In montagna la sera prima di andare a dormire in rifugio, al momento della partenza mattutina o meglio ancora quando si decide di passare la notte fuori, il cielo stellato ci appare in tutta la sua bellezza.
Può sembrare strano ma è proprio nelle immani fucine stellari che si è formata la materia che costituisce le rocce su cui ci arrampichiamo ed anche quella che costituisce il nostro corpo.
Ai nostri occhi stelle e galassie ci paiono fisse sul cielo e così si è creduto finché non abbiamo avuto i mezzi per misurare i movimenti dei corpi celesti. Oggi sappiamo che le stelle più vicine al Sole si spostano alla velocità di 20 Km\secondo, quelle della nostra Galassia più lontane da noi, superano i 100 Km\secondo, i Quasar, oggetti che si trovano alla periferia dello Universo, stanno viaggiando a più di 200.000 Km\secondo. Nel 1929 Hubble scoprì che i corpi celesti si stanno allontanando con una velocità che è tanto più alta quanto più sono lontani dall'osservatore.

Dopo il primo milione di anni dal Big Bang l'Universo assunse condizioni tali da permettere la formazione delle prime stelle per condensazione dell'Idrogeno. Le stelle, come si diceva all'inizio, sono delle formidabili fucine in cui atomi piccoli si fondono generandone di più grandi e pesanti con contemporanea liberazione di energia (fusione nucleare). Dalla fusione di atomi di Idrogeno si forma l'Elio; dall'Elio il Carbonio; dal Carbonio l'Azoto; dall'Azoto l'Ossigeno e così via fino al Ferro. Con lo stesso procedimento non possono invece formarsi elementi più pesanti: per la loro sintesi sono necessarie energie e condizioni tali che si verificano solo quando grandi stelle invecchiando esplodono (le così dette Novae e Supernovae). Queste violente esplosioni disperdono nello spazio la materia generata che mescolandosi all'Idrogeno ed all'Elio già presenti ne permette il riciclaggio in nuove stelle o pianeti.
Il nostro Sistema Solare è frutto di un fenomeno di riciclaggio di tale genere. Dalla " polvere di stelle " prodotta da una supernova esplosa 5 miliardi di anni fa si è generata una nube a forma di disco, roteante su se stessa nello spazio. La contemporanea azione della forza di gravità e della forza centrifuga portò alla formazione di un grande ammasso centrale di materia che generò il Sole. Perifericamente si aggregarono tra loro, per ripetute collisioni, granuli di polveri e di ghiaccio generando i pianeti compresa la nostra Terra.
La temperatura svolse un ruolo determinante nella formazione dei pianeti. Il calore emanato dal Sole impedì l'accumulo di ghiacci nei corpi più vicini Mercurio, Venere, Terra e Marte si accrebbero per aggregazione di rocce e metalli. A partire da Giove, invece, quantità sempre maggiori di ghiacci si aggiunsero ai materiali rocciosi.
E' interessante notare che la Terra tra tutti i pianeti è il più "pesante" ovvero quello a più alta densità.
Per effetto del calore generato dai numerosi impatti con asteroidi e per il calore generato dal decadimento di materiali radioattivi, i pianeti da Marte a Mercurio arrivarono ad una pressoché totale fusione. Nella massa fluida gli elementi più pesanti (es. Ferro) sprofondarono verso il centro del pianeta dove generarono nuclei metallici ad alta densità, mentre gli elementi più leggeri (come Silicio, Ossigeno, Calcio, Sodio, Potassio) migrarono per "galleggiamento" verso l'esterno dei pianeti originando un mantello sulla cui superficie esterna si formò una crosta solida costituita dai materiali più leggeri.

3. Le rocce: genesi e tipologie

Le rocce: genesi e tipologieLe rocce sono degli aggregati di uno o più minerali od anche degli aggregati di minerali e fossili.
I fossili sono resti di antichi esseri viventi.MineraliI minerali sono porzioni di materia costituita da atomi legati tra di loro in maniera ordinata ed in esatte proporzioni. Di ogni minerale si può scrivere la formula chimica che indica in quali rapporti stanno tra loro i diversi atomi; per ogni minerale si può individuare la forma del cristallo generato dall'ordinato disporsi degli atomi.
Attualmente si conoscono più di 3300 specie di minerali, di essi 10 sono talmente comuni da rappresentare in peso più del 90 percento della crosta terrestre. E' pure interessante notare che a costituire questi minerali concorrono in pratica solo 9 elementi: Silicio, Ossigeno, Alluminio, Ferro, Magnesio, Potassio, Sodio, Calcio, Carbonio.

