Fallas y Zonas de Cizalla (Parte 1): Aspectos Generales
Roberto Oyarzun y Miguel Doblas
Detalle de una pequeña zona
de falla en el distrito minero de Rodalquilar, Almería, España
Introducción
Por razones diversas, con el pasar de los años se ha
producido un divorcio progresivo, hoy notable, entre lo que es la geología de
minas-exploración y la geología estructural. En este sentido se han generado
dos problemas fundamentales, ambos relacionados con la enseñanza de la geología
en los centros universitarios. O bien la enseñanza que se imparte es demasiado clásica,
o bien ésta es tan especializada que resulta difícil relacionar los conceptos
allí discutidos con el campo aplicado de la geología económica.
Estas notas pretenden justamente esto, cerrar de una
manera simple el gap existente entre una geología estructural moderna, quizás
demasiado teorizante, y las potenciales aplicaciones de ésta en el campo de la
geología de minas-exploración. A lo largo de las próximas secciones revisaremos
desde la base los conceptos más importantes en lo que respecta a fallas y zonas
de cizalla: qué son, como se reconocen, como podemos determinar su historia
cinemática, y sobre todo, como podemos definir ambientes estructurales
favorables para el desarrollo de mineralizaciones. Finalmente quisiéramos
señalar que este apartado no puede ser considerado como un manual de geología
estructural, en el cual tendríamos que entrar forzosamente en innumerables
consideraciones teóricas que desvirtuarían el propósito del trabajo. Por el
contrario, se trata de unas notas muy simples, desglozadas en dos partes (Parte
1 y 2) que pretenden servir de herramienta de trabajo de tal manera que el
geólogo de minas o de exploración pueda reconocer y entender el comportamiento
de una falla a diferentes escalas.
El descubrimiento de Kalamazoo (Arizona, USA): la
importancia de entender una falla
"Cuando se trabaja hacia la solución
de un problema, siempre ayuda el que usted sepa la respuesta; claro está,
asumiendo, por supuesto, que usted sepa que existe un problema ..."
Quizás pocos ejemplos ilustran mejor la importancia de
los estudios estructurales como el descubrimiento del yacimiento tipo pórfido
cuprífero de Kalamazoo en la década de los 60, en el cual participó de manera
fundamental el geólogo americano J.D. Lowell. Dicho descubrimiento está rodeado
de varios aspectos notables entre los que habría que destacar sobre todo, el
estudio "integral" del
problema. Si no entendemos la "geología"
de una zona, poco podremos hacer en lo que respecta a exploración, salvo que,
se confíe en la "suerte"
como elemento esencial del proceso. Esto cobra especial relevancia si lo que se
está buscando es un cuerpo que puede ser no aflorante.
Los años 70 estuvieron marcados en el campo de la
geología económica por la publicación de una serie de trabajos sobre alteración
hidrotermal - pórfidos cupríferos en la revista americana Economic Geology.
Quizás el más significativo de ellos es un clásico en el tema: "Lateral and vertical alteration-mineralization
zoning in porphyry ore deposits" (Lowell y Guilbert, 1970). Una
de la ilustraciones más conocidas del trabajo muestra la zonación espacial de
las facies de alteración hidrotermal en San Manuel-Kalamazoo (Arizona, USA)
(Fig. 1). En la actualidad dicha figura se encuentra en prácticamente todos los
textos de estudio sobre yacimientos minerales. Sin embargo, un detalle a veces poco señalado (y en
ocasiones omitido) en dicha figura, es la presencia
de una falla que corta el esquema de manera oblicua (Fig. 1). Se
trata de la falla San Manuel, y como
veremos a continuación, bajo el punto de la aplicación de métodos estructurales
al estudio y exploración de yacimientos minerales, es un rasgo extremadamente
importante, paradójicamente, poco o nada señalado en los textos de estudio.
Fig. 1: Esquema de alteración
en el pórfido cuprífero de San Manuel-Kalamazoo. Nótese la falla San Manuel
separando los dos segmentos del pórfido (Lowell y Guilbert, 1990).
