Sistema de dos familias de diaclasas conjugadas. Cretácico de Cuenca Cuenca,, España (Fm.Dolomías tableadas de Villa de Vés). Foto perpendicularr al plano de estratificación perpendicula estratificación..
Esquema remarcando remarcando las dos familias de diaclasas. La línea roja indicaría la dirección de la compresión. Una (del griego «διά» dia dia,, a través de, y klasis klasis,, rotura) es una fractura en las rocas que no va acompañada de deslizamiento de los bloques que determina, no siendo el desplazamiento más que una mínima separación transversal. Se distinguen así de las fallas, fracturas en las que sí hay deslizamiento de los bloques. Son estructuras muy abundantes. Son deformaciones deformaciones frágiles de las rocas. Características de una diaclasa La orientación de una diaclasa, como la de otras estructuras geológicas, se describe mediante dos parámetros:
: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de la diaclasa con el eje norte - sur sur.. : ángulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario.
Las diaclasas no tienen por qué ser en general planas, ni responder a ninguna geométrica regular, así que los parámetros indicados pueden variar de un punto a otro. Asociaciones de diaclasas Las diaclasas no suelen aparecer aisladas, sino asociadas a fallas y a pliegues pliegues.. Cuando, como suele ocurrir, existen dos o más conjuntos de diaclasas, se habla de un sistema de diaclasas o " jointsystem " jointsystem". ". Los más sencillos son: : todas las diaclasas tienen igual dirección y
buzamiento.
: las diaclasas tienen distintas direcciones y buzamientoss y, por lo tanto, se cortan en determinados puntos. El caso más común buzamiento suele ser el de familias de diaclasas conjugadas, con dos o tres direcciones predominantes predomin antes de diaclasas producidas por el mismo fenómeno tectónico (distensión o compresión).
Para poder discriminar entre diaclasas de compresión y de distensión hay que estudiar los ejes principales de la deformación local o regional, pues las diaclasas en sí mismas no aportan información suficiente (estrías o desplazamiento). En el caso de diaclasas de extensión la dirección de la familia f amilia más notoria suele ser perpendicular a la dirección de la extensión y en las de compresión compresión la bisectriz del ángulo agudo de la intersección de diaclasas la dirección de la misma. Mecanismos
LosÓrganos en la isla La Gomerason el resultado de disyunción columnar en basalto, un
tipo de diaclasa producida por enfriamiento.
Diaclasado curvo por descompresión en un plutón granítico exhumado. La formación de las diaclasas obedece a muy diversas causas, incluyendo fuerzas dirigidas como las que provocan el fallamiento o plegamiento del terreno. Una de las causas más frecuentes de diaclasamiento es la disminución del volumen del material (aumento de la densidad), que a su vez se puede producir por distintos motivos:
, como ocurre en sedimentos que quedan al aire después de haber estado sumergidos. , como en el caso de las columnatas basálticas. Se forman por coladas basálticas, las cuales, una vez solidificada la lava, por el posterior enfriamiento, se dividen en columnas prismáticas (disyunción columnar). La Calzada de los Gigantes de Irlanda, o Los Órganos de La Gomera son alguno de los muchos ejemplos conocidos de este caso. . El paso del t iempo favorece, en los materiales geológicos, un reordenamiento de las moléculas que en conjunto amplía la extensión de las redes cristalinas, aumentando la densidad del material, lo que se compensa, como en los casos anteriores, con la formación de grietas. . Es otra causa importante de diaclasamiento, como la que afecta a un plutón granítico que la erosión va dejando al descubierto. Es así como se originan las formaciones que en el Centro de España se llaman berruecos o berrocales.
Diaclasas Las diaclasas, que quiere decir juntas, son fracturas en las rocas que no presentan desplazamiento transversal que sea detectable, sólo manifiestan un poco de movimiento extensional.