I due elementi più abbondanti sono il Silicio e l'Ossigeno che si combinano a formare il gruppo dei minerali noto come SILICATI. Ciascun minerale silicato contiene ossigeno e silicio, e tutti, escluso il Quarzo, contengono uno o più altri elementi, che ne completano la struttura , rendendola elettricamente neutra. Tutti i silicati sono costituiti da un'unica struttura di base composta da 4 atomi di ossigeno e da un atomo di silicio, più piccolo, racchiuso nello spazio esistente tra quelli: Il TETRAEDRO

Cristalli ben formati di quarzo	Prismi del minerale epidoto
Cristalli verdi e limpidi di olivina	Minerale orneblenda (anfiboli)

I silicati in base alla loro composizione chimica possono essere distinti in due grandi gruppi gli scuri ed i chiari. I primi sono quelli che contengono nella loro struttura ferro e\o magnesio, per tale ragione sono anche detti femici o mafici. Essi hanno peso specifico superiore a 3, ad es. la biotite (mica nera); al contrario il quarzo ed i feldspati sono di colore chiaro, contengono nella loro struttura silicio ed alluminio e sono perciò detti sialici. Il loro peso specifico è prossimo a 2,7. Un'errata interpretazione chimica dei silicati condusse a classificare come "acidi" i più ricchi in silicio e "basici " i più poveri. Tale nomenclatura, che venne estesa anche ai magmi ed alle rocce costituite da silicati, pur non avendo fondamento viene ancora oggi seguita; così si trova su molti testi che il Granito per via del suo alto contenuto di silicio è una roccia acida mentre il Basalto che ne contiene poco è basico.

Schema delle diverse strutture dovute alle diverse combinazioni del tetraedro elementare.

Tra i minerali non silicatici sono molto importanti nella formazione delle rocce i Carbonati. La loro struttura di base è costituita da un atomo di carbonio legato a tre atomi di ossigeno. Questa struttura unendosi ad un atomo di calcio generano il minerale Calcite chimicamente corrispondente al carbonato di calcio costituente essenziale delle rocce calcaree. Unendosi ad un atomo di magnesio genera la Magnesite ed unendosi in eguali proporzioni a calcio e magnesio da la Dolomite.
I Carbonati non si formano dalla solidificazione di un magma, la loro resistenza al calore è piuttosto bassa: alla temperatura di 800°C si trasformano in anidride carbonica ed ossido di calcio e\o magnesio. I carbonati si originano a partire da anidride carbonica e calcio disciolti in acqua, per semplice combinazione chimica o grazie all'attività di esseri viventi (protozoi, alghe, spugne, coralli, molluschi, ..., vertebrati) .
Il riconoscimento di questi minerali è facile: trattati con un acido (es. acido solforico o cloridrico) liberano anidride carbonica, con un'evidente effervescenza nel caso della Calcite minore nel caso della Dolomite.Altri minerali abbastanza frequenti sono il Salgemma (cloruro di sodio) ed il Gesso (solfato di calcio idrato), essi si formano per precipitazione chimica in seguito all'evaporazione di acque marine.

Rocce

Lo studio di una roccia va fatta dapprima osservandone la disposizione nello spazio ed i rapporti con le rocce adiacenti poi (eventualmente con l'aiuto di una lente da 10-15 ingrandimenti) la si osserva lungo una superficie di frattura fresca (non ossidata o alterata) creata con un buon colpo di martello.
In base alla loro origine le rocce vengono suddivise in tre grandi categorie: Rocce magmatiche o ignee Rocce sedimentarie Rocce metamorfiche Le rocce magmatiche e le rocce metamorfiche si originano mediante processi che avvengono all'interno della crosta terrestre: le prime per solidificazione di magmi, le seconde per fenomeni di trasformazione di rocce preesistenti che vengono a trovarsi in condizioni di temperatura e pressione molto elevate. Le rocce sedimentarie si formano invece in seguito a processi che avvengono sulla superficie terrestre. I tre gruppi di rocce si trasformano continuamente l'uno nell'altro prendendo parte ad un grande ciclo: il ciclo litogenetico.

