este es un informe a formato de las diastasas introducción marco teórico objetivos concluir anexos bibliográfica etc.

1. INTRODUCCION
Este proyecto se llevara a cabo para aprender más de nuestras de los que son los
pliegues anticlinales el cual son rocas masivas duras q dobladas lentamente en lo cual se
forman las montañas cerros ríos etc.
También en este proyecto o investigación de la materia de geología estructural tenemos
un poco de la información de las fallas tectónicas. Lo cual son movimientos bruscos bajo
la corteza terrestre y ocasiona terremotos

2. -OBJETIVO GENERAL
Enseñar a nuestros compañeros sobre la formación de pliegues y fallas tectónicas para
seguidamente aplicarla en nuestra profesión
OBJETIVO ESPECIFICO
-Investigar lo referido a la formación de pliegues en la corteza terrestre para
seguidamente analizar en el terreno los distintos timos de formación
-También investigar y enseñar sobre las fallas tectónicas ya que son muy importantes así
podemos verificar donde existen fallas y a un futuro un posible terremoto

3. MARCO TEORICO
Anticlinal
Se denomina anticlinal a un pliegue de la corteza terrestre en forma de lomo cuyos
flancos se inclinan en sentidos opuestos
En un anticlinal el empuje tectónico genera una deformación de los materiales geológicos.
Etimología
De la preposición griega anti > enfrente, opuesto y del verbo klino> inclinar, desplazarse
hacia abajo; es decir, inclinación divergente, porque los flancos se inclinan, buzan, en
direcciones opuestas. Pliegue que tiene en el núcleo los materiales más antiguos.
Descripción estructural
Anticlinal
El anticlinal es una deformación en pliegue formado en rocas dispuestas en estratos que
resulta de esfuerzos tectónicos de tipo diverso. En general, un pliegue anticlinal puede
producirse por presiones tangenciales, por deslizamiento o corrimiento, por intrusión o
eyección de materiales desde áreas más profundas, o por deformaciones verticales del
sustrato. Salvo en estos dos últimos casos, el pliegue representa una reducción del área
ocupada inicialmente por los estratos y suele requerir la existencia de un material plástico
en la base de los estratos plegados. En el caso de las deformaciones verticales del
sustrato a causa de movimiento de bloques, los esfuerzos en la cobertera son distensivos.
Igualmente son distensivos en los pliegues formados por intrusión o eyección de
materiales plásticos más profundos, los cuales acaban constituyendo el núcleo del
pliegue.
Un anticlinal se compone, en una sección transversal, de flancos y charnela.
Los flancos están compuestos por los estratos que buzan en sentidos opuestos. Cuando
el pliegue está formado por estratos de diferente competencia y plasticidad los flancos
pueden presentar discordancias en el buzamiento por variaciones de la potencia de los
estratos más plásticos que, presionados en los sinclinales y en las partes donde hay
mayor compresìón, tienden a acumularse hacia las zonas del flanco, donde la presión es
menor.
La charnela es el lugar donde se produce la curvatura del pliegue o, si se quiere, el lugar
donde los flancos se encuentran. La charnela sufre tensiones distensivas como
consecuencia de la curvatura, de manera que tiende a abrirse con fallas normales. Por
esta causa la charnela es el punto más débil del pliegue, el lugar por donde,
laerosión ataca el anticlinal que puede llegar a abrirse antes de concluir los
esfuerzos tectónicos que lo configuran originando un relieve inverso, que nace ya
invertido. Cuando el pliegue abriga un material plástico no estratificado de gran potencia,
la charnela no se percibe en esa capa, se habla entonces de núcleo del pliegue.