Las diaclasas corresponden a foliaciones secundarias, tanto de origen tectónico como no-tectónico, pero que no tienen desplazamientos. Entre ellas se distinguen:
las que se originan durante el enfriamiento de una roca magmática. Como el material caliente ocupa más espacio que la misma cantidad de materia fría, al enfriarse el magma, se producen fracturas por la diferencia de volumen que se produce.
durante la desecación de un barro o lodo bajo condiciones atmosféricas determinadas (sequedad, alta temperatura, radiación solar), al evaporarse el agua o la humedad contenida en él, disminuye el espacio ocupado por el material húmedo y la superficie se rompe en polígonos.
sobre estratos inclinados se puede observar bajo algunas condiciones, un deslizamiento de las masas rocosas hacia abajo. Al comienzo de este fenómeno se abren grietas paralelas al talud.
Las diaclasas son las fracturas más frecuentes y se presentan en todos los tipos de rocas, especialmente, al nivel de la superficie y también a grandes profundidades. Estas fracturas pueden tener dimensiones que se extienden desde algunos milímetros hasta unos pocos metros. Normalmente se presentan en una masa rocosa, en la que se pueden observar grupos de diaclasas -estructuras paralelas o subparalelas- y/o sistemas de diaclasas que corresponden a aquellas que se cortan entre sí en ángulos definidos, y tienen una cierta simetría. Algunas diaclasas están rellenas con calcita u otros minerales.
Son fracturas, discontinuidades, en las que a diferencia de las fallas, no ha habido un desplazamiento significativo entre los dos bloques. Se reconocen en cualquier tipo de roca (ígnea, metamórfica o sedimentaria), y suponen una evidencia clara de la rotura frágil del macizo rocoso en alguna etapa de su historia deformacional. Dependiendo de las rocas en que se produzcan, las diaclasas tienen una orientación general determinada. Por ejemplo en las rocas sedimentarias, las diaclasas son, por lo general, perpendiculares a la superficie de estratificación, mientras que en las rocas ígneas pueden tener cualquier orientación. Así en rocas sedimentarias se puede decir que su mayor dimensión es siempre horizontal, mientras que en rocas ígneas, por lo general no tienen una dimensión preferente. Las diaclasas se propagan durante un proceso de fractura continuo o mediante una serie de rupturas sucesivas. A menudo se reconocen en familias con espaciados regulares que pueden ser reconocidos en áreas con poca deformación aunque en otras ocasiones, pueden tener un espaciado irregular. En rocas sedimentarias bien estratificadas, las diaclasas suelen tener un patrón bien definido, compuesto por diaclasas sistemáticas tempranas y diaclasas cruzadas (cross-joints). La manera de desarrollada en un medio isótropo, con la más simple posible, es decir que tiene la forma de una moneda en la cual, la dirección perpendicular a la fractura es el eje y, y los ejes x y z son paralelos a la misma. Este tipo de fracturas se originan en un punto y se propagan en todas las direcciones de manera radial. Otros parámetros que se utilizan para describir las fracturas de extensión son la apertura y la longitud. Las diaclasas se caracterizan por tener aperturas pequeñas en relación con las longitudes. En el caso de rocas anisótropas, como pueden ser las rocas sedimentarias estratificadas, las diaclasa se propagan desde su inicio de manera radial hasta que algunos de sus puntos alcanza un límite de capa, un plano de estratificación que sirva como una barrera a la propagación de la fractura. Si los planos de estratificación están relativamente próximos, se impedirá la propagación de la fractura en dirección perpendicular a las capas, mientras que la fractura puede continuar creciendo en una dirección contenida en los planos de estratificación. Este hecho condiciona que las diaclasas en rocas sedimentarias tengan una geometría que se aleja de la forma de moneda, y que por el contrario adquieren una geometría de lámina o «cuchilla» (blade).