Ciclo delle rocce	Il ciclo delle rocce: il magma, raffreddandosi, dà origine a una roccia magmatica che viene erosa e depositata formando una roccia sedimentaria. La roccia sedimentaria viene deformata, trasformandosi in una roccia metamorfica

Le fratture e le faglie sono rotture della roccia lungo determinati piani. Nel caso delle faglie i blocchi in cui si è divisa la roccia scivolano l'uno rispetto all'altro, nelle fratture invece non c'è spostamento reciproco tra i blocchi. Si chiama piano di faglia o specchio di faglia il piano lungo il quale si rompe la roccia. La superficie che ne risulta, per effetto della frizione provocata dallo spostamento dei due blocchi, è solitamente levigata, striata e presenta dei gradini generati dai successivi movimenti dei blocchi. Una faglia costituisce sempre una zona di debolezza ed è facilmente intaccata dall'erosione; molte faglie sono riconoscibili dal fatto che in corrispondenza si sono formati canaloni, colatoi, gole, forre.

Tre gruppi principali di faglie

I sovrascorrimenti sono un tipo particolare di deformazione che si realizza quando due continenti si scontrano generando fortissime compressioni. Il piano lungo il quale avvengono i sovrascorrimenti è sempre poco inclinato rispetto all'orizzontale e su di esso le rocce si accavallano percorrendo anche centinaia di chilometri. Gli accavallamenti sovente determinano la sovrapposizione di rocce più antiche su quelle più recenti.

Gruppo di falde

Frequentemente si osservano vari piani di sovrascorrimento successivi, che isolano grandi cunei di roccia. Questi cunei di roccia accavallati l'uno sull'altro sono detti FALDE. Le falde sono un po' i mattoni con cui sono costruite le montagne. La catena alpina è costituita da più falde accavallate una sopra l'altra.

Le pieghe si formano in tempi molto lunghi ed in condizioni di pressione e temperatura sufficientemente elevate.
La disposizione nello spazio delle pieghe è definita dal piano assiale, quel piano cioè che passa per la cresta delle successive superfici piegate. Le pieghe con concavità verso l'alto sono dette Sinformi, quelle con concavità verso il basso Antiformi. Sinclinali quelle con gli strati più antichi all'interno della piega ed Anticlinali quelle con gli strati più recenti all'interno.
Sovente si osservano pieghe con forme irregolari dovute al fatto che molte rocce sono formate da strati che per le loro diverse caratteristiche reagiscono in modo non omogeneo alla compressione.

Le pieghe assiali (in alto a sinistra) e le pieghe irregolari (in alto a destra)

Tipi di pieghe

Noi, abituati a scandire l'esistenza al ritmo dell'orologio, a valutare i tempi a cadenza di qualche anno, vediamo le montagne come elementi immobili, senza tempo.
In realtà il tempo scorre anche per loro, ma secondo ordini di grandezza che per un uomo sono incredibili: Milioni, Miliardi di anni.
I primi studi realizzati sui depositi stratificati di rocce, permisero di stabilire una cronologia relativa, ossia individuare una successione di eventi dei quali uno è più recente dell'altro.
Utili strumenti per ricostruire la cronologia relativa degli eventi geologici sono i fossili. La storia della terra viene infatti suddivisa in intervalli di tempo ciascuno caratterizzato da una particolare associazione di fossili presente solo in quell'intervallo di tempo.

I sistemi che permettono di assegnare un valore numerico in anni alle rocce, ai fossili ed agli eventi geologici che hanno interessato la Terra si basano sullo studio della radioattività.
Esistono, per quasi tutti gli elementi chimici, atomi detti isotopi contenenti dei neutroni in più. Alcuni isotopi sono instabili: la combinazione neutroni-protoni non è in equilibrio e l'atomo spontaneamente si disintegra perdendo particelle ed emettendo energia. Tale fenomeno è comunemente chiamato radioattività.
La scoperta che gli isotopi di alcuni elementi si disintegrano spontaneamente generandone altri, secondo tempi di decadimento costanti permette di assegnare valori numerici all'età di una roccia o di un fossile.
Ad esempio il Carbonio esistente in natura è rappresentato per la massima parte dall'isotopo C12 che ha 6 neutroni, per una piccola parte dall'isotopo C13 che ha 7 neutroni e da un minimo quantitativo di C14 con 8 neutroni. Il C14 è un isotopo instabile e i 5730 anni si trasforma per metà in Azoto. Il tempo necessario affinché la quantità di isotopo instabile si riduca a metà è detto "tempo di dimezzamento" e può essere misurato, con opportuni apparecchi, paragonando i contenuti di isotopo instabile in campioni antichi e recenti.
L'età di rocce molto antiche (più di un miliardo di anni) viene misurata tramite isotopi del Samario che si trasformano in Neodimio con tempo di dimezzamento di 106 miliardi di anni. Rocce con più di 10 milioni di anni sono databili con il decadimento Uranio-Piombo e\o Rubidio-Stronzio. Per rocce più giovani ma comunque più antiche di 30.000 anni è utilizzabile il decadimento Potassio\Argon che ha tempo di dimezzamento di 1,3 miliardi di anni. Per fossili da 100 a 60.000 anni si usa il metodo del C14-Azoto.