4. El plano axial divide el pliegue longitudinalmente en dos mitades cortando la charnela por
la clave. El plano axial, define el eje del pliegue, de manera que su encuentro con el plano
horizontal tangente a la clave de la charnela representa el nivel de eje que habitualmente
no se corresponde con el de culminación del pliegue. La línea que une los puntos más
altos del pliegue se denomina línea de crestas . El nivel de eje o de culminación puede
variar a lo largo del pliegue. Se habla entonces de elevación o descenso del nivel de eje.
Cuando el descenso es corto y se encaja entre dos elevaciones se habla de ensilladura
porque su perfil recuerda el de una silla de montar. En los extremos del pliegue el
buzamiento de los estratos se dispone en forma de semicírculo, a modo de un cuarto de
naranja, es la terminación o cierre periclinal (del griego peri> alrededor).
Un anticlinal puede originar otro pliegue que nace de uno de sus flancos, se produce
entonces una digitación. Elradio del pliegue, su anchura, y también su longitud y altura
son variables, así podemos encontrar desde repliegues cuya anchura apenas supera
algunas decímetros y su altura algún centímetro (micropliegues), hasta pliegues de varias
decenas de km de anchura y centenares de metros de altura teórica de la deformación.
Igualmente podemos encontrar pliegues de algunos decímetros de longitud y pliegues de
varias decenas de km.
El radio de curvatura del anticlinal puede conservarse de modo que el pliegue conserva
siempre la misma forma, se dice entonces que el pliegue es similar, aunque este tipo de
pliegues es más teórico que real cuando se tienen en cuenta todas las dimensiones del
anticlinal. Cuando los estratos del pliegue mantienen su potencia independientemente de
su posición hablamos de pliegues isopacos, cuando no la conservan se habla de
pliegues anisopacos, que es el caso más usual por las razones que más arriba se han
comentado. Cuando no es posible diferenciar los estratos se habla de antiforma. Cuando
una estructura dominantemente positiva tiene grandes dimensiones y acusados
repliegues hablamos de un anticlinorio. Conviene no confundir estos términos con el
anticlinal propiamente dicho.
Tipos de anticlinal
Anticlinal fuertemente inclinado, en los Pirineos, en el desfiladero de Collegats, junto al río
Noguera Pallaresa.
Dependiendo de los materiales de los estratos plegados y del tipo de tectónica a que
responden, los pliegues anticlinales pueden presentar diferentes configuraciones, aunque
conviene precisar que un mismo pliegue puede cambiar de configuración
longitudinalmente, pero también en profundidad, de modo que en los estratos inferiores y
más antiguos la charnela presenta una disposición diferente de la que corresponde a los
estratos superiores o más modernos.
Según su disposición transversal, los anticlinales pueden ser:
Recto, cuando el plano axial es vertical.
Inclinado, cuando el plano no es perpendicular a la superficie terrestre, Los pliegues
inclinados presentan flancos disimétricos en su buzamiento. La dirección hacia la que se
vierte el pliegue se denomina vergencia.

5. Tumbado o acostado, cuando el plano es paralelo al plano de la superficie terrestre y los
flancos están horizontales o subhorizontales.
Volcado, cuando el anticlinal adopta una posición contraria, de modo que se presenta
como un sinclinal. Este pliegue, como el anterior, suele asociarse a fracturas
En cofre o abanico, cuando la charnela es plana y forma dos curvaturas para adaptarse a
los flancos, de modo que el pliegue presenta dos planos.
En rodilla, cuando un flanco es horizontal y el otro vertical, enlazando mediante una
charnela que hace la forma de rodilla.
Cabalgantes y fallados. Cuando el anticlinal monta sobre otro, desapareciendo mediante
fractura el sinclinal que los enlaza. Se habla también de pliegues cabalgantes cuando
montan sobre otra estructura El anticlinal fallado puede responder a diferentes tipos de
fractura, que pueden hacer montar un flanco sobre otro, rompiendo el pliegue por su eje,
pueden estar fallados en un flanco que se levanta a modo de creta monoclinal, pueden
estar cortados por un desgarre, etc.
En domo, cuando los estratos buzan en todas direcciones formando una media naranja,
de forma que no es posible definir un eje longitudinal.
Braquianticlinal. De forma ondulada o poco alargada.
Diapírico, cuando están formados por una intrusión de materiales muy plásticos,
generalmente salinos. Los diapiros forman domos que frecuentemente se abren como
consecuencia de los esfuerzos formando relieves invertidos. Por lo general, las
intrusiones diapíricas deforman anticlinales en los que elevan el eje localmente para
formar un domo.
Tanto estos tipos como los que pueden describirse basándose en la forma longitudinal
sólo son observables localmente y más en una consideración teórica que real, porque un
pliegue cambia varias veces de forma a lo largo de su eje y en profundidad.
Formas de relieve propias de la estructura anticlinal
La estructura es una abstracción para describir el armazón que configura el pliegue, pero
raramente un anticlinal se ajusta por completo a la descripción teórica de la estructura,
conservando todos sus estratos y sin alteraciones significativas en ellos. Solamente en el
caso excepcionales como sucede con los pliegues que fueron fosilizadosrecién formados
y están siendo exhumados ahora, podemos encontrar esta situación, entonces decimos
que es un pliegue original. Pero lo normal es encontrar anticlinales afectados por
procesos erosivos que han perdido parte de sus materiales e incluso han podido ser
abiertos, desventrados, para ofrecer una imagen inversa de la disposición estructural.
Por eso, cuando los pliegues están conformes con la estructura y presentan con pocos
retoques la disposición que la estructura asigna al relieve, suele hablarse de ellos
como originales. Cuando los retoques son mayores, pero siguen manteniendo los rasgos
que la estructura proporciona al relieve, algunos autores hablan de casi-original o, en
términos latino penioriginal. Cuando un pliegue anticlinal ha perdido sus estratos
superiores pero los existentes en niveles inferiores expresan la geometría y la forma
topográfica original, el anticlinal es conforme con la estructura, decimos entonces que es
un anticlinal derivado. Cuando el anticlinal ha sido desmantelado, sus estratos no dibujan

