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.