Les Alpes font partie des chaînes alpines péri-téthysiennes, formées au cours de l'orogenèse alpine pendant le Mésozoïque et le Cénozoïque, qui s'étendent du Maghreb (par exemple le Haut Atlas marocain) à l'Extrême-Orient (Himalaya). Une partie de ces chaînes de montagnes (les chaînes péri-méditerranéennes) est issue de l'ouverture, puis de la fermeture de bassins océaniques du système téthysien. L'existence de ces orogènes est liée à la convergence des plaques africaine et européenne et à l'interposition de blocs ou de microplaques. Les Alpes proprement dites s'étendent sur un millier de kilomètres, entre Gênes et Vienne, avec une largeur comprise entre . On peut les subdiviser sur des critères géographiques, géologiques et topologiques, en trois parties distinctes : les Alpes occidentales, qui forment un arc entre la mer Méditerranée et le Valais ; les Alpes centrales, entre le Valais et les Grisons (Suisse orientale) ; et les Alpes orientales et méridionales, qui s'ensellent dans la plaine de Pannonie à l'ouest des Carpates.
L'arc des Alpes occidentales est classiquement subdivisé en deux parties, séparées par le chevauchement pennique crustal : la zone externe et les zones internes.. Ce chevauchement majeur juxtapose des unités paléogéographiques distinctes, ayant eu des histoires tectoniques et métamorphiques différentes : globalement, les unités de la zone externe correspondent aux parties proximales de la marge européenne, qui ont été peu raccourcies et peu métamorphisées lors de l'histoire alpine, alors que les unités internes correspondent aux parties plus distales et au plancher océanique, qui ont subi un métamorphisme et un raccourcissement plus fort. Les déformations dans les Alpes (observables grâce aux séismes et à la géodésie) sont actuellement faibles à très faibles.. Cependant, des taux de soulèvement de l'ordre de sont observables en Suisse. ; des données comparables ne sont pas disponibles en France ou en Italie, mais il est probable que les vitesses verticales soient comparables. L'origine d'un tel soulèvement reste aujourd'hui largement débattu, le raccourcissement dans les Alpes occidentales étant faible à nul.
Histoire de la recherche géologique dans les Alpes
Les Alpes ont été un domaine géographique privilégié des géologues, en témoigne le qualificatif d'« alpines » que l'on donne parfois aux chaînes de montagnes. Elles ont par exemple permis à des géologues, comme le Sud-Africain Alex Du Toit, d'affirmer que les Alpes résulteraient de la collision du Gondwana et de la Laurasie, et beaucoup de termes géologiques associés à l'étude des montagnes et des glaciers y ont pris naissance.
En géophysique Dans les années 1980 et 1990, un certain nombre d'équipes ont établi la cartographie des structures de la croûte continentale par le biais de la tomographie sismique notamment. Ces coupes géologiques ont permis l'amélioration de notre connaissance de la structuration de la racine crustale des Alpes, par exemple en mettant en évidence des lambeaux de plaques en profondeur, et donc non visible par une simple étude en surface.
Structures géologiques des Alpes vignette|upright=1.6|Carte géologique simplifiée des Alpes représentant les grandes unités structurales qui correspondent aux anciennes zones paléogéographiques mésozoïques : zone alpine externe (domaine dauphinois dans les Alpes franco-italiennes, domaine helvétique dans les Alpes suisses et autrichiennes), zone alpine interne (constitué des zones ou unités valaisane, pennine — briançonnaise et briançonnaise, piémontaise, liguro-piémontaise et austro-alpine).