6. la charnela que ha desaparecido y la forma topográfica no responde a la estructura, el
anticlinal es no conforme y presenta un relieve invertido. No obstante en todos estos
casos la estructura anticlinal determina la forma del relieve por eso se habla de relieve
estructural. Las formas de relieve que puede presentar la estructura anticlinal son:
Bóveda anticlinal conforme, con forma de lomo cerrado por una capa rígida que constituye
la bóveda. El tipo más común es el que aparece en el estilo de relieve jurásico (porque
caracteriza la región del Jura) y ha servido para proporcionar la nomenclatura de las
principales características de estos pliegues. Así el lomo anticlinal se denomina mont, el
cual puede estar cortado, perpendicularmente a su eje por una cluse (en español puede
traducirse por hoz; aunque, reconocido el nombre científico es preferible pronunciar
«cluse» que «clis»), si bien conviene tener en cuenta que el corte no siempre resulta
perfectamente perpendicular, sino que puede ser oblicuo o sinuoso pero siempre
transversal al pliegue. Sobre los flancos pueden instalarsearroyos cataclinales, que
descienden siguiendo el buzamiento, son los ruz, que acaban conformando los estratos
del flanco en facetas triangulares o arcadas, los Chevrons, (que en castellano se ha
traducido de diversos modos: gallones, crestones...). Es frecuente que alguna de las
capas externas, más resistentes, eliminadas en la charnela, se mantengan en el flanco,
formando crestas, que se adosan al lomo anticlinal. Cuando en el flanco alternan
materiales de distinta competencia, estas crestas quedan separadas del lomo anticlinal o
bien unas de otras por depresiones paralelas al eje del pliegue, son las depresiones
ortoclinales. Depresiones que también, aunque sin una continuidad tan neta, pueden
aparecer tras las arcadas de los chevrons. Las bóvedas anticlinales pueden aparecer, sin
embargo, en muchos otros tipos de relieves, bien sean apalachanos, pliegues
exhumados, estilos complejos, etc.
Anticlinal no conforme, invertido, formando una depresión en el área correspondiente al
núcleo, dominada por crestas formadas en los flancos. En el estilo jurásico se
denomina combe. Para que exista combe, el núcleo del anticlinal debe estar constituido
por materiales menos competentes que los externos. Así, bien sea porque las fracturas de
la charnela posibilitan un rápido ataque, bien sea a causa del encajamiento de ruz que
alcanza el núcleo, bien porque una eyección diapírica ha reventado el pliegue, por ataque
desde una cluse, o porque la charnela ha sido eliminada a medida que el pliegue se
formaba, la erosión ha progresado en el núcleo, respetando los flancos que quedan
conformados en crestas. En el caso de que en los flancos aparezcan estratos de diferente
consistencia, entre las crestas formadas en los materiales más competentes, aparecen
depresiones ortoclinales,. Como en el caso anterior el anticlinal invertido puede aparecer
en diversos estilos de pliegues. Es normal en el estilo apalachense y lo habitual en los
estilos invertidos.
Combe anular, Cuando un anticlinal ha sido desmantelado, abierto en combe, pero un
estrato resistente en el núcleo del pliegue reproduce el lomo anticlinal, forma un anticlinal
derivado, que se levanta sobre una depresión ortoclinal que lo circunda, y dominado por
las crestas de los flancos, o de sinclinales colgados que lo encuadran. Es frecuente en los
relieves de plegamiento invertidos.
Anticlinales arrasados. Es el caso extremo de que el anticlinal haya sido arrasado por una
superficie de erosión, sobre la que posteriormente actúan nuevos procesos de
desmantelamiento que ponen en valor las capas más resistentes y se encajan en las
depresiones. Se forma así un relieves de crestas concéntricas, separadas por
depresiones. Esta forma es característica de los relieves

