La crosta è l’involucro più esterno della terra, la parte alta della litosfera. La Moho la separa dal mantello che ha una composizione diversa. Le placche si muovono interagendo tra loro ai margini. Evidenza della loro interazione sono la sismicità ed il vulcanismo nonché deformazioni a varia scala. Le catene montuose sono una magnifica espressione della deformazione della crosta terrestre ma non è necessario che ci siano le montagne, cioè una forte elevazione, perché sia presente anche una intensa deformazione. Il segno tangibile della deformazione crostale è la formazione di “strutture geologiche”.

La tettonica (da non confondere con la Tettonica delle Placche che è il nome di una teoria geologica globale) spiega le strutture e il comportamento della litosfera terreste. Sotto le spinte tettoniche, la litosfera viene deformata. Lo studio delle deformazioni delle rocce alla scala dell’affioramento è detto geologia strutturale. Le strutture geologiche principali sono faglie e pieghe: a grandi linee le faglie sono l’espressione della deformazione di tipo fragile; le pieghe sono quella della deformazione di tipo duttile. Lo sforzo applicato ad un solido (cioè una forza applicata ad una massa di particelle in contatto tra loro) ne genera la deformazione, che è la sua reazione, un adattamento al nuovo stato di tensione. Sforzo e deformazione sono rappresentati matematicamente con tensori detti sforzo principale, intermedio e inferiore. Lo sforzo principale, quello di dimensioni maggiori, creerà deformazioni, strutture geologiche, orientate nello spazio a seconda della sua direzione di azione. E’ abbastanza intuitivo come gli assi delle pieghe si dispongano perpendicolarmente alla direzione della spinta tettonica. Le faglie si dispongono ad un angolo inferiore a 45° rispetto allo sforzo tettonica principale. Questo causa un raccorciamento nella direzione delle sforzo principale e una estensione nella direzione di quello minore. La faglie non sono da confondere con le fratture, che si dispongono parallele alla spinta principale e perpendicolari a quella minore (sono lungo il piano che contiene sforzo principale ed intermedio); lungo i piani di frattura non c’è scorrimento, non dislocano gli strati.

Secondo un modello ideato da E. M. Anderson nel 1905, se lo sforzo principale (indicato con σ₁) è orizzontale quello inferiore σ₃ è verticale, faglie a basso angolo, dette “inverse” (“reverse” in inglese, in basso al centro), faranno scorrere settori di roccia uno sull’altro causando un raccorciamento crostale nella direzione dello sforzo principale. Uno sforzo principale verticale con uno sforzo minore orizzontale creerà faglie ad alto angolo, dette “dirette o normali”, che causeranno estensione crostale in direzione dello sforzo minore (“normal”, in basso a sinistra). Faglie più o meno verticali che fanno muovere un lembo verso destra o sinistra rispetto all’altro vengono dette trascorrenti (strike-slip); si formano a meno di 45° dalla spinta principale (la inferiore è anch’essa orizzontale) e possono avere un movimento che viene definito destro o sinistro a seconda della direzione in cui appare muoversi un lembo rispetto all’altro (in basso a destra).

In natura, faglie e pieghe appaiono spesso in concomitanza. Il movimento dei blocchi di roccia lungo i piani di faglia causa il piegamento degli strati, tanto che si parla di piegamento causato da propagazione di faglia (b) o da deviazione di un piano di faglia (a).

I vari tipi di faglie e pieghe, spesso si trovano associate in una stessa area che può aver subito nel tempo fasi tettoniche diverse. Normalmente il tipo di deformazione principale di una data area è uno, ma può generare anche faglie secondarie di tipo diverso, così come ad esempio molte pieghe e faglie inverse si formano durante processi di estensione.

Esistono in generale tre tipi di principali di stili tettonici a seconda del tipo di margine di placca interessato, a seconda che l’area in questione abbia quindi subito raccorciamento (margini di placca convergenti – compressione), estensione (margini divergenti – distensione) o trascorrenza (margini trasformi – scorrimento laterale).

Le pieghe possono formarsi come accomodamento di rocce ben stratificate al nuovo stato di tensione. Può accadere però solo a temperature e pressioni (quindi profondità) opportunamente elevate. Formazioni geologiche stratificate che vengono compresse (o distese) a grandi profondità possono reagire quindi in modo duttile allo sforzo subito generando spettacolari pieghe.

In generale, a parità di condizioni di temperatura e pressione, una formazione rocciosa poco stratificata o a strati molto spessi ha un comportamento più rigido e tenderà quindi a reagire in modo fragile, rompendosi (generando faglie e fratture), mentre una formazione rocciosa a strati più sottili ha un comportamento più plastico e tenderà a deformarsi duttilmente, piegandosi.

All these geological structures are well observed in mountain ranges, where convergence between plates has created long belts of deformation according to a series of processes called orogenesis.