mantos de nieve austroalpinos

Los mantos austroalpinos son un sistema geológico de apilamiento de mantos en los Alpes europeos. Estructuralmente, se asientan sobre los Pennínicos (es decir, fueron empujados sobre ellos). El prefijo «Austro» en este término se refiere a Austria, en lugar de sur/meridional. Esto se debe a que la mayor parte de los mantos austroalpinos (que constituyen los Alpes orientales, salvo algunas ventanas tectónicas ) se encuentra en Austria, aunque también se extienden hasta el este de Suiza . El límite occidental de los Alpes orientales es la línea que une los lagos de Constanza , Chur y Como .

Los mantos de corrimiento austroalpinos constituyen los Alpes orientales, a excepción de algunas ventanas tectónicas como la ventana de Tauern , la ventana de Rechnitz (ambas en Austria) y la ventana de Engadina (Suiza). Cubren el este de Suiza y la mayor parte de Austria.

En los Alpes occidentales, las unidades de Sesia ( Italia ) y Dent Blanche (Suiza) forman un klippe sobre los mantos pennínicos . Se les ha denominado austroalpinos porque este término también se ha utilizado generalmente para referirse a unidades derivadas de la placa adriática . Sin embargo, son distintos y no guardan relación con los mantos austroalpinos de los Alpes orientales. Tienen un origen paleogeográfico y una historia tectónica diferentes. Por lo tanto, no siempre se consideran parte de los mantos austroalpinos. ^{[ 1 ]} El Matterhorn es el ejemplo más destacado de este klippe.

La formación de los Alpes se produjo en dos fases orogénicas . Los mantos de corrimiento austroalpinos de los Alpes orientales se formaron durante la primera orogenia eoalpina, a principios del Cretácico , hace entre 140 y 84 millones de años. Los Alpes centrales y occidentales se formaron en la segunda fase orogénica, que tuvo lugar mucho más tarde, a finales del Eoceno , hace 35 millones de años.

La orogenia eoalpina fue resultado de la colisión continental entre el extremo noroccidental de la placa adriática (placa superior) y un fragmento continental , Alcapa, ^{[ Nota 1 ]} (placa subductora). Esto ocurrió tras la subducción y el cierre de una ensenada occidental del océano Meliata , que se encontraba entre ambas. Este océano estaba al este de la primera y al sur de la segunda. Era una rama septentrional del océano Neotetis , que se había abierto en el Triásico . ^{[ 2 ]}

En esta orogenia, los mantos austroalpinos y los Cárpatos occidentales se formaron en Alcapa, mientras que los mantos alpinos meridionales se formaron en la placa adriática. Partes de Alcapa se acrecionaron a la base y al borde de avance de la placa adriática. ^{[ 2 ]} El movimiento del frente de cabalgamiento fue de suroeste a noroeste. ^{[ 3 ]}

Durante la orogenia eoalpina, la placa adriática se encontraba más al sureste que en la actualidad. Estaba separada del margen continental europeo de la época por la parte piamonte del océano Piamonte-Liguria . Posteriormente, este océano comenzó a subducir. La placa adriática se desplazó hacia el noroeste, convergió con Europa y alcanzó su posición actual. Finalmente, ambas placas colisionaron, dando lugar a la segunda fase orogénica.

Los mantos austroalpinos (que originalmente se encontraban entre el océano Piamonte-Liguria , en su extremo sur, y el océano Meliata, en su extremo norte) se dividen en mantos inferiores y superiores. Su estructura es la siguiente:

• Mantos de corrimiento austroalpinos superiores . Estos fueron los mantos que más se desplazaron durante la orogenia eoalpina. Forman los Alpes Calcáreos Septentrionales . Sus mantos inferiores tienden a ubicarse en el norte, mientras que los superiores se encuentran en el sur. Estos mantos se dividen en tres sistemas de mantos yuxtapuestos. De arriba a abajo, son:

A) Mantos de corrimiento juvavicos . Se trata de una serie de klippen que recubren los mantos tiroleses. Fueron la cuña de acreción que se unió a los Alpes Calcáreos Septentrionales. Se erosionaron por completo . Sus restos se conservan únicamente en bloques de roca que se superpusieron a los rellenos de cuencas del Jurásico Medio a Superior, pertenecientes a cuencas que se encontraban delante o encima del cinturón de cabalgamiento en propagación y que posteriormente fueron superpuestas. ^{[ 4 ]}

Una formación en los mantos del Juvavic Inferior en el margen oriental de los Alpes Orientales con carbonatos de aguas profundas , radiolaritas, grauvacas y tobas se considera como los restos de la cuña de acreción de la zona de subducción . ^{[ 1 ]} Los mantos del Juvavic Superior se originan en el área distal (exterior, junto a las aguas profundas de un océano) del margen continental pasivo de la placa Adriática a lo largo del extremo norte del océano Meliata. ^{[ 5 ]}

