehele Helvetische zone uit op elkaar
gestapelde dekbladen en zijn er nog slechts kleine resten
autochtoon bewaard gebleven. Al deze dekbladen, die nu ten
noorden van het Aarmassief en de Rhône liggen, hadden hun
sedimentatiebekken ten zuiden tussen het Aar- en Gotthardmassief.
Beide massieven moeten dus oorspronkelijk veel verder van elkaar
hebben gelegen. Ze zijn tijdens de orogenese zo dicht tegen
elkaar geschoven, dat er nu nog slechts een zeer dunne strook
Mesozoïcum tussen voorkomt.
Door een onderzoek naar de faciës en de dikten van de gesteenten
heeft Albert Heim reeds kunnen vaststellen dat de dekbladen die
nu het meest noordelijk liggen, zoals bijv. het Säntis-dekblad,
in het Helvetische bekken het meest zuidelijk lagen en dus het
verst overschoven zijn. De overschuivingen tussen de
verschillende dekbladen hebben steeds van zachte, goed glijdende
gesteenten, zoals schalielagen, gebruik gemaakt. In geen geval
echter zijn stukken van het grondgebergte meegeschoven. Dit is
een van de principiële verschillen met het Penninicum, waar
eveneens grote dekbladen ontstonden, maar waaraan steeds het
grondgebergte deelnam. Evenals in de Helvetiden ligt het
grootste deel van elk dekblad normaal. Weliswaar vindt men grote
liggende plooien in de Penniden, maar deze zijn pas gevormd
nadat de dekbladen ter plaatse lagen en hebben met de
overschuiving als zodanig niets te maken. Een tweede verschil
met de Helvetiden is, dat de hele Penninische zone tijdens de
orogenese gemetamorfoseerd werd. Deze omkristallisatie vond
plaats tijdens en na de vorming van de dekbladen. Door
glijbewegingen die in verband staan met het overschuiven van de
dekbladen tijdens de metamorfose, ontstond de schistositeit.
Niet alleen de Mesozoïsche gesteenten werden op deze wijze
gemetamorfoseerd, ook het Variscisch grondgebergte was aan dit
proces onderhevig, zodat zowel de mineralen als de structuren
daarin van alpine ouderdom zijn. De afstand die de noordelijkste
dekbladen van de Helvetiden hebben afgelegd bedraagt zeker 40
km. Vermoedelijk komen de Penniden uit een gebied ten zuiden van
de wortelzone. De dekbladen van de Oostalpine zone zijn zeker
het verst overschoven, daar ze zowel de Penniden als de
Helvetiden bedekken. Overschuivingsbedragen van meer dan 100 km
worden genoemd, maar zijn moeilijk met zekerheid vast te
stellen. Men schat de breedte van het oorspronkelijke oceanische
bekken op ten minste 600 km, terwijl door het op elkaar stapelen
van dekbladen de breedte van de Alpen nu ongeveer 150 km
bedraagt. Dit zou een verkorting van viermaal de oorspronkelijke
breedte betekenen. Als gevolg hiervan werd de aardkorst in de
Alpen ook viermaal zo dik. Hieruit vloeit voort dat onder de
Alpen door de opeenstapeling van relatief lichte gesteenten als
schist en gneis een diepe uitbochting naar beneden in de
aardmantel ontstond, hetgeen weer leidde tot opheffing door
isostatische compensatie. Het reliëf nam toen dus zeer sterk toe
en dit gaf aanleiding tot snelle erosie en een nieuw type
sediment, de molasse, grofkorrelige gesteenten en conglomeraten,
die de afbraakproducten van de Alpen zijn. Deze sedimenten
werden in twee bekkens gedeponeerd, nl. in het Molassebekken aan
de buitenzijde van de Alpenboog, een zgn. voordiep, en in het
Pobekken, een achterdiep. Deze bekkens zijn, hoewel langgerekt
en dikwijls gevuld met een dik pakket sedimenten, niet
vergelijkbaar met de alpine geosynclinaal; zij zijn het
eindstadium van de orogene ontwikkeling, niet het beginstadium.
Vóór de vorming van de dekbladen hebben reeds zeer belangrijke
en bijzondere tektonische bewegingen plaatsgevonden. Het
voorkomen van eklogieten en glaucofaangesteenten met mineralen
als omphaciet, jadeïet, lawsoniet, glaucofaan en phengiet in de
West-Alpen, in de Sesia Lanzo-zone, het gebied van Zermatt en in
het oostelijk deel van Zwitserland kan alleen geïnterpreteerd
worden door aan te nemen dat gedurende de metamorfose de druk
zeer hoog was (1000–1500 MPa) en de temperatuur relatief laag
(300–400 °C). Een druk van 1000–1500 MPa komt overeen met een
diepte van 35–60 km. Met een normale geothermische gradiënt van
20–30 °C per km zijn de temperaturen op die diepte veel hoger
dan 400 °C. Om relatief koude gesteenten op grote diepte te
krijgen, moeten deze zeer snel door een of ander mechanisme naar
beneden getransporteerd worden. Het enige bekende mechanisme
daarvoor is subductie, waarbij oceaanbodem via een Benioffzone
in de mantel verdwijnt. In het geval van de Alpen zou de
oceaanbodem van de Piemont-trog aldus in de mantel zijn
opgenomen, waardoor tevens deze mini-oceaan gesloten werd. Door
radiometrische ouderdomsbepalingen weet men bovendien dat de
ouderdom van de hoge druk-lage temperatuur-metamorfose 70–90
miljoen jaar is, dwz. in het Boven-Krijt valt. Blijkbaar vond de
subductie plaats vóór de vorming van de dekbladen in het
Tertiair. Het is nog onduidelijk op welke wijze deze gesteenten
weer aan het aardoppervlak zijn gekomen.