San Manuel-Kalamazoo no es ni económica ni
geométricamente un yacimiento único, por el contrario, se trata de dos cuerpos
mineralizados basculados: San Manuel y Kalamazoo, separados por una falla
normal de bajo ángulo (falla San Manuel; WNW/25-30° S) (Fig. 2). Si bien
originalmente constituían un solo cuerpo mineralizado, el movimiento normal de
la falla cortó el cuerpo mineralizado generando los dos segmentos actualmente
conocidos. San Manuel (más cercano a la superficie) se localiza a muro (foot-wall) de la falla y Kalamazoo
Fig. 2: Esquema geológico de
los segmentos desplazados San Manuel y Kalamazoo. Simplificada de Lowell
(1968).
Si bien San Manuel era conocido, el descubrimiento de
Kalamazoo ("Lower K") fue
la consecuencia de un trabajo geológico integrador, que relacionó las facies de
alteración y la mineralización con la estructura. El razonamiento básico de
exploración fue el siguiente (Lowell, 1968): 1) San Manuel representaba sólo
una parte de un cuerpo mayor; 2) el cuerpo se encontraba basculado; y 3) la
falla que cortaba San Manuel era normal y de bajo ángulo. Conclusión, un segmento de San Manuel tenía
que estar más abajo, sobre la falla. Resultado,
efectivamente, más abajo, hacia el oeste yacía un cuerpo mineralizado, luego
bautizado como Kalamazoo.
Fallas, zonas de falla y zonas de cizalla: definiendo
conceptos fundamentales
Existen tres conceptos fundamentales relacionados entre
si: falla, zona de falla y zona de cizalla (e.g., McClay, 1987; Davis y
Reynolds, 1996), utilizados a veces de manera indistinta y de manera
incorrecta. Una falla es por
definición una fractura frágil a lo largo de la cual ha ocurrido un
desplazamiento visible, en general paralelo a la superficie de la misma. Por su
parte una zona de falla se encuentra compuesta por innumerables superficies
de falla frágiles, subparalelas e interconectadas, estrechamente espaciadas
conteniendo zonas de brecha o fault gouge. La zona
de cizalla (Fig. 3) corresponde a una ancha zona de deformación
generada bajo condiciones dúctiles a dúctiles-frágiles. Digamos además que una
zona de cizalla grada hacia arriba hacia una zona de falla. Las rocas son
deformadas frágilmente en los niveles superiores de la corteza terrestre y
dúctilmente en lo inferiores. La profundidad a la que la deformación pasa de
frágil a dúctil es conocida como la transición
dúctil-frágil y generalmente se encuentra a unos 10-
Fig. 3: Esquema de una gran
zona de cizalla y rocas asociadas. Transición dúctil-frágil en líneas
verticales. Simplificada de Sibson (1977).
Fig. 4: Clasificación de las
rocas de fallas en función de las tasas de deformación y recuperación.
Simplificada de Wise et al. (1984).
La textura de las rocas deformadas es principalmente el
resultado de la relación dinámica entre la deformación y la
recuperación/recristalización del material sometido a esfuerzos (Wise et al.,
1984). El balance entre la tasa de deformación y la tasa de
recuperación/recristalización determina la textura de la roca de falla. A su
vez, ambas tasas son función de variables tales como la composición de la roca,
el tamaño de grano, la temperatura, la velocidad, la presencia/ausencia de
fluidos y el campo de esfuerzos.
Rocas de falla
Los materiales que se encuentran sometidos a una rápida
deformación, a relativamente baja temperatura, con recuperaciones bajas o
nulas, originan rocas pertenecientes a la serie
cataclástica. En el otro extremo, ahí donde domina la
recuperación/recristalización, a temperaturas más elevadas, se formarán rocas
pertenecientes a la serie milonítica
(Wise et al., 1984). Considerando que en muchos aspectos texturales (y su modo de
formación) esta última recuerda a las rocas metamórficas, las rocas miloníticas
pueden ser consideradas como tales. De hecho en Chile se acuñó el término "esquistos dinámicos" para referirse
a rocas de la serie milonítica encontradas en grandes zonas de cizalla como la
de Atacama. Sin embargo, a diferencia del metamorfismo regional (que abarca
extensas zonas), en el caso de las rocas miloníticas el proceso se encuentra
circunscrito a una banda de deformación más o menos estrecha, también conocida
bajo el término "corredor milonítico".