Limites géologiques des Alpes
Les Alpes sont délimités à son extrémité sud-ouest par les Apennins et au nord-est par les Alpes dinariques et les Carpates. La zone de déformation des Alpes est néanmoins plus vaste et s'étend au-delà des Alpes au sens géographique. Elle comprend notamment le massif du Jura et le bassin d'avant-pays nord-alpin qui correspond en partie au Plateau suisse sur son versant nord et la plaine du Pô qui constitue un bassin sud-alpin et qu'elle partage avec les Apennins. Au niveau du sud des Alpes occidentales, il est plus compliqué de définir le pli alpin. De nombreux géologues pensent que le pli alpin s'arrête aux au sud-ouest, , d'autres experts établissent une limite alpine bien plus étendue, comprenant ainsi des massifs tels que celui de la Sainte-Baume, l'Esterel, le massif des Maures et les Monts toulonnais.
Histoire géologique des Alpes
De la chaîne hercynienne à l'océan alpin (Téthys alpine) thumb|left|Fossiles d'ammonites de la fin de Jurassique inférieur (Toarcien inférieur). Nord de la Lombardie.
La chaîne hercynienne se forme du Carbonifère au Permien, le cycle varisque étant marqué par un épisode extensif d'amincissement crustal tectonique caractérisé par de grandes failles (normales et décrochantes), des bassins sédimentaires et des intrusions granitiques. Ces structures sont recouvertes par les sédiments triasiques. La direction nord-est/sud-ouest, actuellement très bien exprimée dans les Alpes par la foliation métamorphique et les failles d'âge hercynien (dans les massifs cristallins externes du Mont-Blanc et de Belledonne en particulier) est l'une des directions hercyniennes principales. Ces directions constituent un prédécoupage du continent pangéen qui a permis de localiser les déformations lors de l'extension jurassique et de la compression alpine.
Ainsi le rifting (Jurassique inférieur), qui aboutit pendant le Jurassique moyen à l'ouverture de la Téthys alpine (océan liguro-piémontais), réutilise ces directions. Une autre ouverture océanique, pendant le Crétacé, reprend les sédiments post-rift et conduit plus au nord à la formation de l'océan Valaisan. Ce bassin océanique étroit délimite le microcontinent briançonnais, également intégré au prisme alpin. Ces ouvertures océaniques font partie d’un contexte global d'extension qui voit l'éclatement de la Pangée et la formation de l'océan Atlantique au cours du Jurassique moyen. Elles s'expriment par un rifting créant des bassins en demi-graben de dimension décakilométrique séparés par de grandes failles normales crustales, puis par la création de marges passives subsidentes. Les séries sédimentaires des marges continentales sont issues de blocs de socle basculés et de sédiments déposés sur ces blocs., parfois dans un contexte de transpression le long de la marge nord-briançonnaise, à l'origine de la mise en place de blocs éjectés (au callovo-oxfordien), générant d'importantes brèches tectono-sédimentaires, des lacunes et paléokarsts (Préalpes, brèche du Télégraphe, etc.)... Les séries sédimentaires océaniques, quant à elles, sont issues du plancher océanique (roches basiques et ultrabasiques) et des sédiments sus-jacents.
