sábado, 27 de agosto de 2011

El relieve de la Tierra

El origen de las montañas siempre fue un misterio para los científicos, hasta que ya en el siglo XX se descubrió los mecanismos de la tectónica de placas. Pero cómo se llegó a formular esta teoría científica es una historia apasionante.
Explicar cómo se han formado las montañas, más allá de dar por supuesto que están ahí porque sí, no era fácil para los científicos. Hasta mediados del siglo XX la teoría más aceptada era la de la contracción terrestre. Afirmaba que como la Tierra, en su origen, había sido una bola incandescente debería estar dilatada, y que al enfriarse la parte externa de la tierra se arrugó formando las montañas. Pero esta teoría tenía un problema. El enfriamiento de la Tierra tubo lugar en un determinado momento, y se sabía que la formación de las montañas había tenido lugar en momentos diferentes, y mucho más próximos a la actualidad. Además, en este caso todas las montañas deberían estar erosionadas por igual.

TEORÍA DE LA DERIVA CONTINENTAL

Hacia 1912 Alfred Wegener se fijó en que la forma de los continentes americano, europeo y africano encajaban sospechosamente. Entonces formuló una hipótesis que sería el origen de la actual tectónica de placas: la deriva continental. Wegener se imaginó que en el pasado todos los continentes estuvieron unidos en un gran supercontienente al que llamó Pangea (en griego pan: toda gea: tierra). Hace unos 30 millones de años, en pleno Carbonífero, este gran supercontinente se rompió en dos: Laurasia y Gondwana. Algunos millones de años más tarde también estos continentes se partirían y separaron. Los continentes se desplazarían por la superficie de la Tierra hasta adoptar la configuración actual. Aventuró que en estos desplazamientos los continentes chocarían, y producto de estos choques surgirían las montañas. Era una hipótesis muy bonita, pero no tenía ni una sola prueba de que fuera verdad; tan sólo unos pocos indicios: plantas y animales fósiles idénticos en América de Sur, África, la India Australia y la Antártida; coincidencia de estructuras geológicas y poco más. Pero ¿cuál era la fuerza capaz de mover continentes?

A comienzos del siglo XX el estudio de la estructura de la Tierra dio unas pistas muy significativas. Se descubrió que el interior de la Tierra era de un material plástico (el magma del manto) y que se movía «como si fuera agua hirviendo». De esta manera Arthur Holmes dio con la clave. En el interior del manto existían corrientes convectivas capaces de mover los continentes como si fueran sobre una cinta transportadora.

Los estudios con ondas sísmicas del interior de la Tierra confirmaban esta teoría, pero la prueba definitiva vino de la mano del paleomagnetismo terrestre. Se descubrió que el campo magnético de la Tierra había cambiado entre el norte y el sur varias veces a lo largo de la historia del planeta. Además se pudo observar la orientación de los minerales metálicos en las rocas, que coincidían con el campo magnético. Pero esta orientación se fosiliza cuando una roca incandescente (como las que salen por los volcanes) se enfría. En ese momento queda grabado en las rocas la orientación del campo magnético de la Tierra.

Se descubrió que en el fondo oceánico, en torno a las grandes cordilleras submarinas, existían una serie de bandas paralelas con rocas que tenían orientaciones del campo magnético diferentes. Estos quiere decir que todas las rocas de cada banda se enfriaron en la misma época. Se había descubierto la parte ascendente de la «cinta transportadora»: las dorsales oceánicas. A medida que las rocas van saliendo de la dorsal oceánica van empujando los continentes. En el extremo opuesto se descubrieron las fosas oceánicas, que funcionaban como la parte «descendente de la cinta». Además, se descubrió que la mayor parte de los terremotos y volcanes se sitúan bien sobre una dorsal, bien sobre una fosa: las zonas donde las tensiones sobre las rocas son mayores.

Los estudios posteriores demostraron que no son solo los continentes los que se mueven, sino también el fondo oceánico y parte del manto, todo un conjunto que se llama placa. Nace así la tectónica de placas.