Una vez descrita la geometría más común que pueden presentar las diaclasas individuales se pueden describir las . De acuerdo con la mecánica de fracturación elástica linear, que es la que se utiliza normalmente para analizar desde el punto de vista físico los procesos de fracturación, las diaclasas desarrolladas en un medio isótropo deberían de tener una superficie plana y lisa como un espejo. Las observaciones en la naturaleza indican que esto no es verdad, y que la morfología de la superficie de las diaclasas presenta numerosas irregularidades que tienen su origen en diversas causas, fundamentalmente relacionadas con los procesos de propagación y crecimiento de las fracturas y con la anisotropía de los materiales involucrados.
Una de las estructuras más comunes que se pueden apreciar en las superficies de las diaclasas es la denominada ornamentaciónplumosa
Las estructuras plumosas se forman a diversas escalas, y su tamaño se puede relacionar con el tamaño de grano de las rocas afectadas. Por lo general en rocas de tamaño de grano menor las estructuras plumosas son menores, mientras que en las de mayor tamaño de grano tienen un tamaño mayor. Una característica bien establecida acerca de las diaclasas es el hecho de que no aparecen aisladas, sino que siempre se encuentran en grupos que pueden ser sistemáticos o no. De esta manera, las son aquellos grupos de diaclasas que son paralelas o subparalelas unas a otras y mantienen un espaciado aproximadamente regular entre. No hay una regla que determine cual es el espaciado mínimo o máximo para considerar sistemáticas a una serie de diaclasas, pero por lo general se admite que deben de estar lo suficientemente juntas como para poder ver varias de ellas en el mismo afloramiento.
Las diaclasas sistemáticas pueden estar restringidas a una capa o pueden afectar a varias de ellas.
Por otro lado, las diaclasas no sistemáticas son menos planares que las sistemáticas, tienen una distribución espacial irregular, no son paralelas a otras diaclasas vecinas y pueden terminar contra otras diaclasas que las rodean. Tanto las diaclasas sistemáticas, como las no sistemáticas pueden darse en el mismo afloramiento. Desde el punto de vista de las relaciones que tienen las diaclasas con sus vecinas se pueden diferenciar, además, de diaclasas y de diaclasas (no se deben confundir con diaclasas sistemáticas). Las familias de diaclasas son un grupo formado por todas las diaclasas sistemáticas que aparecen en una región. Cuando existen dos o más familias de diaclasas que se intersectan formando ángulos más o menos
constantes se denominan sistemas de diaclasas. En función del ángulo diedro que formen las distintas familias, podemos clasificar los sistemas en ortogonales (diedro 90°) o en conjugados (si el valor del diedro se sitúa entre 30° y 60°). En muchos casos el término sistema de diaclasas se utiliza para decir que las familias existentes son coetáneas, lo que no es correcto. Un sistema de diaclasa solo se refiere a la relación espacial entre las distintas familias de diaclasas y no a sus posibles relaciones genéticas.
Se puede apreciar como, en algunos casos, una de las familias del sistema está formada por diaclasas más continuas, que se denominan diaclasas maestras, mientras que otra familia esta formada por otras más cortas que terminan contra las maestras y que se denominan diaclasas cruzadas (crossjoints). La medidas:
de un macizo se realiza a partir de las siguientes
- Orientación de la diaclasa (es decir, dirección, buzamiento y sentido del mismo) - Espaciado entre las diaclasas sucesivas de la misma orientación - Apertura, es decir, distancia media entre las paredes de la junta - Persistencia y penetratividad: continuidad de las juntas o longitud de sus trazas -Rugosidad superficial, propiedad que condiciona su comportamiento friccional - Presencia o ausencia de relleno, y características del mismo. Se consideran varios
.
En cuanto a su
pueden considerarse:
- Diaclasas ocultas o latentes, no visibles a simple vista, que se manifiestan cuando la roca rompe - Diaclasas cerradas, con los bordes en contacto - Diaclasas abiertas, con separación entre los bordes. Pueden tener minerales de neoforma ción, o a favor de ellas intruir diques… En cuanto a su , pueden considerarse varios tipos: - Diaclasas de origen tectónico. Se originan durante los episodios de deformación, independientemente del régimen tectónico.