Oltre alle datazioni radiometriche esistono altri metodi per ottenere datazioni precise di eventi geologici.

DENDROCRONOLOGIA:
si basa sul conteggio e la comparazione degli anelli di accrescimento di alberi molto vecchi od anche fossili. Tale studio permette datazioni sino a qualche migliaio di anni fa ed offre informazioni anche sui cambiamenti climatici cui corrispondono diversi spessori degli anelli.

VARVE:
sono strati di sedimenti che si formano annualmente a valle dei ghiacciai. Il nome è di origine svedese e significa "ciclo".
Gli strati delle varve sono in sequenza: uno inferiore di colore chiaro formato da sabbia fine, un altro più scuro di natura argillosa ed un terzo sottilissimo, di argilla molto scura, separa nettamente la sequenza successiva.
Durante l'estate il ghiaccio del fronte glaciale fonde, le sabbie fini diffondono nell'acqua del lago glaciale (o anche nel mare) che si trova a contatto del ghiacciaio: si forma così lo strato chiaro della varva. In autunno la fusione del ghiaccio si riduce, il flusso d'acqua diminuisce e si depositano quindi particelle fini (argille) ricche di sostanza organica. In inverno la fusione si arresta e si origina il sottile velo scuro che chiude la varva.
Lo spessore della varva è maggiore nella parte più prossima al fronte glaciale e via via si riduce allontanandosi da esso. Grandi depositi di varve si trovano in Svezia e Finlandia ma per noi sono altrettanto interessanti i depositi generati dai ghiacciai alpini.

PALINOLOGIA:
quando un ghiacciaio si ritira le acque di scioglimento sovente determinano la formazione di laghi che lentamente si interrano generando le torbiere. Qui si conservano bene i granuli di polline delle piante. La loro analisi consente di risalire alla vegetazione, al clima, all'estensione dei ghiacciai del passato e tramite comparazione di serie note datare i fenomeni.

LICHENOLOGIA:
i licheni crostosi sono specie pioniere, accrescendosi diametralmente in maniera lenta ma progressiva consentono datazioni di depositi morenici e frane. Per tarare il tempo di accrescimento, che dipende dalle condizioni climatiche locali, si misurano i licheni sulle tombe (che son tutte con la data) in cimiteri vicini al luogo di studio.

La storia della Terra, con il contributo di studi realizzati secondo i metodi citati, è stata suddivisa temporalmente in: Eon Ere Periodi Età

Suddivisioni della storia della Terra

I nomi utilizzati per identificare queste suddivisioni sono un po' astrusi e meritano una spiegazione.

Per quanto riguarda le ere:
Paleozoico (dal greco palaios=antico zoe=vita) veniva anche denominato Primario.
Mesozoico (dal greco mesos=metà) veniva anche detto Secondario
Cenozoico (da cenos=recente) veniva anche indicato come Terziario.

La nomenclatura dei periodi ha le seguenti origini :
Cambriano: da Cambria = Galles
Ordoviciano: da Ordovices = antica tribù scozzese
Devoniano: dal Devonshire in Inghilterra
Carbonifero: perché contiene carbone
Permiano: da Perm, provincia russa tra Volga ed Urali
Triassico: dalle tre parti in cui si presenta diviso in Germania
Giurassico: dalla catena del Giura sul confine franco-svizzero
Cretaceo: dal francese craie, tipo di calcare farinoso, tradotto malamente creta in italiano (creta = argilla)
Paleocene: dal greco palaios = antico e cenos = recente
Eocene: dal greco eos = alba
Oligocene: dal greco oligo = poco (poco recente)
Miocene: dal greco meion = meno (meno recente)
Pliocene: dal greco pleion = più (più recente)
Pleistocene: dal greco pleiston = più di tutto
Olocene: dal greco holos = completo

I fossili più antichi trovati sino ad ora sulla terra derivano da rocce che hanno circa 3,5 miliardi di anni. Si tratta di impronte di esseri unicellulari molto simili ai batteri attuali.
A circa 1,7 miliardi di anni fa risalgono impronte di cellule più grandi, con nucleo ben evidente e quindi con possibilità di riproduzione sessuale.