Tras la teoría de la deriva continental y los descubrimientos hechos sobre la estructura de la Tierra, en la década de 1960 se formula la Tectónica de placas, el paradigma científico que explica cómo se forma el relieve terrestre.

En 1962 Harry Hess expone su modelo de la expansión del fondo oceánico. Según su modelo las dorsales oceánicas son zonas de afloramiento de nueva corteza oceánica y las fosas las zonas de hundimiento (subducción). Poco después Robert Dietz completó la teoría. Lo que es rígido sobre la superficie de la Tierra es un conjunto de corteza continental, corteza oceánica y la parte superior del manto. A este conjunto se le llama litosfera. Esta litosfera flota sobre la astenosfera que es la capa dúctil en la que se producen los movimientos convectivos. La litosfera está rota en varios trozos llamados placas. Una placa es un fragmento rígido de litosfera.

Las dorsales oceánicas son las zonas por las que «sale» el manto. Se explica así porqué en ellas la temperatura y la gravedad es mayor, y porqué en ellas hay volcanes y terremotos. La cumbre de las dorsales tienen forma de V, porque el flujo ascendente se dispersa en todos los sentidos. En su viaje desde la dorsal hacia la fosa oceánica la placa se dispone en bandas paralelas y se estabiliza. A medida que se aleja de la dorsal los volcanes que han surgido pierden su contacto con la cámara magmática y se vuelve volcanes inactivos. Además se van erosionando. Sobre la corteza se van acumulando, progresivamente, más y más depósitos sedimentarios.

En las fosas oceánicas la placa se vuelve a flexionar. Reaparecen los terremotos y los volcanes, a lo largo del plano por el que tiene lugar la subducción. Es el llamado plano de Benioff.

La litosfera está formada por un pequeño número de placas. Son fragmentos rígidos que se mueven sobre el manto. Los límites de una placa son: La dorsal oceánica, la fosa oceánica y determinadas fallas transformantes. En una placa se pueden dar tres movimientos: de separación, a lo largo de las dorsales oceánicas, de aproximación a lo largo de las fosas, y de deslizamiento, a lo largo de las fallas transformantes.


La tectónica de placas también explica cómo se forman las grandes cadenas montañosas. El contacto entre placas da lugar a tres situaciones:

1.- cuando la corteza oceánica de una placa se mete por debajo de otra da lugar a un arco de islas volcánicas (Islas del Caribe);
2.- cuando la corteza oceánica se mete por debajo de la corteza continental provoca la elevación de grandes cadenas montañosas (los Andes y las Rocosas); y
3.- cuando la corteza continental de una placa se mete por debajo de otra produce grandes cordilleras como el Himalaya.


Además, cuando entre dos placas que se aproximan existe una gran acumulación de depósitos sedimentarios (geosinclinal) estos se pliegan, formando grandes cadenas montañosas plegadas, como la Cordillera Cantábrica, los Pirineos o los Alpes.

Los movimientos de las placas continúan vivos. Año a año América se distancia de Europa y África unos milímetros. La última gran dorsal que se ha formado es el valle del Rift que va desde los Grandes Lagos africanos hasta el mar Muerto. Se prevé que continúe expandiéndose y forme un nuevo océano.

En la actualidad existen siete placas principales: Pacífica, Norteamericana, Suramericana, Africana, Euroasiática, Indoaustraliana y Antártica; y otras siete menores: Arábiga, del Caribe, de Nazca, de Cocos, Filipina, de Irán y del Atlántico Sur.

Además del mecanismo convectivo en el manto se dan también ascensos anómalos llamados puntos calientes. Estos puntos calientes crean en medio de las placas fenómenos volcánicos, como las islas de Hawai, Canarias o Yelowstone. Se cree que los puntos calientes fueron los responsables de la fragmentación del supercontinente Pangea.

ESTRUCTURAS ELEMENTALES DEL TERRENO

Todas las formas del relieve responden a una estructura básica concreta. Se pueden clasificar en unas pocas formas elementales. Será sobre ellas sobre las que se desarrolle el relieve. Las estructuras responden a dos principios: la tectónica y la litología.