Sin lugar a dudas esto puede crear innumerables problemas de interpretación en
aquellas zonas donde coexisten deformaciones metamórficas de carácter regional
con grandes zonas de cizalla.
Las rocas de la serie
cataclástica (o simplemente "cataclasitas")
se generan en un régimen frágil e incluyen rocas tales como brechas,
microbrechas, la denominada "fault
gouge" (o harina de falla en español) (Fig. 5), y las seudotaquilitas. Dado
que las dos primeras son fácilmente reconocibles, nos centraremos en las
últimas. La fault gouge es una roca
arcillosa pulvurulenta, poco consolidada y rompible con los dedos (salvo cuando
ha sido cementada por fluidos hidrotermales), que puede presentar colores desde
el blanco grisáceo hasta llamativos colores (rojos, verdes, violáceos). Esto
último puede provocar grandes equívocos al ser confundida con aquellas rocas
fuertemente alteradas asociadas a yacimientos epitermales, o con ciertas rocas
sedimentarias o metamórficas de bajo grado (e.g. arcillas, pelitas, esquistos
de bajo grado). Al respecto (y dado que la confusión es
posible), lo importante es ver si rocas con estas características tienen
una persistencia regional dentro de una zona de cizalla (con estructuras
internas típicas de estas deformaciones), si pertenecen a una formación
geológica cartografiable con marcada estratificación (o esquistosidad interna),
o corresponden a una fenomenología local de morfología irregular (e.g., zona de
alteración). Por otra parte, el que reconozcamos unas rocas alteradas como
pertenecientes a una zona de falla no implica que estas carezcan de "interés económico". Por el
contrario, solo nos encontraríamos en otro ambiente geológico, en el cual
tambien pueden existir mineralizaciones. Al respecto cabe destacar la
posibilidad de mineralizaciones auríferas encajadas en la zona de cizalla o
zona de falla. Las seudotaquilitas
(Fig. 6) son un fundido de roca de origen mecánico (friccional) generado por un
movimiento muy rápido de la falla bajo régimen sísmico. La inyección de este
fundido en grietas de tensión locales conlleva el enfriamiento instantáneo del
material dando una roca con aspecto vítreo (de allí el nombre).
Fig. 5: Ejemplos de "fault
gouge" estructurada con criterios P, Y, R (movimiento sinestral). Sureste
de España (Doblas et al., 1997b). Este es una ejemplo de fault gouge "cohesiva"
por circulación de fluidos hidrotermales.
Fig. 6: Seudotaquilita, Vaal
River (Sudáfrica). El afloramiento tiene unos
Las rocas de la serie
milonítica son cohesivas y foliadas, se desarrollan en régimen
dúctil (asísmico) e incluyen a las protomilonitas, milonitas y ultramilonitas.
Las protomilonitas presentan una
matriz producida por procesos de recristalización sintectónica, y muestran al
menos algo de foliación. Las milonitas
(Fig. 7) presentan una matriz de recristalización sintectónica y foliaciones
internas. En estas rocas son claramente reconocibles las denominadas
estructuras S-C (del francés: schistosité-cisaillement). Finalmente, las
ultramilonitas (Fig. 8) representan el caso extremo de deformación dentro de
la serie, la recristalizacióm es muy avanzada y los planos S se hacen paralelos
a la fábrica C dando lugar a una foliación milonítica y estructuras de tipo
SCC'.
Fig. 7: Granito milonítico
S-C del Sistema Central Español (Doblas, 1990).
Fig. 8: Evolución de la
deformación en granitos cizallados del Sistema Central Español (Doblas, 1990). Nótese
la evolución de la deformación desde grados medios (A) hasta grados
ultramiloníticos (F).