Circa 700 milioni di anni fa, erano già presenti organismi pluricellulari: vermi e meduse, ce lo dimostrano i fossili della fauna di Ediacara nel sud dell'Australia. L'inizio del Cambiano,570 milioni di anni fa, coincide con la comparsa improvvisa di una grande varietà di invertebrati marini: trilobiti, molluschi, brachiopodi, spugne, foraminiferi, echinodermi. I primi vertebrati, rappresentati da pesci comparvero alla fine del Cambriano.

Storia della vita della Terra

A partire dall'Ordoviciano iniziò la colonizzazione delle terre emerse da parte di batteri, alghe, felci e poi anfibi.
Nel Carbonifero si svilupparono immense foreste di felci arboree e comparvero i primi rettili.
Nel Permiano oceani e continenti erano popolati da una grande varietà di esseri viventi, ma alla fine del periodo (250 milioni di anni fa), per cause sconosciute il 90% delle specie si estinse.
Nel Triassico si verificò una grande ripresa dalla crisi biologica e con la comparsa dei dinosauri i rettili prendono il dominio in ogni ambiente. Si differenziano i primi mammiferi, animali a sangue caldo con sviluppo embrionale interno al corpo materno.
Nel Giurassico, mentre negli oceani prosperano le ammoniti nel cielo volano i primi uccelli.
Nel Cretaceo si sviluppano le piante con i fiori (angiosperme) ed alla fine del periodo una profonda crisi biologica porta alla scomparsa dei dinosauri, delle ammoniti e di interi gruppi di esseri viventi.
Il Cenozoico si caratterizza per l'esplosione evolutiva dei mammiferi. Tra 3 e 4 milioni di anni fa si differenziano e si diffondono in Africa meridionale ed orientale gli australopitechi, primati capaci di camminare eretti. In fine 1,6 milioni di anni fa si differenzia l'Homo erectus da cui evolverà l'Homo sapiens.

Montagne che nascono, montagne che si consumano

A partire da 2,5 miliardi di anni fa (eone Proterozoico) quasi tutte le masse continentali erano già presenti e da allora hanno subito continui spostamenti e riciclaggi. Ogni scontro tra le masse continentali in movimento ha generato una catena montuosa (orogenesi dal greco oros=montagna e genesi=origine).
Secondo le più recenti ricerche è possibile ricostruire l'insieme delle peregrinazioni dei diversi continenti a partire da 750 milioni di anni fa. In quel tempo esisteva una grande massa continentale denominata Rodinia costituita dall'aggregazione di nord America, Australia, Antartide, India.
Una prima orogenesi detta Pan-africana culmina, circa 500 milioni di anni fa con l'aggregazione di Sud America, Africa, India, Antartide in un unico grande continente, denominato Gondwana, posizionato nell'emisfero meridionale.
Separati da un oceano denominato Iapeto, nell'emisfero nord, erano invece presenti tre continenti: Nord America, Scandinavia e scudo russo-baltico, Siberia.

Nel Devoniano (350 milioni di anni fa) Scandinavia e Nord America entrano in collisione determinando l'orogenesi Caledoniana con formazione di una catena montuosa i cui resti sono oggi rappresentati dalle montagne norvegesi, scozzesi ed irlandesi.

Permiano

In seguito a questi scontri, alla fine del Permiano (250 milioni di anni fa) la crosta continentale si presentava tutta collegata in un unico super continente chiamato Pangea esteso dal polo nord al polo sud.

Il nord America (220 M.A. fa) si stacca dall'Africa generando l'oceano Atlantico centrale e più tardi (130 M.A. fa) l'Atlantico meridionale e settentrionale. Africa ed Europa-Asia (Eurasia) si separarono nuovamente e fra di loro si estese un grande oceano detto Tetide. L'India 150 milioni di anni fa, si staccò dall'Africa e dall'Antartide generando l'oceano Indiano ed iniziò un grande viaggio verso nord che si concluse con un formidabile scontro con l'Asia generando la catena dell'Himalaya. Tale movimento continua ancora oggi determinando il sollevamento della catena himalayana di 4-5 mm\anno.

Giurassico (in alto), Cenozoico (più in basso)

Vediamo ora cos'è successo nell'arco di 250 milioni di anni nella regione dove oggi troviamo le nostre Alpi.