Estructuras elementales por la tectónica

La estructura aclinal es la que no está plegada. Se presenta en formas llamas sobre todo tipo de rocas sedimentarias. Lo más normal es encontrarlas en las grandes cuencas sedimentarias. Sobre ella se desarrolla el relieve tabular.


La estructura monoclinal es aquella en la que las capas de sedimentos están buzadas (inclinadas) menos de 15º. Puede aparecer por el basculamiento epirogénico de un conjunto aclinal, pero lo normal es que se presente en el contacto de una llanura aclinal con otro conjunto más elevado, análogamente al borde de un plato. Sobre una estructura monoclinal se desarrolla el relieve de cuesta, que es el modelo para estudiar todo relieve plegado.

Las estructuras plegadas son aquellas en las que se desarrollan pliegues. Los pliegues se forman con rocas sedimentarias, muy plásticas, gracias un empuje orogénico. Aparecen en grandes cadenas de plegamiento. En las estructuras plegadas podemos observar tres tipos de relieve:

El relieve jurásico, en el que los pliegues se forman sobre rocas sedimentarias pero sin desplazarlas. Dependiendo del carácter de la erosión podremos tener un relieve jurásico directo o un relieve jurásico invertido.

El relieve alpino, en el que los pliegues se forman sobre rocas sedimentarias que han sido desplazadas de su lugar original en grandes mantos de corrimiento.  

El relieve apalachense, en el que los pliegues han sufrido un complejo proceso de erosión, enterramiento y puesta de nuevo en relieve, que le da características muy concretas.


La estructura fracturada aparece sobre rocas ígneas y metamórficas que han sufrido un proceso de empuje, pero que, en lugar de plegarse, se han roto a lo largo de fallas. Sobre esta estructura se desarrolla el relieve fracturado (o fallado).

Estructuras elementales por la litología

Las estructuras elementales por la litología son aquellas que se desarrollan sobre rocas masivas. Las más importantes en el planeta son la caliza (que da el relieve cárstico), las rocas metamórficas (que da el relieve sobre rocas metamórficas) y las rocas volcánicas (que da el relieve volcánico).

El relieve cárstico (o kárstico) se forma por la disolución de las calizas con la acción del agua.


El relieve sobre rocas metamórficas se resuelve en grandes llanuras y penillanuras onduladas. La diferencia con la estructura aclinal es que las rocas no están dispuestas en capas, sino en un gran bloque de rocas graníticas, gneis, o cualquier otra roca metamórfica.

El relieve volcánico aparece en torno a los volcanes, en las que se sedimentan en capas las distintas coladas de magma que va saliendo a lo largo del tiempo. Se disponen en forma de cono al rededor de la boca del volcán.

LLANURAS Y MONTAÑAS

Podemos integrar todas las formas del relieve en tres estructuras básicas. Las llanuras sedimentarias, las llanuras de rocas metamórficas y las montañas. Cada una de ellas tiene sus formas de relieve asociadas.

Las llanuras sedimentarias se desarrollan sobre grandes cuencas en la que se han depositado sedimentos a lo largo de los siglos. Son los lugares a los que van a parar todos los materiales arrancados y transportados por la erosión. Para que estos permanezcan ahí deben de tener un sustrato de rocas metamórficas hundido y cerrado. A este sustrato se le llama cubeta. Es sobre esta cubeta sobre la que se crean las grandes llanuras de arcilla y caliza. Su forma concreta dependerá de las características del relieve tabular. El peso de los materiales sedimentados provoca movimientos epirogénicos de carácter descendente. Sobre este tipo de llanuras aparecen grandes sistemas fluviales: Amazonas, Paraná, Congo, Duero. Existen dos tipos de cuencas sedimentarias, las de origen precámbrico, muy antiguas, muy grandes y situadas en torno al ecuador y los polos; y las de origen caledoniano y herciniano, más modernas, más pequeñas y situadas en las latitudes medias.