B) Mantos tiroleses . Estos mantos son la cubierta sedimentaria que se encuentra directamente sobre los sedimentos de la zona de grauvaca. Estas dos unidades originalmente estaban en la misma posición en el margen pasivo a lo largo del extremo norte del océano Meliata. ^{[ 5 ]} Los mantos tiroleses tienen cabalgamientos y fallas internas , pero solo un plegamiento menor porque están compuestos predominantemente de dolomita . ^{[ 6 ]}

C) Mantos bávaros . Estos son los mantos más bajos. Se encuentran en el borde norte de los Alpes orientales y directamente sobre unidades pennínicas derivadas del océano Piamonte-Liguria. A diferencia de los mantos Juvavic y Tirolianos, se originan en el área distal (externa) del margen continental pasivo en el extremo sur del océano Piamonte-Liguria y en una posición relativamente más externa con respecto al margen pasivo formado anteriormente en el extremo norte del océano Meliata, que estaba más al sur. ^{[ 5 ]}

También existe la zona de grauvacas , una estrecha franja de sedimentos paleozoicos ( grauvacas , lutitas , calizas y otros). Constituye el antiguo sustrato de los mantos de corrimiento del Tirol, que se depositaron directamente sobre ellos. ^{[ 1 ]} Esta zona se ubicaba en el margen continental pasivo, en el extremo norte del océano Meliata. Se cree que originalmente fue el basamento paleozoico de las rocas mesozoicas de los mantos de corrimiento del Tirol . Estas rocas permanecieron varios kilómetros más atrás, al sur, durante el movimiento de los mantos. ^{[ 6 ]}

Los mantos calcáreos del norte y la zona de grauvaca forman un extenso cinturón de pliegues y cabalgamientos de piel fina .

• Mantos austroalpinos inferiores . Estos eran los basamentos ( variscos ) de los mantos de la orogenia eoalpina sobre los que cabalgaron los otros mantos austroalpinos ( sedimentarios ). Están muy extendidos en el este de Suiza, particularmente a lo largo del margen suroeste de los mantos austroalpinos. También se encuentran a lo largo del margen noreste y, ocasionalmente, en el margen norte de la ventana de Tauern . Se originaron a partir de una parte muy externa de la placa adriática que daba al océano Piamonte-Liguria. ^{[ 5 ]}

Estos mantos de corrimiento no se desplazaron durante la orogenia eoalpina y solo sufrieron ligeras modificaciones durante la misma. Se erosionaron y ahora constan de solo unos pocos mantos. El límite entre los Alpes orientales y occidentales (el este de Suiza y el extremo oriental de Austria) marca el extremo occidental de la orogenia eoalpina. ^{[ 1 ]}

Las zonas de sutura marcan las áreas donde dos masas continentales se han fusionado tras el cierre de una cuenca oceánica. Los dos elementos que facilitan su identificación son la presencia de trazas de ofiolitas que se han obducido sobre la corteza continental durante la colisión continental y/o unidades eclogíticas que indican la subducción de rocas a grandes profundidades, alcanzando presiones altas o ultraaltas en el metamorfismo de subducción . En los mantos austroalpinos, la identificación de las suturas es particularmente difícil debido a su intensa erosión.

Los hallazgos relacionados con una sutura han generado interrogantes sobre la dinámica de la orogenia eoalpina y su cronología.

El sistema de mantos de Koralpe -Wölz es un cinturón metamórfico estrecho y de alta presión. Es un posible candidato para la sutura eoalpina. Sin embargo, existen discrepancias respecto a su naturaleza y cronología.

Este sistema de mantos de corrimiento comprende una serie de unidades basales que presentan una importante sobreimpresión metamórfica eoalpina . Sus mayores afloramientos se encuentran al este de la ventana de Tauern. Se extienden gradualmente hacia el este. Existen unidades eclogíticas que indican subducción a grandes profundidades. Estas se encuentran sobre unidades basales que indican metamorfismo a presiones y temperaturas más bajas . ^{[ 5 ]}

Schmid et al. (2004) proponen que fueron exhumados hacia el norte en una cuña de extrusión. La sobreimpresión metamórfica de alta presión eoalpina y la posterior extrusión fueron causadas por la colisión entre los márgenes norte y sur del océano Meliata (orogenia eoalpina).

However, the metamorphism in this high pressure belt occurred in the Late Cretaceous, whereas the nappe thrusting of the eo-Alpine orogeny was completed in the Early Cretaceous. Moreover, there are no traces of oceanic crust. The eclogites are seen as being from intra-continental gabbros, indicating an intracontinental subduction.^[1]

Kurtz and Fritz (2003) propose that the eo-Alpine orogeny might have been a two-stage cycle. The first one involved subduction and closure of the Meliata ocean (Late Jurassic) and the formation of the Northern Calcareous Alps (Early Cretaceous). The second one involved southward magmatic underplating of the continental margin of the Adriatic plate and imbrication of the Austroalpine basements which underwent metamorphism. This increased from greenschist-facies in the northern parts to amphibolite and eclogite facies in its southernmost parts.