7. Sinclinal.
El sinclinal es la parte cóncava de un pliegue de la corteza terrestredebido a las fuerzas
de compresión de un movimiento orogénico, cuyosestratos convergen hacia abajo, es
decir en forma de cuenca. Los nombres de sus partes son similares a los del anticlinal:
flancos y charnelao cuenca sinclinal. Y al igual que en el anticlinal podemos destacar:
elplano axial, el eje y el buzamiento o inclinación de los estratos. Por su plano axial puede
ser también: recto o simétrico, o inclinado -tumbado- oasimétrico. Y por su forma: en
cuenca, pinzado, de V, de cubeta obraquisinclinal..
Al igual que el anticlinal, al que va unido, puede haber sido fallado, pinzado, tumbado,
desplazado de su lugar de origen.. y erosionado. Un sinclinal puede estar conforme con la
topografía del terreno, es decir más bajo que el o los anticlinales de los lados -en
el Jura se le llama val- o, debido a la erosión, a más altura (relieve invertido o inverso), y
entonces recibe el nombre de sinclinal colgado, lora o mambla y, cuando ha sido muy
allanado, en lagunos sitios hablan de páramo o paramera, aunque no convendria
confundir, y en el uso geomorfológico se tiende a usar estos últimos términos para
plataforamas estructurales horizontales.
Falla
Falla. Note el desplazamiento vertical (hacia arriba) del bloque de la derecha
En geología, una falla es una fractura en el terreno a lo largo de la cual hubo movimiento
de uno de los lados respecto del otro.
Las fallas se forman por esfuerzos tectónicos o gravitatorios actuantes en la corteza. La
zona de ruptura tiene una superficie ampliamente bien definida denominada plano de
falla, aunque puede hablarse de banda de falla cuando la fractura y la deformación
asociada tienen una cierta anchura.1
Cuando las fallas alcanzan una profundidad en la que se sobrepasa el dominio de
deformación frágil se transforman en bandas de cizalla, su equivalente en el dominio
dúctil. El fallamiento (o formación de fallas) es uno de los procesos geológicos
importantes durante la formación de montañas. Asimismo, los bordes de las placas
tectónicas están formados por fallas de hasta miles de kilómetros de longitud.
Elementos de una falla
Plano de falla: Plano o superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se
separan en la falla. Este plano puede tener cualquier orientación (vertical, horizontal, o
inclinado). La orientación se describe en función del rumbo (ángulo entre el rumbo Norte y
la línea de intersección del plano de falla con un plano horizontal) y el buzamientoo
manteo (ángulo entre el plano horizontal y la línea de intersección del plano de falla con el
plano vertical perpendicular al rumbo de la falla). En general los planos de falla suelen ser