Las diaclasas tensionales son las que responden a fenómenos de estiramiento de las rocas. Aparecen normalmente abiertas, y rellenas de algún material precipitado, presentando forma de cuña o de lentejas vistas en sección. Frecuentemente se presentan asociadas y escalonadas, orientándose según el campo de esfuerzos, con dirección de extensión paralelo al eje de mínimo esfuerzo. Son las que se presentan por ejemplo en la parte convexa de los pliegues.
Las diaclasas compresionales, en tectónica compresiva, presentan un contorno más neto. Cuando se presentan asociadas a fallas inversas siguen dos series, una paralela a la falla inversa, y otras oblicuas. También son las que se presentan en la parte cóncava de los pliegues. - Diaclasasdedescompresión, al desmantelarse la cobertera por encima de un macizo rocoso. Son típicas en rocas graníticas, aflorando éstas en bloques paralepipédicos que resultan de la intersección de varios juegos de estas diaclasas, produciéndose también familias de diaclasas subparalelas a los contornos del plutón. Las diaclasas de exfoliación son un caso especial, presentándose las diaclasas paralelas a la superficie del terreno.
- Diaclasasderetracciónporenfriamiento. En ocasiones se generan por los esfuerzos tensionales generados durante la cristalización magmática y consiguiente pérdida de volumen y retracción. Esto es particularmente evidente en las rocas ígneas, desarrollándose juntas perpendiculares a la superficie de enfriamiento, que suele corresponder a los márgenes de las coladas de lava, sills y diques de muchos plutones.
En cuerpos de espesor uniforme pueden desarrollarse juntas que delimitan prismas de roca de sección quasihexagonal (columnas de basalto).
-En el caso de materiales arcillosos, pueden producirse juntas que delimitan cuerpos hexagonales por disminución de volumen por desecación (arcillas).
Un pliegue es una ondulación, una curvatura de una superficie planar, como resultado de la actuación de esfuerzos, de origen tectónico o gravitatorio. Corresponde a una deformación dúctil o continua.
: es una línea imaginaria, cuya revolución da lugar a la superficie curvada. No tiene una localización específica en ningún punto del pliegue. • ,y (Hinge): corresponden a la máxima curvatura del pliegue, correspondiente a la mayor deformación. La charnela corresponde a la alineación de puntos, y la zona de charnela a la zona inmediata a ésta. • (Limb): son las zonas adyacentes a la zona de charnela, que corresponden a una deformación mucho menor, que incluso sería nula en los (inflection point ), en los que la curvatura pasa de cóncava a convexa. •
(Crest ) y (Trough): son la zona más alta y más baja topográficamente, que pueden coincidir con las charnelas. • (Mediansurface) es el que une los puntos de inflexión de una superficie plegada. • ( Axialsurface) es el que une las líneas de charnela de las sucesivas superficies plegadas dentro de un pliegue. •
(amplitude) es distancia vertical entre las sucesivas charnelas, medida de forma perpendicular a la superficie media. • del pliegue es la inclinación de su plano axial •
1) Según la forma y/o edad de los materiales, los pliegues pueden ser: (anticline): es un pliegue generalmente convexo hacia arriba, en cuyo núcleo se encuentran los materiales más antiguos. (anticlinorium) es una estructura anticlinal a escala regional, compuesta de pliegues laxos (antiform) es un pliegue de morfología convexa hacia arriba, del cual se desconoce la edad (absoluta o relativa) de los materiales
(syncline): es un pliegue generalmente cóncavo hacia arriba, en cuyo núcleo se encuentran los materiales más modernos. (synclinorium) es una estructura sinclinal a escala regional, compuesta de pliegues laxos (synform) es un pliegue de morfología cóncava hacia arriba, del cual se desconoce la edad (absoluta o relativa) de los materiales.
Hay que señalar que no siempre los anticlinales corresponden morfológicamente a una montaña y los sinclinales a un valle, sino que más bien al contrario, es normal que a favor de un anticlinal se encaje un río, debido a que son rápidamente atacados por la erosión.