Las llanuras sobre rocas metamórficas se llaman escudos (de origen precámbrico, grandes y situados en torno al ecuador y los polos) y macizos antiguos (origen caledoniano y herciniano, más pequeñas y situados en las latitudes medias). También están formadas por plataformas, pero a diferencia de las cuencas sedimentarias, son superficies de erosión puestas en resalte. Es decir, si la cuenca sedimentaria es la parte de la plataforma en la que se acumulan los sedimentos, los escudos y los macizos antiguos es la parte de la que se desprenden. Los escudos abarcan la mayor parte de los grandes continentes. Escudos y macizos antiguos presentan los restos de las antiguas montañas erosionadas. Es posible que algunos de ellos haya sufrido un rejuvenecimiento durante la orogenia alpina, por lo que pueden estar, de nuevo, en resalte. Sobre estas estructuras se desarrolla el relieve sobre rocas metamórficas y el relieve apalachense.

Las montañas se presentan en grandes cadenas de plegamiento. Las montañas aparecen por el plegamiento o la fractura de los materiales sedimentarios, o las rocas metamórficas. Presentan un gran variedad geológica y de formas. Se distinguen dos tipos de cadenas de plegamiento: las simples y las compuestas.

Las cadenas de plegamiento simples presentan pliegues de poca potencia, dispuestos rítmicamente, y con un paralelismo muy acusado. En general, se disponen en torno a las cadenas de plegamiento compuestas. Sobre ellas se desarrollan relieves plegados jurásicos (directos o invertidos) y apalachenses.

Las cadenas de plegamiento compuestas presentan pliegues complejos, con mantos de corrimiento y fracturas, propios del relieve alpino. Tienen un aspecto caótico y muy variado. Los empujes han sido tan fuertes que algunas de las fallas que se crean pueden mostrar restos de vulcanismo. En el eje central de estas cadenas aparece un relieve fracturado con grandes bloques elevados y hundidos. Normalmente se encuentran en la zona más alta de las grandes cadenas montañosas.

LA EROSIÓN:
 
Toda estructura de relieve sufre, desde el mismo momento en el que destaca, el ataque de los diferentes agentes erosivos. La estructura presenta zonas de erosión y zonas de acumulación, aquí trataremos de la erosión.

Aunque en ocasiones se utilizan como sinónimos lo cierto es que no es lo mismo erosión que meteorización. La meteorización es la rotura o la disgregación de una roca sobre la superficie de la Tierra. La erosión incluyen, además de la meteorización, el transporte del material hasta las zonas de acumulación.

La meteorización, abarca todos los procesos que preparan la roca para su fractura en pequeños trozos. Se llama meteorización porque los principales agentes que actúan sobre la rocas son meteoros climáticos: temperatura, agua, hielo, viento, etc. La eficacia de cada uno de ellos depende de la frecuencia, su combinación en el clima y las características minerales de la roca. Por otra parte, existen tres formas de actuar sobre la roca: la física, la química y la biológica. Así, tendremos una meteorización mecánica, una meteorización química y una meteorización biológica. 

La meteorización mecánica (o física) consiste en la ruptura de las rocas a causa de un esfuerzos mecánicos externos e internos: golpes y movimientos de cuña, principalmente. Los procesos más importantes son: la termoclastia, la gelifracción, la hidroclastia, la haloclastia y la corrasión.

La meteorización química consiste en la descomposición y rotura de las rocas por medio de reacciones químicas. Esto sucede por medio de dos procesos básicos la disolución y la alteración.

La meteorización biológica (u orgánica) se produce por la actividad de animales y plantas. Presenta una combinación de efectos mecánicos (expansión de las raíces de los árboles, movimientos de las rocas por los animales, etc.) y químicos (debidos a los ácidos que los seres vivos aportan a los suelos).

Una vez que un fragmento de roca se ha desprendido ha de ser transportado hasta la las zonas de acumulación. Este es un proceso fundamental de la erosión, ya que de lo contrario la acumulación de fragmentos sueltos en el mismo sitio en el que se rompieron terminarían por enterrar las estructuras y se detendrían los procesos erosivos. Tres son los grandes agentes de transporte en el planeta: las aguas corrientes, los glaciares y el viento.