Formazione della catena alpina

- Alla fine del Paleozoico, 245 milioni di anni fa, la zona (collocata molto più a sud di oggi) si presentava come un altipiano poco ondulato risultato di 50 milioni di anni di erosione dell'antica catena Ercinica. I detriti, frutto di tale azione, venivano convogliati verso una grande depressione che si andava formando e che nel volgere di qualche decina di milioni d'anni divenne un basso mare (il giovane Tetide).
L'assottigliarsi della crosta continentale permise la risalita di magmi che determinarono la formazione di plutoni (es.Monte Bianco, Monte Rosa) ed una coltre di rocce vulcaniche (es. la piattaforma porfirica Atesina presso Bolzano).

- Nel Trias, 245-208 milioni di anni fa, continua l'assottigliarsi della crosta, il mar Tetide si fa più ampio e profondo. In esso pullulano alghe e coralli che generano grandiose scogliere che formeranno buona parte delle rocce calcaree alpine.

- Nel Giurassico, 208-144 milioni di anni fa, l'oceano Tetide è ormai molto ampio (come l'attuale Atlantico meridionale) e presenta al centro una fascia di profonde fessure da cui trabocca lava basaltica originando una dorsale oceanica, decorrente da est ad ovest, che alimenta la formazione di crosta oceanica.
Risultano così separate due masse continentali: a Nord la placca Paleo europea ed a sud la Paleo africana.
Tra questi due grandi blocchi in allontanamento era presente una piccola placca autonoma, forse collegata come un promontorio all'Africa, denominata ADRIA (o anche Apulia o Insubria).
Ad ovest dell'Adria si estendeva un ampio braccio dell'oceano Tetide: il bacino Ligure-Piemontese e ad est il bacino Dinarico.
Lungo i margini di questi continenti, a partire dalle coste fino in pieno oceano, si accumularono via via enormi spessori di detriti: i così detti prismi sedimentari.

- Tra la fine del Giurassico e l'inizio del Cretaceo, 144-65 milioni di anni fa, termina la lunga fase di espansione dell'oceano Tetide.
Durante il Cretaceo la placca africana inizia a ruotare in senso antiorario in movimento verso nord. Di conseguenza si apre l'oceano Atlantico meridionale ed inizia a chiudersi il bacino Ligure - Piemontese. La chiusura si realizza per sprofondamento (subduzione) della crosta oceanica sotto la crosta continentale Adria\Africa.
Le enormi spinte in gioco determinarono la lenta ed inesorabile compressione delle rocce dei prismi sedimentari e di quelle della crosta oceanica. Quelle che si trovavano a maggiori profondità subirono grandi metamorfosi per le elevate temperature e pressioni generando le ofioliti.
Emergono così i primi rilievi della catena Alpina.

- Nell'Eocene, 40 milioni di anni fa, la subduzione della crosta oceanica procede sino alla chiusura del bacino Ligure-Piemontese ed alla collisione del continente Europeo con l'Adria.
La cicatrice che segna questo scontro è costituita da una serie di
fratture che costituiscono la Linea Insubrica (o periadriatica). Essa, partendo da est segue la Val Pusteria, passando per le Giudicarie scende fino al passo del Tonale, prosegue lungo la Valtellina ed oltre fino ad ovest del Lago Maggiore per poi raggiungere il Canavese, a nord di Torino.
Più oltre, i sedimenti che costituiscono la Pianura Padana coprono la prosecuzione del limite tra Europa ed Adria che si rende però di nuovo evidente a nord di Genova dove segna il confine tra Alpi ed Appennini.
Il grande scontro tra i continenti, generò l'ispessimento della crosta in corrispondenza della zona di collisione con conseguente sollevamento. Le grandi falde di sedimenti accumulati nelle acque marine si innalzarono e si piegarono verso nord e verso ovest in giganteschi ricoprimenti che si sovrapposero alle preesistenti rocce del continente Europeo.