Fallas: conceptos básicos
Anderson (1905) realizó a comienzos de siglo una
clasificación dinámica de las fallas basada en posicionamiento de tres vectores
principales de esfuerzos: σ1,
σ2,
σ3, ortogonales
entre si, que cumplen el requisito general de σ1 > σ2 > σ3 (Fig. 9).
Dependiendo de las posiciones de los vectores se definen los tres tipos de
fallas principales: normal (σ1 vertical, σ2 y σ3 horizontal), transcurrente (σ2 vertical, σ1 y σ3 horizontal), e
inversa (σ3 vertical, σ1 y σ2 horizontal).
Como veremos más adelante, la clasificación Andersoniana es muy restringida y
presenta problemas para la interpretación de muchos casos. Por ejemplo, no explica
el comportamiento lístrico (curvamiento progresivo del plano de falla en
profundidad) de las fallas normales (Fig. 10), ni menos las grandes superficies
tipo "detachments extensionales"
(Fig. 11), o el carácter irregular (con variaciones en el rumbo) de las fallas
transcurrentes. Otro aspecto a considerar es el hecho de que muchas veces la
fallas presentan un movimiento combinado, (e.g., normal-transcurrente). En
resumen, las fallas distan mucho de presentar un comportamiento "ideal" Andersoniano y al respecto
deberíamos recordar una premisa fundamental: las
fallas se curvan y de hecho casi nunca son planos sino más bien superficies.
Producto de esas curvaturas se generan situaciones asimétricas en la
distribución de esfuerzos a ambos lados de la falla o zona de falla, resultando
en zonas de extensión o compresión locales. Discutiremos esto más adelante.
Fig. 9: Clasificación
dinámica Andersoniana de las fallas. 1,2,3: vectores de compresión s 1,2,3.
Tomada de McClay (1987).
Fig. 10: Fallamiento normal
de carácter lístrico en la región costa afuera de Nova Scotia. 1: corteza
inferior de origen magmático; 2: rocas plutónicas masivas; 3-4: basaltos y
rocas sedimentarias; 5: rocas sedimentarias. Tomada de Davis y Reynolds (1996).
Fig. 11: Sistema tipo
detachment extensional. Wernicke (1985).
De acuerdo al sentido de movimiento podemos decir que una
falla normal (Fig. 12) es aquella en
la que el bloque del techo se mueve hacia abajo con respecto al bloque del
muro. Estas fallas suelen tener buzamientos moderados a altos, con un promedio
de 60° . Con buzamientos menores a 45° (no previstos por la dinámica
Andersoniana) pasan a denominarse fallas
normales de bajo ángulo. Las fallas
transcurrentes (Fig. 12) son aquellas que acomodan movimiento
horizontal de los bloques adyacentes. Estas dependiendo a su vez del movimiento
relativo de un bloque con respecto al otro, pueden ser de dos tipos: dextrales o sinestrales.
Por su parte, las fallas inversas (Fig.
12) se caracterizan por un movimiento del bloque del techo hacia arriba con
respecto al muro. Las fallas inversas tienen generalmente un buzamiento menor a
45° , en promedio 30° . Si estas buzan más 45° pasan a denominarse fallas inversas de gran ángulo. Tanto las
fallas normales como las inversas pueden ser lístricas.
Fig. 12: Clasificación de
las fallas en función del sentido de deslizamiento. Tomada de Davis y Reynolds
(1996).
A esto habría que agregar el movimiento combinado que
pueden tener las fallas, hablaremos en este caso de fallas
con deslizamiento oblicuo (Fig. 12), que son combinaciones de
movimiento (mixto) entre fallas transcurrentes (traslación horizontal) con
movimientos normales o inversos (deslizamiento hacia arriba o abajo a lo largo
del plano de falla).