Cada unos de estos agentes erosivos actúa en conjunto con los demás. Dependiendo del clima unos son más frecuentes que otros, o actúan en estaciones diferentes. El conjunto de procesos que forman el relieve se denomina sistema morfogenético (de morfo: forma, y genético: origen; el origen de las formas). La combinación del sistema morfogenético con el clima se llama dominio morfoclimático, que son, a la postre, los auténticos creadores del relieve.

INFLUENCIA DEL CLIMA EN EL RELIEVE
 
El clima es, en última instancia, el auténtico creador de las formas del relieve. Actúa sobre las estructuras que han levantado los agentes dinámicos, pero de la forma final es responsable el clima, incluso invirtiendo las estructuras primarias. No obstante, en relieves muy jóvenes, predomina la estructura sobre el retoque del clima.

El clima determina la importancia y las características de los agentes erosivos, tanto en la meteorización y el transporte, y también en las características de la sedimentación.

En el contacto entre la litosfera y la atmósfera se producen toda una serie de fenómenos relacionados con la formación del relieve que en conjunto se llaman sistema morfogenético, pero la importancia de cada uno de ellos depende del clima, lo que en conjunto se llama dominio morfoclimático.

Un ejemplo deja claras las cosas. Cuando el clima es propicio a la aparición de un espeso manto forestal la meteorización mecánica pierde protagonismo, en favor de la meteorización química. Los agentes de transporte se ven muy limitados. Se dice, entonces, que estamos en un régimen de biostasia. Pero cuando ese manto vegetal que cubre el relieve desaparece los agentes mecánicos y el transporte del material cobra mucha más importancia y se producen grandes cambios en el relieve, haciendo que se pierda el suelo y «lavando» el terreno hasta dejar la piedra desnuda. Se dice, entonces, que estamos en un régimen de rexistasia.

Podemos establecer cuatro grandes zonas y ocho dominios morfoclimáticos:

La zona fría se caracteriza por la debilidad de la radiación solar. En el mes más cálido no se superan los 10 ºC. En el hemisferio Norte se encuentra en el margen septentrional de América, Europa y Asia, En el hemisferio Sur se limita a la Antártida y la punta meridional de América. Comprende dos dominios: el dominio glaciar y el dominio periglaciar.

La zona xérica se corresponde con los grandes desiertos cálidos. En el hemisferio Norte destacan los desiertos del Sáhara, Arabia, Irán, Paquistán e India (Desierto de Thar), y los americanos del norte de México y el sur de Estados Unidos como los desiertos de Mojave, Sonora y Arizona. En el hemisferio Sur encontramos los desiertos del centro de Australia, el de Namibia, el de Kalahari y el de Atacama. También se incluyen los desiertos que se encuentran en el interior de las grandes masas continentales: Gobi, Karakumi, Kizilkum o Takla Makan, en Asia; los desiertos de Colorado, Nuevo México, la Pampa, el Chaco y la Patagonia, en América. También se incluyen los desiertos de la Baja California, el de Somalia y el de Arequipa. Comprende dos dominios: el dominio árido y el dominio semiárido.

La zona templada abarca los climas templados, entre los 30º y los 60º de latitud. Es la zona en la que vive la mayor parte de la humanidad, y la más desarrollada, por lo que el ser humano es un agente transformador del relieve de primer orden. Se expresa en modestos retoques del relieve. Comprende dos dominios: el dominio templado húmedo y el dominio continental seco.

La zona tropical húmeda abarca los climas tropicales húmedos, los monzones y el clima ecuatorial. Comprende dos dominios: el dominio de la selva tropical y el dominio de la sabana.

Las áreas de montaña introducen cambios, que pueden llegar a ser importantes en el clima, y por lo tanto en el dominio morfoclimático. Se estructura de forma escalonada, por lo que los pisos superiores interfieren en los inferiores. Todo ello da originalidad a los medios de montaña, pero siempre insertos en su dominio climático característico. Se divide en pisos y se distingue: el piso glaciar, el piso periglaciar y el piso forestal.

EL RELIEVE DE LOS LITORALES
 
La dinámica entre el mar y los continentes genera unas formas de relieve características, la costa y litoral, que, en buena medida, son independientes del clima. Se trata una combinación de los agentes atmosféricos y la acción de las aguas marinas. La anchura de la franja es variable dependiendo de las características de la costa.