Dos anticlinales están siempre separados por un sinclinal, y dos sinclinales están siempre separados por un anticlinal.
2) De acuerdo con la geometría e inclinación del eje del pliegue (línea generatriz) pueden ser: : aquellos pliegues cuyo eje es rectilíneo a. : si además de rectilíneo, es horizontal. En este caso las direcciones de capa son un conjunto de rectas paralelas entre sí. b. , si el eje tiene una cierta inmersión. En este caso las direcciones de capa son paralelas sólo en un tramo, curvándose luego en la charnela. La traza de un pliegue con inmersión vista sobre un mapa describe una curvatura, de forma que el buzamiento de la superficie plegada va cambiando progresivamente de orientación de acuerdo con un patrón de distribución que tiende a aproximarse a una semiesfera. La zona donde las capas se “enraízan” en el terreno con esta curvatura se denomina terminación periclinal. : aquellos en que el eje axial es curvilíneo. En este caso no se pueden definir las horizontales de capa, siendo las isoipsas realmente trazos curvados en toda su extensión.
3) Según la forma de las capas plegadas. Se define como la línea que une dos puntos de igual inclinación en el techo y en el muro de un flanco de un pliegue. De acuerdo con esta medida, los pliegues se clasifican en tres clases, la primera de las cuales tiene tres subclases (clasificación de Ramsay).
4) Otra forma frecuente de clasificar los pliegues es según la inclinación del plano o superficie axial. De acuerdo con esto pueden ser: - Pliegues , con el plano axial vertical - Pliegues , cuando se individualizan dos planos axiales - Pliegues , cuando el plano axial está inclinado (con un ángulo inferior a 45º) - Pliegues : cuando el plano axial está inclinado más de 45º respecto a la vertical. El sentido de vergencia del pliegue es el correspondiente al ángulo agudo del plano axial respecto a la horizontal. - Pliegues , cuando el plano axial está próximo a la horizontalidad. En este caso los pliegues pueden llegar a fracturarse por el núcleo, dando lugar a un pliegue-falla o un cabalgamiento. 5) Si atendemos al ángulo entre los flancos, los pliegues pueden dividirse en: - Pliegues , cuando los dos flancos buzan en el mismo sentido - Pliegues , cuando uno de los flancos está mucho más desarrollado que el otro, pareciendo la estructura una serie monoclinal. - Pliegues en acordeón - Pliegues en cofre o artesa - Pliegues , cuando el plano axial divide simétricamente el pliegue en dos unidades especulares - Pliegues , cuando el plano axial divide el pliegue en dos unidades no simétricas. Pliegue acostado del Dent de Morcles (Alpes Helvéticos). El pliegue se sitúa sobre una zona de cizalla que adelgaza fuertemente su flanco inferior
. Foliación viene del latín folium, hoja y se aplica a cualquier estructura planar, tanto primaria como secundaria, y foliación tectónica se aplica a las foliaciones secundarias generadas por deformación. Usaremos clivaje y foliación tectónica indistintamente como términos genéricos y los definiremos como estructuras planares, más o menos penetrativas, producidas en las rocas metamórficas por causas tectónicas. Una de las principales características del clivaje es que se dispone aproximadamente paralelo al plano axial de los pliegues generados durante la misma fase de deformación. Esto es una consecuencia de que ambas estructuras tienden a ser paralelas al plano de máximo aplastamiento del elipsoide de deformación finita •
• Las
son las formadas por la intersección de dos familias de estructuras planares. Las más comunes y utilizadas en Geología Estructural son las intersecciones entre estratificación y clivaje o entre distintas generaciones de clivaje.
Esquisto afectado por dos crenulaciones ortogonales y, por tanto, con dos lineaciones de crenulación.
•
que se denominan “
”. Los mullions son pliegues que se
forman en capas que sufren acortamiento fuerte y engrosamiento. Las superficies plegadas consisten en una alternacia de lóbulos redondeados y cúspides agudas, por lo que se denominan también pliegues cuspado- lobados (“cuspate-lobate folds”). Allí donde una capa incompetente penetra, por así decirlo, en una capa competente, se forman cúspides y donde sucede lo contrario, lóbulos.