8. curvos. El plano de falla puede pulirse por fricción, dando lugar a los denominados Se
denomina 'banda de falla' cuando la zona de deformación tiene una cierta anchura.
Bloques o labios de falla: Son las dos porciones de roca separadas por el plano de falla.
Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque que se haya por encima del plano de falla
se denomina 'bloque colgante' o 'levantado' y al que se encuentra por debajo, 'bloque
yaciente' o 'hundido'.
Salto o desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido un bloque
respecto del otro.
Estrías de falla: Son irregularidades rectilíneas que pueden aparecer en algunos planos
de falla. Indican la dirección de movimiento de la falla.
Gancho de falla: en algunos casos se produce un pliegue de arrastre en uno o en los dos
labios de la falla, cuya orientación será diferente según la falla sea normal o inversa e
indicará el sentido del desplazamiento relativo.2
Clasificación geométrica de fallas
Falla inversa.
Desde el punto de vista del desplazamiento relativo de los bloques implicados, las fallas
se clasifican en:1 2 3
Falla normal, directa o de gravedad:4 cuando el bloque colgante o de techo se desplaza
hacia abajo respecto al bloque yaciente o de muro. El plano de falla es inclinado.
Falla inversa, cuando el bloque colgante se mueve hacia arriba respecto del yaciente. Se
denominan cabalgamientos a las fallas inversas de bajo ángulo de buzamiento. El plano
de falla es inclinado.
Falla de rumbo, en dirección, direccional, transcurrente o de desgarre: cuando el
desplazamiento es horizontal y paralelo al rumbo de la falla. Pueden ser, según el sentido
de movimiento de los bloques (referenciado a la posición de un observador situado sobre
uno de los bloques), sinistral o direccional izquierda, cuando el bloque opuesto al que
ocupa el observador se mueve a la izquierda, y dextral odireccional derecha, cuando el
bloque se mueve a la derecha. El plano de falla puede ser inclinado o vertical. Un tipo
particular de fallas en dirección son las fallas transformantes, que desplazan segmentos
de bordes constructivos de placas y el plano de falla suele ser vertical.
Falla oblicua o mixta: cuando el desplazamiento es oblicuo tanto al rumbo como a la
dirección de buzamiento. Se describen simplemente como una combinación de la
terminología de las anteriores, resultando cuatro casos posibles: sinistral inversa, sinistral
normal, dextral inversa y dextral normal.
Falla rotacional: cuando ha habido una componente de rotación en el desplazamiento
relativo entre los dos bloques separados por la falla. A su vez se pueden dividir en:3
Falla en tijera, cuando el eje de rotación es perpendicular al plano de falla.
Falla cilíndrica, cuando el eje de rotación es paralelo al plano de falla. El plano de falla
suele ser curvo.

9. Falla cónica, cuando el eje de rotación es oblícuo al plano de falla. El plano de falla suele
ser curvo.
Conjunto de pequeñas fallas normales.
Las estructuras vinculadas con las fallas dependen del tipo de régimen tectónico regional
en el que se han formado. Sin embargo hay algunas formas y términos comunes a todas
ellas: es frecuente que las fallas varíen de buzamiento en su recorrido, mostrando zonas
relativamente horizontales, rellanos, alternando con zonas más inclinadas, rampas. Los
bloques delimitados entre rampas de fallas se denominan escamas tectónicas o horses y
el apilamiento de estas escamas se denominaduplex.1
En regiones de extensión tectónica
Alternancia de horst y grabens.
En un régimen de extension limitado y en condiciones de deformación frágil se desarrollan
sistemas de fallas nomales escalonadas, más o menos paralelas, que forman zonas
hundidas, denominadas Grabens ofosas tectónicas, que pueden alternarse con zonas
elevadas, denominadas Horst o pilares tectónicos.1
Si la extensión es amplia las fallas suelen horizontalizarse en profundidad (fallas lístricas).
En el desarrollo de la extensión se pueden pueden formar sistemas de fallas con rampas
y rellanos que van sucediéndose y reemplazándose, delimitando escamas que pueden
agruparsen en duplex extensionales.1
Esquema de borde continental pasivo mostrando adelgazamiento cortical mediante fallas
extensionales.
A escala cortical, las fallas extensionales que se desarrollan en superficie con un
comportamiento frágil, pasan en profundidad al dominio dúctil, produciendo bandas
miloníticas en la zona de despegue. En los casos en los que el estiramiento es
importante, se puede producir el adelgazamiento de la corteza —un proceso denominado
denudación tectónica—, y por reajuste isostático pueden elevarse rocas profundas hasta
la superficie.
En regiones de compresión tectónica
Esquema de formación de las estructuras de tipo pop-up y pop-down.
Esquema de formación de duplexpor cabalgamientos sucesivos.
Las formas más comunes asociadas a la compresión son producidas por fallas
inversas: cabalgamientos y mantos de corrimiento, típicos de las zonas externas de