- Nell'Oligocene, 30 milioni di anni fa, la neo formata catena Alpina andò incontro ad intensi fenomeni erosivi con accumulo di grandissime masse di detriti in una fossa ai piedi del versante nord: il bacino della Molassa.
Dalla bassa Val d'Aosta ai confini con l'Austria e la Jugoslavia, lungo le fratture della Linea Insubrica, si realizzarono un insieme di fenomeni di risalita di magmi. Si generarono così i plutoni di Traversella presso Ivrea, della Valle del Cervo presso Biella, dell'Adamello, del Masino-Bregaglia, Vedrette di Riess e Pohorje.
- Dalla fine dell'Oligocene la catena Alpina continuò a propagarsi lentamente verso nord generando ulteriori sistemi di falde che spinsero e ricoprirono il bacino della Molassa.
A meridione della Linea Insubrica si sviluppò invece, un movimento delle falde verso sud determinando lo sviluppo delle Alpi Meridionali e degli Appennini. Tale spinta compressiva è ancora in corso e la sismicità del Friuli e di altre zone delle Alpi Meridionali ne è la diretta conseguenza.
- A partire da 20 milioni di anni fa un frammento dell'antico margine Europeo, costituente attualmente la Corsica e la Sardegna, staccatosi dal continente, è ruotato in senso antiorario. Questo fenomeno, denominato "sfenocasma ligure" (sfenocasma=rottura a cuneo), ha determinato l'apertura dell'attuale Mediterraneo occidentale (il bacino Algerino-Provenzale).
Ad est di Corsica e Sardegna, 7-8 milioni di anni fa, la crosta continentale ha cominciato ad assottigliarsi e a distendersi: si è formato così il Mar Tirreno che è oggi in attivo ampliamento.
Queste rotazioni ed espansioni hanno modificato e completato la struttura della catena Appenninica già abbozzata dalla precedente collisione continentale.

Il sistema Alpino, in conseguenza degli eventi che lo hanno generato, si presenta oggi costituito da due catene: una, a vergenza europea, generata per scivolamento delle falde verso nord, l'altra a vergenza sud, saldate lungo la poderosa cicatrice della Linea Insubrica. In base alla diversa origine delle rocce è suddiviso in quattro settori (detti anche domini o unità tettoniche):

Formazione della catena alpina

1 ELVETICO Originato dal margine dell'antico continente Europeo. Guardando dalla Pianura Padana, forma la parte esterna delle Alpi occidentali. Si estende dal Massiccio del Maures-Esterel sulla Costa azzurra comprendendo l'Argentera, il Pelvoux-Belledonne, le montagne calcaree del Delfinato francese e della Svizzera centro occidentale, il Monte Bianco-Aguilles Rouges, l'Aar-Gottardo, le montagne Glaronesi, i gruppi del Churfirsten e del Sanctis.

Rappresentazione delle forze complessive derivanti dalla collisione continentale tra Africa ed Europa

2 PENNIDICO
Formato dalla crosta dell'oceano Tetide e dai sedimenti accumulatisi su di essa, che fortemente compressi hanno originato ofioliti e calcescisti.
Guardando dalla Pianura Padana forma la parte interna delle Alpi.
Si estende dal confine con gli Appennini, a nord di Genova (linea Sestri-Voltaggio) sino a Vienna.
Nella zona orientale a partire all'incirca da St.Moritz, questo settore è ricoperto dalle falde dell'Australpino che gli sono scivolate sopra scorrendo verso nord per un 200 Km almeno. Questa sovrapposizione è messa in luce in modo spettacolare nell'Engadina e negli Alti Tauri dove l'erosione ha aperto due profonde lacerazioni (finestre tettoniche) nell'Australpino.

3 AUSTRALPINO
Formato da lembi di crosta e del prisma sedimentario della placca Adria ("africana"), metamorfosati dalla compressione, scivolati verso l'Europa al di sopra delle altre falde alpine.
Tra le formazioni austroalpine un caso particolare è quello del Cervino una piramide costituita da un basamento in calcescisti ed ofioliti del fondale dell'oceano Tetide (pennidico) cui si sovrappongono gabbri e gneiss austroalpini che si pensa siano scivolati scorrendo per decine di chilometri verso nord-ovest.

4 SUD ALPINO
Anch'esso generato da lembi di crosta e sedimenti "africani" che però sono stati risparmiati dal metamorfismo determinato dall'orogenesi alpina. Si estende a meridione della Linea Insubrica e le formazioni vergono verso sud.