El litoral es la zona que está directamente sometida a la acción de las aguas, entre la marea baja y la marea alta. Esta es la zona a la que se llama estero. Su anchura no suele ir más allá de los 20 metros. No obstante, la influencia del mar se manifiesta mucho más en el interior. Esta sería costa. Aquí el relieve cambia con mucha rapidez, incluso en el intervalo de unas pocas décadas.

Los litorales tienen formas muy variadas, dependiendo de cómo se haga la erosión marina, las características de la roca y la influencia del clima. Podemos distinguir entre las zonas de ablación y las zonas de acumulación.

Las zonas de ablación son aquellas en las que están presentes las formas producto de la acción de la erosión marina. Dos son las formas básicas: los acantilados y las plataformas de abrasión. Los litorales que presentan un acantilado forman las costas altas.

Las zonas de acumulación litoral son fruto de la sedimentación marina. Si no presentan un acantilado se llaman costas bajas. Hay gran variedad de formas, pero los tipos principales son las playas, las dunas litorales y las áreas pantanosas marítimas como las marismas y las albuferas.

Las desembocadura fluviales tienen sus propias características. Es el llamado dominio fluviomarino. Encontramos dos tipos diferentes: estuarios y deltas.

Los estuarios se forman cuando el mar entra en el cauce fluvial, por detrás de la línea de costa primitiva. La fuerza el mar es superior a la de la corriente del río.

Los deltas se forman cuando la corriente del río tiene mayor fuerza que el mar, y deposita sus sedimentos por delante de la línea de costa primitiva.

No hay que confundir los estuarios con las rías. Una ría es un antiguo valle fluvial que ha sido inundado por el mar, por lo que ya no pertenece al cauce del río, sino al dominio marino. Tampoco hay que confundir la ría con los fiordos. El fiordo es un valle glaciar, con forma de U, que ha sido invadido por el mar. Aparte de por su origen, las rías se diferencian de los fiordos porque estos están enmarcados por unas paredes mucho más verticales y su fondo es más plano. Las rías pueden tener paredes verticales, aunque no tanto como los fiordos, o presentar una costa baja. A diferencia de los valles glaciares, los fluviales tienen forma de V.

En la costa se distinguen diversos accidentes geográficos. Los más importantes son:

Cabo: Un cabo se forma cuando la línea de costa se adentra, en forma de punta, en el mar.

Golfo: Un golfo se forma cuando el mar penetra detrás una teórica línea recta de la costa. Esta adopta una forma curva que acoge una gran porción de aguas de mar. Vista desde tierra tiene una forma cóncava.

Bahía: Una bahía tiene la misma forma que un golfo pero su tamaño es mucho menor.

Ensenada: Una ensenada tiene la misma forma que un golfo pero es muy pequeña y, además, muy cerrada, por lo que está protegida del mar abierto.

Cala: Una cala tiene la misma forma que una ensenada pero aún más estrecha y está aislada de tierra por un acantilado.

LOS PLIEGUES
 
Cuando las fuerzas de la tectónica actúan sobre rocas sedimentarias aparecen una serie de formas características. Las rocas sedimentarias son más flexibles que las metamórficas, y cuando el empuje orogénico no es lo suficientemente intenso como para desplazarlas se pliegan como si fueran una hoja de papel.

Un pliegue es una flexión de las rocas de la corteza terrestre. Se estructura en forma de ondas, sucesivas. Como tales algunas de las características de los pliegues se corresponden con las de una onda cualquiera.