10. los orógenos de colisión, en lo que se denomina «cinturón de cabalgamientos» y se
corresponde con el estilo tectónico de piel fina.1
En algunas regiones afectadas por compresión, con cabalgamientos con despegues en la
base de la corteza superior o más profundos (estilo tectónico de piel gruesa), se pueden
producir elevaciones de tipo pop-up y depresiones de tipo pop-down (depresiones entre
dos cabalgamientos de vergencia contraria), ambos limitados por fallas inversas —en lo
que se diferencian de horst y grabens, limitados por fallas normales—. Este modelo
de pops-up y pops-down se aplica por ejemplo al Sistema Centralespañol.5
A escala cortical puede darse la imbricación y apilamiento de fragmentos de corteza
continental, como en el caso de la cordillera del Himalaya, en la que extensos bloques
corticales, delimitados por grandes fallas, cabalgan unos sobre otros.2
En zonas de tectónica transcurrente
Los dos casos posibles de estructuras en abanico en la zona de alabeo de una falla de
desgarre dextral: giro a la izquierda con elevación tipo push-up y giro a la derecha con
hundimiento tipo pull-apart.
En las grandes fallas de desgarre, cuyo componente de desplazamiento es principalmente
horizontal, pueden delimitarse áreas de compresión o extensión locales que producen
movimientos de elevación o hundimiento. El relevo o puente entre dos fallas próximas o la
curvatura local de una falla en dirección produce una zona en que la dirección local de la
fracturación es oblícua o perpendicular a la dirección de desplazamiento principal,
formándose escamas y duplex asociados.1
Según sea el relevo o giro de las fallas, a derecha o izquierda, y según sea el
desplazamiento horizontal de las mismas, dextral o sinestral, la zona de enlace entre
ambas tendrá un comportamiento compresivo o distensivo de las escamas y duplex que
se hubieran formado, desarrollándose elevaciones en abanico, tipo push-up, o
depresiones tectónicas de tipo pull-apart.1
Fallas gravitacionales
Diagrama mostrando las fallas asociadas a una cámara magmática colapsada en
la región volcánica de Yellowstone (Estados Unidos).
Son las que se producen exclusivamente por efecto de la gravedad, no por la actuación
de esfuerzos tectónicos. Pueden darse en distintos contextos geológicos:1
En terrenos kársticos, por la disolución del sustrato o colapso de cavidades.
En regiones volcánicas, por colapso de cámaras magmáticas o deslizamiento de edificios
volcánicos inestables.
En taludes o laderas de fuerte pendiente.
Rocas de falla

11. Lámina delgada de una cataclasita vista al microscopio.
En muchos casos la fricción en el plano de falla produce la trituración o deformación de
las rocas que lo conforman. La banda de deformación puede alcanzar varias decenas de
metros de espesor. Dependiendo de las condiciones de formación pueden ser de distintos
tipos, entre los que existe una gradación contínua:1
En condiciones de deformación frágil se producen las brechas de falla, cuando los
fragmentos (clastos) se ven a simple vista, o lasharinas de falla, cuando los clastos son
microscópicos.
En condiciones más profundas y con mayor temperatura, se formancataclasitas, que son
rocas con una mayor cementación que las anteriores. Si la fricción de la falla aumenta la
temperatura, hasta el punto de fusión de alguno de los componentes más finos de la roca,
pueden producirse pseudotaquilitas, rocas oscuras de textura vítrea.
Cuando la deformación se produce en el dominio dúctil o frágil-dúctil, en condiciones de
metamorfismo, se producen las milonitas y ultramilonitas, que definen las bandas de
cizalla, con un característico bandeado de la roca.
Rasgos morfológicos de fallas en la superficie terrestre
Un pequeño afluente del río San Juan, a su vez afluente del río Guárico en Venezuela,
perteneciente a la cuenca del Orinoco, se desprende de la vertiente meridional de la
Serranía del Interior en una zona fallada que muestra variasfacetas triangulares a ambos
lados.
Las siguientes características suelen ser útiles para identificar fallas en el terreno:
Escarpe de falla: es el rasgo morfológico producido en la superficie terrestre debido al
desplazamiento de una falla.6 Constituyen morfologías rectilíneas a través de las cuales
la topografía varía abruptamente. Se pueden distinguir tres tipos principales:7
Escarpe de falla primitivo u original: cuando el escarpe es reciente o aún no ha sido
desmantelado por la erosión.
Escarpe de línea de falla o derivado: cuando los bloques implicados han sido erosionados
y no se conserva el salto de falla original o incluso se ha invertido el relieve por erosión
diferencial.
Escarpe de falla compuesto cuando la falla se ha reactivado y los bloques implicados han
sufrido erosión diferencial.
Facetas triangulares o trapezoidales: son formas asociadas a escarpes de línea de falla o
escarpes compuestos debidas a la erosión, por la intersección de cárcavas o valles
perpendiculares al plano rectilíneo de un escarpe de falla y orientados hacia el bloque
hundido.7
Fallas activas e inactivas