Cuando el contraste de viscosidades es grande se pueden producir unos tipos especiales de pliegues menores que muestran una gran amplificación y muy poco engrosamiento de la capa y que a menudo tienen geometría de elásticas. Cuando estos pliegues se desarrollan en venas cuarzo-feldespáticas o en filones graníticos se denominan El nombre deriva del griego ptygma, que significa “lo que está plegado”.
• Los “
” son estructuras producidas por extensión de capas o niveles competentes
en las cuales éstas se han separado total o parcialmente en fragmentos. La palabra, de origen francés, significa literalmente morcilla y describe perfectamente las formas que a menudo exhiben en perfil estas estructuras. Por “ ” se entiende el proceso que genera boudins. Se llama (“neck”) a la zona, vista en sección, en que las capas se adelgazan y por las cuales a menudo se han roto. Esta zona se sigue en cada boudin por las llamadas (“necklines”). Para cada boudin se define (“width”) como la distancia entre dos líneas de cuello medida sobre el techo o muro de la capa, (“thickness”), como el espesor de la capa boudinada, (“length”) como la longitud de las líneas de cuello. (“separation” o “gap”) es la distancia entre
dos líneas de cuello medida entre dos fragmentos separados pero adyacentes.
Los pliegues formados bajo flujo viscoso del material presentan cualquier geometría, no siendo posible en la mayor parte de los casos reconocer los elementos característicos de un pliegue (charnela, plano axial…). Estos pliegues tampoco implican acortamiento o
aplastamiento, simplemente fluencia. En principio, para que se alcancen condiciones de fluencia visc osa, sería necesario que se alcanzasen altas temperaturas y presión, en condiciones de fusión parcial de las rocas, es decir, en niveles corticales profundos. Esta fusión daría lugar a una pérdida de densidad, que originaría el ascenso de los materiales atravesando las rocas sólidas y más densas superficiales. Este sería el caso de los y pliegues en forma de champiñón. Cuando la superficie de separación entre el material parcialmente fundido y el material sólido presenta una cierta inclinación original, el flujo viscoso da lugar a las o a mantos profundos. Pero la deformación viscosa puede darse también en materiales muy plásticos, sin que sea necesario en este caso alcanzar tan altas temperaturas. Este sería el caso de los .
Un es un cuerpo de roca que se ha movido hacia arriba atravesando y desplazando las rocas suprayacentes. La palabra deriva del vocablo griego diaperein, que significa perforar.
La ascensión de tales cuerpos de roca tiene una causa gravitatoria: la menor densidad de las rocas que ascienden, en relación con la densidad de las rocas atravesadas, les confiere una fuerza ascensional. Para que la ascensión se produzca se necesita, además de una menor densidad, que proporciona la fuerza, la existencia de rocas suficientemente dúctiles como para poder fluir y la posibilidad de que las rocas superiores o suprayacentes puedan hacer sitio a la masa ascendente deformándose. Los diapiros más comunes son los de , rocas formadas por concentraciones excesivas de sales como cloruros, sulfatos o nitratos, que precipitan formando capas de espesor a veces considerable
Hay casos en que aparecen asociadas la deformación frágil y la dúctil. Es el caso de los . La evolución de un pliegue volcado puede desembocar en la formación de un cabalgamiento, por estiramiento progresivo de uno de sus flancos. Los cabalgamientos, en particular los que participan de un estilo de deformación en piel fina (thinskinned), poseen una geometría llamada de rampa-rellano. Los cabalgamientos se propagan en su mayoría a lo largo de zonas de debilidad dentro de una secuencia sedimentaria, tales como arcillas o capas salinas, las cuales son llamadas rellanos. Si la eficacia de la separación se reduce, el corrimiento tenderá a cortar la sección a un nivel estratigráfico más alto, hasta que alcance otra separación o despegue efectivo con el que pueda continuar como en el caso de los lechos planos paralelos. La parte del cabalgamiento que une los dos planos se conoce como una rampa y se forma típicamente en un ángulo de unos 15° a 30° respecto a la base. El desplazamiento continuado de un cabalgamiento sobre una rampa produce un pliegue de geometría característica conocido como rampa anticlinal o, más generalmente, como pliegue de flexión de falla.