Du continent à l'océan, on retrouve les domaines paléogéographiques suivants (abstract). : le domaine dauphinois (ou helvétique) est constitué de séries marno-calcaires jurassique épaisses et souligné par de grosses barres de calcaire massif du Crétacé, le tout surmontant le socle paléozoïque (massifs cristallins externes, MCE) ; les domaines ultradauphinois (ou ultrahelvéthique) et valaisans sont essentiellement constitués de flyschs paléocènes à éocènes produits par l'émersion de la chaîne éoalpine ; le domaine briançonnais est formé d'un socle paléozoïque composant les massifs cristallins internes (MCI) recouvert d'une épaisse pile sédimentaire (Trias à Crétacé principalement) ; on y observe également d'importantes lacunes, des formations bréchiques et des paléokarsts, témoignant d'intenses érosions liées aux mouvements de l'épaulement du rift téthysien au Jurassique (Briançonnais s. str.)« Briançonnais au sens strict » : à distinguer du domaine sub-briançonnais. ; thumb|Modèles palinspastiques et paléogéographiques, au Jurassique, à travers la nappe des Préalpes médianes (Briançonnais auct.) en forme de blocs-diagrammes. Paléotectonique transpressive, qui remet en cause le modèle de blocs basculés des auteurs. thumb|Profil palinspastiques à travers les Préalpes médianes (domaine briançonnais au sens large) suisses et françaises (Chablais) sous le Crét. inf. pris comme référence horizontale. Paléotectonique compressive au Dogger-Malm. thumb|Discordances successives angulaires et en éventails sur la marge nord-briançonnaise, affectant de couches durant 50 Ma. Époque du Jurassique des Préalpes du Chablais, face ouest du massif de Saint-Laurent. les domaines liguro-piémontais correspondent au plancher océanique recouvert de sédiments profonds (les futurs schistes lustrés) ; les unités austro-alpines proviennent du socle et de la couverture de la marge africaine. Ces unités sont particulièrement exprimées dans les Alpes orientales mais ne constituent que la nappe de la Dent Blanche et de la zone Sésia dans les Alpes occidentales.
Au cours de l'orogenèse alpine, ces différentes unités paléogéographiques vont constituer la base des zonations métamorphiques et tectoniques. À une échelle locale, des distinctions importantes sont à faire, et des unités juxtaposées peuvent avoir eu des histoires métamorphiques différentes.
Subduction puis collision (histoire compressive)
Au Crétacé supérieur, l'ouverture de l'Atlantique Nord provoque l'arrêt de l'ouverture de la Téthys alpine, le rapprochement entre l'Afrique et l'Europe et l'initiation d'une subduction à vergence sud-ouest. La marge européenne subducte sous la micro-plaque adriatique. Cette micro-plaque, en relation avec la plaque africaine, a joué un rôle déterminant dans l'histoire alpine.
La subduction (Crétacé à Éocène) transporte à grande profondeur certaines parties de la marge européenne (nappes lépontines, ou nappes penniques inférieures), du micro-continent briançonnais (mont Rose, Grand Paradis et Dora Maira) et les planchers océaniques Ligure (schistes lustrés) et Valaisan (flyschs métamorphiques). Le métamorphisme éoalpin« Métamorphisme éoalpin » : il s'agit du métamorphisme de haute pression-basse température (HP-BT) contemporain de la subduction qui précède la phase de collision continentale. Comme cela se passe au début de l'orogenèse alpine, le terme « éoalpin » (association du préfixe grec « eos », aube, et « alpin ») est employé pour désigner cette période et distinguer les processus qui s'y produisent par rapport à ceux de l'orogenèse., de haute pression, indique des profondeurs d'enfouissement de suivant les unités affectées.. Certaines parties du plancher océanique ne sont pas subductées, et on observe dans les Alpes une suture caractérisée par des roches basiques d'affinité océanique, obductées et intégrées au prisme pennique (ophiolites du Chenaillet).
La subduction est suivie dès l'Oligocène par une collision continentale s.str. entre les marges européenne et apulienne (« africaine »). Cette collision provoque de grands charriages, des plis, des chevauchements, des schistosités, et, d'une manière générale, une importante déformation ductile compressive à vergence pro- (vers le nord et l'ouest) puis rétro- (vers le sud et l'est)« déformation ductile compressive à vergence pro- (vers le nord et l'ouest) puis rétro- (vers le sud et l'est) » : il s'agit des directions de la déformation par rapport au mouvement de la plaque apulienne ; le pro- désigne une déformation dans le même sens que le mouvement de la plaque, et le rétro- une déformation dans le sens opposé à celui du mouvement de la plaque.. Cette déformation ductile est complexe et polyphasée. La juxtaposition des unités austro-alpines (klippe de la Dent Blanche), penniques (zones internes métamorphiques) et externe (marge européenne peu métamorphique) est directement issue des stades précoces de cette collision.