12. Artículo principal: Falla activa
Se considera que una falla es activa cuando se ha movido una o más veces en los últimos
10 000 años.8 Las fallas activas se reconocen por los terremotos asociados, y en algunos
casos se hacen evidentes al manifestarse con rupturas en superficie. Las fallas activas
pueden ser sísmicas o asísmicas. En el primer caso el desplazamiento a lo largo de
segmentos del plano de falla se produce de forma esporádica, debido a la aplicación de
esfuerzos tectónicos en las inmediaciones de la falla, que produce la deformación
elástica de las rocas en ese entorno. Cuando la resistencia al corte de las rocas es
superada por la magnitud de los esfuerzos, se produce la ruptura y desplazamiento a lo
largo de la falla. El desplazamiento repentino da lugar a un sismo. Luego de un sismo se
suceden periodos de menor o nula actividad, en que las rocas comienzan a acumular
esfuerzos nuevamente.
Las fallas asísmicas, por otro lado, se dan cuando los esfuerzos son liberados de forma
permanente por procesos como el reptaje (creep), o mediante pequeñas rupturas
sucesivas que ocasionan sismos de muy baja magnitud y poco espaciados en el tiempo.
Cuando se analiza el desplazamiento de las fallas en el tiempo geológico (miles a
millones de años), independientemente de si las fallas son sísimicas o asísmicas, ambos
tipos se desplazan a velocidades promedio de unos cuantos milímetros a unos cuantos
centímetros por año.
Un ejemplo es el sistema de fallas de San Andrés en el sur y centro de California en EUA,
el cual ha generado los terremotos de San Francisco (M=8,2, en la escala de Richter) en
1905, Los Ángeles (M=6,5) en 1993 y recientemente Hector Mine (M=7) en 1999 y San
Luis Obispo (M=6,2) en 2004. La fallas de la parte central del sistema San Andrés, por
otra parte, se deslizan asísmicamente.
Las fallas inactivas son aquellas originadas en el pasado geológico, y que no han
manifestado actividad reciente. No representan ningún peligro sísmico para poblaciones
cercanas.

13. CONCLUCION
En conclusiones pudimos verificar que existen diversas formas de pliegues anticlinales y
sinclinales así también de las fallas tectónicas. Es muy importante aprender sobre esto
para nuestras carreas así para aplicarlas y demostrar que en la universidad si aprendimos
BIBLIOGRAFIA
https://es.wikipedia.org/wiki/Sinclinal
https://es.wikipedia.org/wiki/Anticlina
https://es.wikipedia.org/wiki/Falla

14. ANEXOS
anticlinal
Esquema de un anticlinal.
Anticlinal ligeramente inclinado.
Sinclinal

15. Para otros usos de este término, véase Falla (desambiguación).
Plano de falla estriado. Las estrías indican la dirección del movimiento.
Gancho de falla en una falla inversa. El bloque levantado es el de la derecha de la
imagen. Grands Causses, Francia

16. Clasificación geométrica de fallas
En regiones de extensión tectónica
Alternancia de horst y grabens.
Fallas gravitacionales