Los
(mantos de plegamiento, de cabalgamiento, de recubrimiento, de gravedad…) hacen mención a los casos en los que un conjunto de materiales se ha desplazado sobre otros infrayacentes, siendo la cuantía de este desplazamiento de varios kilómetros, o incluso decenas de kilómetros.
El manto en sí constituye un terreno alóctono, y los materiales situados bajo el manto se denominan autóctonos. Cuando la erosión actúa, puede dejar aisladas porciones del manto, que se denominan klippes o isleos tectónicos, o excavar hasta llegar al autóctono, formándose una ventana tectónica.
Estas estructuras se encuentran siempre en zonas orogénicas o bordes destructivos, en los que se produce un gran acortamiento y disminución de la superficie submarina ocupada originalmente por los sedimentos, los cuales son plegados y fracturados unos sobre otros dando lugar a los mantos. El apilamiento de los sedimentos puede producirse merced a sucesivos pliegues falla, pero más evolucionados, en cuyo caso se habla de , o bien mediante sucesivos pliegues tumbados, hablando entonces de (acumulaciones de pliegues tumbados). Todo este amontonamiento ordenado de materiales forma parte del orógeno que progresivamente emerge para dar lugar a una cadena de montañas. La aparición de este relieve desencadena fenómenos gravitatorios, condicionando las pendientes (s ubaéreas o subacuáticas) el deslizamiento de algunas de las partes más superficiales del orógeno. Puede generarse una superficie de despegue (normalmente coincidente con un nivel arcilloso), y llegar a deslizar masas de cientos de kilómetros cúbicos de roca a distancias de hasta 100km desde el punto de origen.
A menudo se habla de o para referirse a las zonas en las que predominan unos determinados mecanismos de deformación y, consecuentemente, unas determinadas estructuras o familia de estructuras. La figura muestra esquemáticamente las diferentes estructuras que pueden aparecer con la profundidad en una serie sedimentaria potente depositada sobre un margen continental en el caso de una tectónica compresiva. En la parte superior son frecuentes los cabalgamientos y fallas inversas, aunque pueden formarse pliegues debido a que los sedimentos son rocas relativamente blandas y con capacidad para flexionarse sin romperse para esfuerzos no muy grandes. La deformación dúctil es en esa zona de intensidad limitada, y los pliegues serán paralelos o poco aplastados. Hacia abajo, la disolución por presión y el creep de dislocaciones inducen deformaciones internas de gran intensidad, generando clivajes. Los pliegues son, en esa zona, aplastados, de geometría similar (s.l.) y sus planos axiales son subparalelos al clivaje, el cual evoluciona, hacia abajo, desde un clivaje espaciado o grosero a un clivaje pizarroso, una esquistosidad y un bandeado gnéisico. En las partes más profundas, los sedimentos o el basamento sobre el cual reposan pueden llegar a fundir, un proceso conocido como o , que da lugar a rocas ígneas graníticas (cruces).
Así, puede hablarse de un , caracterizado por los mecanismos de flexión y deslizamiento friccional y un , caracterizado por la deformación interna. En el superior son frecuentes los pliegues paralelos (s.l.) y las fallas y en el inferior los pliegues similares (s.l.) y los clivajes. La separación entre ambos niveles estructurales vendría marcada por la aparición generalizada del clivaje, cuyo límite, que suele ser una superficie irregular, se denomina o . Existen otras subdivisiones, que incluyen un nivel estructural medio, pero, a menudo, más que hablarse de niveles estructurales en concreto, se habla en términos comparativos: el nivel tectónico de las rocas que afloran en una región es más o menos profundo que el de otra región o área.