En un pliegue podemos distinguir:

1.- Anticlinal que se corresponde con la cresta de una onda.
2.- Sinclinal que se corresponde con el valle de una onda.
3.- Flanco; cada uno de los estratos inclinados que unen el anticlinal con el sinclinal. La inclinación de los estratos se llama buzamiento.
4.- Eje, la línea central en la base del pliegue a partir del cual los flancos buzan en direcciones opuestas. Es paralelo a la charnela.
5.- Charnela; línea de flexión en la que las capas sedimentarias buzan en sentidos opuestos. Es paralelo al eje. Se distinguen dos tipos de charnelas: la charnela anticlinal, que se encuentra justo en lo más alto del anticlinal; y la charnela sinclinal, que se encuentra en lo más bajo del sinclinal.
6.- Longitud de onda, la distancia entre dos charnelas anticlinales (o sinclinales) consecutivas.
7.- Altura del pliegue, la altura entre en eje del pliegue y la charnela anticlinal.
8.- Plano axial, el plano en el que se encuentran el eje del pliegue y la charnela. La inclinación del plano axial con respecto a la horizontal se llama vergencia.

Dependiendo de la vergencia del plano axial podemos distinguir entre:

1.- Pliegue recto; los que forman entre el plano axial y la horizontal un ángulo recto.
2.- Inclinados; los que tienen entre el plano axial y la horizontal un ángulo mayor de 45º.
3.- Acostados; los que tienen entre el plano axial y la horizontal un ángulo menor de 45º.
4.- Tumbados; los que tienen entre el plano axial y la horizontal un ángulo de 0º.
5.- Volcados; los girado de tal manera que los estrados inferiores aparece encima.
6.- Rodilla; un flaco y el plano axial inclinado y el otro flanco en ángulo recto.

Un tipo especial de pliegue es el domo, que presenta una forma redondeada semejante a una campana.

LAS FALLAS
 
Cuando las fuerzas orogénicas de la Tierra presionan las rocas con una fuerza tal que termina por romperlas se produce una falla. Las fallas pueden aparecer tanto sobre rocas sedimentarias como sobre rocas metamórficas o ígneas, pero para que se formen fallas en rocas sedimentarias antes han tenido que plegarse, y sólo cuando se supera la elasticidad de las rocas se rompen. Las fallas más típicas se producen sobre rocas metamórficas o ígneas, que no tienen capacidad de plegarse, y por lo tanto siempre se rompen.

Así pues, una falla es una ruptura de la roca debido a un esfuerzo orogénico. Normalmente, y debido a ese mismo esfuerzo, además de romperse la roca se desplaza, aunque sólo sea unos centímetros. Si no hay desplazamiento a esa ruptura se le llama diaclasa. La fractura puede afectar a toda la roca, rompiéndola por completo, o sólo a una parte. Si la fractura no corta toda la roca se le llama fisura. Así pues, en una falla, además de una ruptura, debe de haber un desplazamiento de las rocas y debe afectar a toda la roca.

Las fallas se pueden formar de tres maneras:

1.- Por deslizamiento. El deslizamiento consiste en ejerce la fuerza en sentido transversal a la roca. Cuando se rompe el desplazamiento no es vertical sino horizontal. Se forman así, los desgarres y las llamadas fallas transformantes.

2.- Por distensión. Cuando una roca ha sido sometida a fuertes tensiones y de pronto se deja de ejercer esa presión el relajamiento produce la ruptura de la roca, y la parte de la falla que se mueve desciende. Se forman así las llamadas fallas normales.

3.- Por compresión; es decir «apretando» la roca hasta que se rompe. En este caso, el desplazamiento provoca que la parte de la roca que se mueve asciende sobre la otra. Se forman así las llamadas fallas inversas.

Una vez formada la falla distinguimos en ella varias partes:

1.- El plano de falla es la superficie por la que se rompe la roca y a lo largo del cual se desplaza. Si una parte del plano de falla está pulido y estriado se llama espejo de falla.
2.- El labio de falla (o bloque) es cada uno de los fragmentos en los que se divide la roca. Hay al menos dos labios uno elevado y otro hundido.
3.- La línea de falla es la línea de contacto entre el labio inferior y el plano de falla.
4.- El salto de falla (o escarpe) es la altura del desplazamiento medida en vertical.

Cada una de las fracturas es una falla, no obstante, algunas fallas son muy complejas y llevan asociadas otras fallas secundarias. Este es el caso de la falla de San Andrés, en California, EE UU , en el que la falla principal atraviesa todo el conjunto, pero que lleva asociada a ella multitud de fallas secundarias.