The origin of the second phase was probably rifting, crustal extension and crustal thinning in the Permian accompanied by magmatic underplating in the internal parts of the orogen. Heating of the crust by the latter created high temperature metamorphism in some rocks.^[7] With later cooling, the crust thickened again. It became gravitationally unstable causing the onset of subduction inside the continent.^[8] The high-pressure metamorphic rocks were exhumed in the Late Cretaceous through a detachment fault in the lower crust.^[7]

On the basis of an analysis of detrital chrome spinelgrains found southwest of Salzburg (in the Hallstatt Mélange area of the Saalach Zone, western central Northern Calcareous Alps), Gawlick et al. (2015) propose that the eo-Alpine orogeny stated earlier than the usually indicated timeframe (Early Cretaceous).

Estos autores argumentan que su estudio indica que en los Alpes Calcáreos Septentrionales meridionales la obducción de ofiolitas ocurrió antes, en el Jurásico Medio a principios del Jurásico Superior . Esta erosión del apilamiento de ofiolitas obducidas comenzó en el Kimmeridgiense (Jurásico Superior) y duró hasta el Aptiense (finales del Cretácico Inferior). La erosión se vio ralentizada por una plataforma carbonatada del Kimmeridgiense al Cretácico Inferior que evolucionó sobre el apilamiento de mantos con las ofiolitas obducidas. Esta plataforma protegió las ofiolitas contra la erosión. Posteriormente, las ofiolitas se erosionaron rápidamente. ^{[ 9 ]}

La extrusión o desplazamiento lateral se refiere al movimiento horizontal (hacia los lados) de una masa continental. Puede ser sinistral (hacia la izquierda) o dextral (hacia la derecha). El movimiento lateral es causado por un empuje . En el caso de los mantos austroalpinos y los Alpes orientales, el empuje fue causado por la tectónica indentadora . En una colisión continental, una de las dos placas tectónicas que colisionan es rígida (con rocas litosféricas fuertes ) y la otra es "blanda" (con rocas litosféricas más débiles). La primera actúa como un indentador que empuja las rocas de la segunda, las cuales se deforman, acortan y extienden (estiran) debido a la indentación, causando el desplazamiento lateral.

Durante la colisión entre la placa adriática y la placa continental europea, el empuje de la primera ejerció un régimen compresivo y un acortamiento cortical norte-sur. También actuó como un indentador, dividido en dos partes: el indentador insubrico y el indentador dolomítico. Este último se ubica en los Alpes del Sur, sobre esta placa, al sur de la parte oriental de los Alpes Calcáreos del Norte. Al tratarse de una protuberancia, el mayor acortamiento se produce en su extremo.

Debido a la indentación, en lugar de ser empujados más al norte hacia la cuenca de antepaís , los Alpes orientales sufrieron una separación lateral. Se estiraron, estrecharon y alargaron fuertemente hacia el este (por escape lateral) hasta casi duplicar su longitud original. ^{[ 1 ]}

La mayor parte del acortamiento se produce en la punta del indentador de los Dolomitas. Cerca de allí se formó la ventana de Tauern , una estructura de extensión que sufrió un estiramiento y elongación considerables. Los bloques de Ötztal y Gurktal , situados al este y al oeste de la ventana, se desplazaron 160  km. ^{[ 10 ]}

Rosenberg et al. (2018) estiman que el acortamiento en la parte occidental de los Alpes Orientales ascendió a 75  km,  de los cuales 55 km se acomodaron en la Ventana de Tauern. Estas cifras en Handy et al. (2011) son 125  km y 70  km de acomodación en la Ventana de Tauern. Frisch et al. (2000) estiman que en el extremo norte del indentador de Dolomita fue de 113  km.

El acortamiento disminuyó hacia el este (donde se ensanchan los Alpes orientales) debido a la disminución de la convergencia entre las dos placas tectónicas. Frisch et al. (2000) estiman una cantidad de 40  km en el margen oriental; Rosenberg et al. (2018) estiman 30  km.

Algunas estimaciones para la extensión total en los Alpes Orientales son 170  km ^{[ 10 ]} y 130  km (de los cuales aprox. 85  km se encuentran en los Alpes Calcáreos del Norte y aprox. 45  km están inmediatamente al norte del indentador). ^{[ 11 ]}

Frisch et al. (2000) proponen que el desplazamiento hacia el este de los Alpes Orientales fue posible gracias a la existencia de una cuenca oceánica en la zona de la futura cuenca panónica, donde se produjo una subducción con retroceso de la placa . Esto proporcionó el espacio necesario para acomodar dicho desplazamiento.