Een tweede belangrijke metamorfose vond 35–40 miljoen jaar
geleden plaats, dwz. tijdens het Oligoceen. Het karakter van
deze Lepontinische metamorfose is verschillend van de hoge
druk-lage temperatuur-metamorfose uit het Krijt, omdat de
drukken lager en de temperaturen hoger waren. In grote gedeelten
van de Alpen vond deze tweede metamorfose plaats onder
druk-temperatuurcondities van de groenschistfaciës met
temperaturen van 400–550 °C en drukken ruwweg variërend van
250–700 MPa. In een klein deel van de Alpen, nl. in de Tessiner
culminatie, heersten amfibolietfaciëscondities, gekenmerkt door
het voorkomen van de mineralen distheen, stauroliet en
sillimaniet. De temperaturen voor deze faciës bedragen ongeveer
550–700 °C, bij een druk van minimaal 600 MPa. Hieruit volgt dat
het diepst ontsloten gedeelte van de Alpen ook het warmste was.
Deze metamorfose kan nu gedateerd worden ten opzichte van de
dekbladbewegingen. Gebleken is dat de dekbladen ouder zijn en
dat deze metamorfose gelijktijdig heeft plaatsgehad met een fase
van plooiing van de dekbladen. Aangezien druk in een
gesteentepakket hoofdzakelijk bepaald wordt door de diepte
tijdens de metamorfose, kan men een minimale diepte voor de
Lepontinische metamorfose vaststellen. 600 MPa komt ongeveer
overeen met een diepte van 22 km indien men voor de relatieve
dichtheid van korstgesteenten 2,7 neemt. Daar in het onderste
deel van het Sint-Bernarddekblad nog distheen en stauroliet
voorkomen, moeten de daaronder gelegen onderste Penninische
dekbladen nog dieper gelegen hebben, zodat daar met een diepte
van 25 tot 30 km rekening gehouden moet worden. Daar deze
gesteenten nu ruimschoots boven zeeniveau liggen, moet er dus
een opheffing van minstens 25 km in de Tessiner culminatie
hebben plaatsgevonden. Bij een ouderdom van de metamorfose van
35 miljoen jaar resulteert dit in een opheffing van 0,7 mm per
jaar. Ook met behulp van andere methoden, zoals geochronologie
en waterpasmetingen over enkele tientallen jaren, heeft men de
opheffingssnelheid van de Alpen kunnen bepalen. Deze komen
eveneens uit op bedragen variërend van 0,5 tot 1,0 mm/jaar. De
oorzaak van de opheffing ligt in de grotere dikte van de
aardkorst onder de Alpen, nl. 50–55 km in plaats van 35 km,
waardoor isostatische rijzing (zie isostasie) plaatsvindt.
Na de Lepontinische metamorfose intrudeerden enkele granieten,
zoals de Bergell-graniet met een ouderdom van 30 miljoen jaar.
Pas daarna werd door steilstelling van de gesteentelagen de
wortelzone gevormd, gevolgd door het ontstaan van de Insubrische
lijn. Radiometrische ouderdomsbepalingen aan muscoviet en
biotiet geven belangrijk geringere ouderdommen dan de
Lepontinische metamorfose, nl. tot slechts 12 miljoen jaar. Dit
kan goed verklaard worden met de hypothese dat muscoviet eerst
na afkoeling tot ongeveer 500 °C en biotiet na afkoeling tot 300
°C een gesloten systeem vormen voor de elementen rubidium en
strontium, zodat bij afkoeling onder deze temperaturen de
radioactieve ‘klok’ pas begint te lopen. Op deze wijze wordt de
afkoelingsgeschiedenis in detail geregistreerd, en verschaft die
op haar beurt weer gegevens over de opheffing en erosie.
Vanaf het Boven-Krijt (80 miljoen jaar geleden) hebben
gebergtevormende processen zich met slechts weinig
onderbrekingen tot aan de huidige tijd afgespeeld. Gezien de nog
steeds voortgaande opheffing en de grote korstdikte onder de
Alpen is dit proces voorlopig nog niet ten einde.
De meest recente ontwikkeling van de Alpen is een
Pleistocene
opheffing, die min of meer continu vanaf het Midden-Tertiair
heeft plaatsgehad. Deze opheffing geeft aanleiding tot het
morfogenetische stadium van de Alpen, waarbij de huidige
geomorfologische vormen en het gebergte zoals wij dat kennen,
ontstaan.
Het is vooral de erosie die het gebergte heeft gemodelleerd,
waarbij een zeer belangrijk aandeel aan de glaciale erosie moet
worden toegekend.
Tijdens de vier IJstijden (zie
ijstijden) die het Kwartair heeft gekend, zijn de Alpen voor
een groot deel onder gletsjers bedolven geweest; alleen de
hoogste graten staken nog boven het ijs uit. Vele grote en lange
gletsjers stroomden uit de Alpen het omringende laagland binnen,
waarbij U-vormige dalen (trogdalen) werden uitgeslepen. In de
hogere gedeelten ontstonden grote kaargebieden en bleven steile
graten achter. Ook de grote meren, zoals het Meer van Genève,
het Bodenmeer, het Lago Maggiore, hebben hun ontstaan te danken
aan glaciale werking, nl. door uitdieping. De postglaciale
erosie, hoewel niet onbetekenend, heeft in deze glaciale
morfologie nog slechts weinig verandering aangebracht.
|