Nei ghiacciai sono accumulati neve e ghiaccio che includono bolle d'aria, detriti rocciosi, sostanza organica. Il tutto costituisce una massa plastica che defluisce lentamente dalla zona di alimentazione: il bacino collettore, dove il ghiacciaio si forma alla zona di ablazione dove il ghiacciaio si fonde.
La formazione di un ghiacciaio avviene quando per diversi anni la quantità di neve che si scioglie è inferiore al quantitativo di neve che cade. Questo fenomeno può verificarsi solo al di sopra del limite delle nevi persistenti; un livello di quota che varia durante l'anno raggiungendo un massimo nell' autunno prima dell'inizio delle nevicate. All'equatore questo limite è posto a 5.000 metri e si abbassa via via salendo verso nord. Sulle Alpi si trova tra i 2700 ed i 3200 metri.
La formazione del ghiaccio avviene a partire dai fiocchi di neve. Essi sono formati da piccoli cristalli a forma di stella che inglobano fino al 90% d'aria nel loro volume. Al di sopra del limite delle nevi persistenti la neve subisce una metamorfosi che comporta l'espulsione di aria e la progressiva compattazione: la densità passa dai 100 kg/mc ai 300-400 già nel primo anno, con formazione del nevato, successivamente raggiunge gli 800 kg\mc e col passare degli anni il ghiaccio si fa sempre più denso fino a 870 kg\mc. Completato il processo il ghiaccio del ghiacciaio assume una struttura fogliettata con fogli bianchi di ghiaccio chiaro, contenente molte bolle d'aria, che si alternano ai fogli azzurri dove manca quasi completamente l'aria.
La massa di ghiaccio, sotto l'azione della gravità si muove verso il basso. La velocità del moto varia a seconda delle condizioni e dei momenti evolutivi del ghiacciaio. Nelle Alpi si aggira su valori compresi tra i 20 e i 200 metri all'anno, ma nei ghiacciai più grandi come nel bacino della Mère de Glaces sono raggiunti anche 800 metri all'anno. Fuori dalla catena alpina le progressioni possono essere ben maggiori. Il Columbia Glacier, in Alaska, che termina direttamente nell'oceano Pacifico, si sposta alla velocità di 7 metri al giorno. Nel 1953 il ghiacciaio Kuthiah, nel Caracorum avanzò di ben 12 km in tre mesi, circa 130 metri al giorno.
Il ghiacciaio muovendosi adatta continuamente il suo spessore alla pendenza dell'alveo glaciale scavato nel substrato roccioso.
Dove l'alveo presenta bruschi dislivelli, come nella zona di connessione tra il circo e l'inizio dell'alveo, le tensioni interne superano la coesione della massa ghiacciata ed in superficie si aprono i crepacci trasversali, i più comuni, che nei nostri ghiacciai non superano in genere i 30-40 metri di profondità. Poichè le brusche variazione di pendenza del profilo longitudinale della valle glaciale non cambiano di posizione, anche i crepacci trasversali sono fissi, ovvero con lo scorrere dei ghiacci si formano continuamente nuovi crepacci sempre nella medesima posizione.
La diversa velocità tra le zone centrali e periferiche del ghiacciaio dove si fa sentire di più l'effetto dell'attrito con la roccia, determina la formazione di crepacci obliqui o di sponda.
Dove l'alveo si allarga si possono formare crepacci longitudinali.
Nel tratto terminale, dove la lingua si espande, si aprono a ventagli i crepacci radiali. L'incrociarsi dei crepacci determina la formazione di guglie e torri di ghiaccio: i seracchi.
La fusione del ghiaccio determina:
- la spaccatura periferica che separa il ghiacciaio dalle pareti di roccia in cui è incassato
sulla superficie del ghiacciaio
tavole e funghi di ghiaccio,
fori in corrispondenza di granuli o sabbie scure,
scodelle di fusione,
fori meridiani: depressioni oblunghe o semicircolari orientate in senso est-ovest che riproducono esattamente l'andamento dei raggi solari durante il giorno.
L'acqua disciolta può formare pantani o scorrere in ruscelletti che terminano in crepacci o in imbuti che raggiungono il substrato roccioso. Il getto d'acqua vorticoso trascina con se detriti che erodono la roccia dell'alveo glaciale si formano così le marmitte dei giganti o mulini glaciali.
Muovendosi il ghiacciaio esercita una azione erosiva indicata con il termine esarazione che si esplica nella rimozione di materiali disgregati preesistenti, abrasione causata dall'azione di lima dei detriti inglobati contro le rocce del substrato, sradicamento di blocchi rocciosi.
Le principali forme derivanti dall'esarazione glaciale sono:
- le rocce montonate: gobbe rocciose associate in gruppi irregolari disposte secondo la direzione del movimento del ghiacciaio
- le valli ad U con fianchi scoscesi, subverticali, e fondovalle arrotondato
- le valli sospese
- circhi glaciali
- soglie ed ombelichi
- morene di superficie
laterali
frontali
- massi erratici

Ghiacciai vallivi	Rappresentazione di morfologie glaciali
Un masso erratico trasportato a valle	Il ritiro di un ghiacciaio italiano in un periodo di circa due anni
Morfologia glaciale