La extensión también se produjo en los Alpes Centrales. Frisch et al. (2000) estiman que el estiramiento total en los Alpes Centrales y Orientales superó los 300  km. Estos autores también proponen que estas dos partes de los Alpes forman parte de una provincia extensional que incluye la cuenca de Panonia .

Los mantos de corrimiento austroalpinos son fragmentos de la antigua plataforma continental y talud continental de la placa apuliana o adriática . Estos fragmentos contienen rocas del basamento continental , así como rocas sedimentarias depositadas en estos ambientes.

Las rocas del basamento han sufrido metamorfismo relacionado con su profundidad original en la corteza terrestre , pero en los mantos austroalpinos el metamorfismo alpino es de grado bastante bajo o inexistente. Las rocas del basamento pueden ser de facies de esquistos verdes a facies de anfibolita , dependiendo de su profundidad original. Se trata de esquistos y (para) gneises paleozoicos intruidos por granitos de edad varisca y terciaria .

Permian and Mesozoic sedimentary and volcanic rocks were deposited on top of these basement rocks. Shallow marine limestones are abundant, these limestones now form theNorthern Calcareous Alps, the mountain chains of the northern part of the Eastern Alps. Sometimes, the limestone has been turned into dolomite, as in the Austrian region Salzkammergut and the German region Allgäu.

A special unit is the greywacke zone, a band of Paleozoic metamorphosed sedimentary rocks that forms an east-west band through the AustrianAlps. It crops out between the Mesozoic rocks of the Tirolian nappes of the upper Austroalpine nappes. Stratigraphically, the greywacke zone can be up to 2 kilometres (1.2 mi) thick.

All of these lithologies were folded and thrust, so that the basement rocks can be found on top of the sedimentary rocks.

• Frisch W., Dunkl I., J. Kuhlemann J., Post-collisional orogen-parallel large-scale extension in the Eastern Alps, Tectonophysics, Vol. 327, 2000, pp. 239–265
• Gawlick, H.-J., Frisch, W. (2003): The Middle to Late Jurassic carbonate clastic radiolaritic flysch sediments in the Northern Calcareous Alps: sedimentology, basin evolution and tectonics - an overview. – Neues Jahrbuch Geologie Paläontologie, Abhandlungen, Vol. 230 pp. 163–213.
• Gawlick H-J., Schlagintweit F., Missoni S. (2015) Ophiolitic detritus in Kimmeridgian resedimented limestones and its provenance from an eroded ophiolitic nappe stack south of the Northern Calcareous Alps (Austria) Geologica Carpathica, Vol 66 (6) pp. 473–487
• Handy MR, Schmid SM, Bousquet R., Kissling E., Bernoulli D. (2010) Conciliación de las reconstrucciones tectónicas de placas del Tetis alpino con el registro geológico-geofísico de la expansión y subducción en los Alpes, Earth Science Reviews, vol. 102, págs.  121-158 .
• Handy M. R, Rosenberg CL, Ustaszewski K., Spakman W. (2011) Fragmentación del indentador adriático y su relación con los cambios en las configuraciones de las placas bajo la cadena Alpes-Cárpatos-Dinárides, Reunión de otoño de la AGU, 5-9 de diciembre
• Kurtz W., Fritz H. (2003) Evolución termometamófica en el complejo de mantos austroalpinos en los Alpes orientales: consecuencias para la zona de subducción eoalpina, International Geological Review, vol. 45, (12) pp.  587–603
• Mandl GW, (2000) El sector alpino de la plataforma de Tethyan: ejemplos de sedimentación y deformación del Triásico al Jurásico de los Alpes Calcáreos del Norte, Mitteilungen Osterreichishen Geologischen Gesellschaft, vol. 92, págs.  61–67
• Neukirchen F. (2022) La formación de las montañas, Springer, ISBN 978-3031113840
• Ratschbacher L., Frisch, W., Neubauer F., Schmid SM, Neugebauer J. (1989) Extensión en cinturones orogénicos de compresión: los Alpes orientales. Geología vol. 17, págs.  404–407.
• Rosenberg CL, Schneider S., Scharf, Bertrand A., Hammerschmidt K., Rabaute A., Brun JP., Relacionando la cinemática de colisiones con los procesos de exhumación en los Alpes Orientales, Earth-Science Reviews, Vol. 176, 2018, pp.  311–344.
• Schmid SM, Fügenschuh B., Kissling E., Schuster R. (2004) Mapa tectónico y arquitectura general del orógeno alpino, Eclogae geologicae Helvetiae, Vol. 97, pp.  93–117
• Stüwe K., Schuster R. (2010) Inicio de una subducción en los Alpes: ¿continente u océano? Geology, Vol. 38, pp.  175–178