Zonas de cizalla
Una zona de cizalla
(e.g., Davis y Reynolds, 1996) (Fig. 3) es una estructura ancha formada bajo
condiciones dúctiles a dúctiles-frágiles compuesta por rocas de la serie milonítica. La intensidad de la
deformación dentro de una zona de zona de cizalla es muy grande. Por ejemplo,
granitos afectados por una zona de cizalla pueden dar el aspecto, y ser
erróneamente cartografiados, como ortogneisses, metariolitas o esquistos o
pizarras de origen metasedimentario. En este último caso, la presencia de
estructuras S-C (zona dúctil) da el aspecto de los típicos clivajes de
crenulación indicativos de una foliación S2 superpuesta a una
inicial S1. Ejemplos en Chile de grandes zonas de cizalla incluyen
los de la falla de Atacama (Fig. 13) y la de Liquiñe-Ofqui (Fig. 14). Las zonas
de cizalla pueden tener desde centenares de kilómetros de largo, kilómetros de
ancho (y cortar a escala cortical) hasta solo algunos centímetros de largo por
un milímetro de ancho. Las grandes zonas de cizalla pueden mostrar
desplazamientos relativos de los bloques de decenas a centenares de kilómetros.
Muchas veces las zonas de cizalla son en realidad sets de múltiples subzonas de
mayor o menos grado de la deformación, subparalelas a oblicuas entre si,
resultando en una morfología anastomosada. Una zona de cizalla dúctil
evoluciona hacia zonas más superficiales hacia una zona de cizalla más estrecha
en régimen dúctil-frágil, dando lugar en las zonas más someras a una compleja
zona de falla frágil. Por lo tanto una zona de
falla (Fig. 15a,b) es a menudo la prolongación en superficie de una
ancha zona de cizalla dúctil en profundidad (Fig. 3). Las zonas de falla
consisten en conjuntos de fallas relacionadas cuya envolvente o límite externo
está marcado por un paso más o menos discreto hacia rocas no fracturadas. Las
fallas internas suelen envolver a su vez a rocas con una fracturación más o
menos intensa. Las zonas de falla pueden desarrollarse a todas las escalas, con
potencias desde unos pocos centímetros a un kilómetro o más. Cabe destacar sin
embargo, que este termino se aplica principalmente a los conjuntos potentes
observados en la zona de deformación frágil. Otra característica de las zonas
de falla es la potencia variable que presentan, mostrando adelgazamientos y
engrosamientos.
Fig. 13: Un segmento de la
zona de cizalla de Atacama (norte de Chile). Nótese la relación espacial con
mineralizaciones de hierro. Thiele y Pincheira (1984).
Fig. 14: La zona de cizalla
de Liquiñe-Ofqui (sur de Chile). Hervé (1984).
Fig. 15a: Ancha zona de
deformación frágil con presencia de fault gouge de llamativos colores.
Zona de falla en Almería (SE de España).
Fig. 15b: Pequeña zona de
falla con presencia de fault gouge de color negro, incluyendo cantos de
la roca original. La roca de color claro corresponde a la unidad Caliza de
Montaña (Carbonífero), Poncebos (Río Cares), Asturias. Note el desarrollo de
una fábrica incipiente.
Describiremos a continuación las características internas
de las zonas de cizalla dúctiles y las zonas de falla frágiles. Existen
determinados tipos de rocas y fracturas que podemos esperar en una zona de
falla frágil. Entre las primeras se encuentran las brechas, fault gouges y seudotaquilitas (Wise et al., 1984).
Existen tres sets de fracturas que pueden desarrollarse en una zona de falla
frágil. Estas son los denominados planos de Riedel (R) 1 y 2 (R1 y R2;
tambien denominados R y R') y los planos P (Fig. 16). Los planos sintéticos R1
se forman a un ángulo agudo (~ 15°) con la envolvente general de la zona de
falla. Su arreglo geométrico es en échelon (escalonadas), es decir, paralelas
entre ellas dentro de la zona de cizalla. Las fracturas antitéticas R2
son conjugadas con respecto a R1 y forman un ángulo de unos 75° con
respecto a la envolvente de la zona de falla. Debido a la evolución dinámica de
la zona de falla se producen ciertos fenómenos que llevan a la rotación de los
sets R1 y R2. Los primeros se disponen progresivamente a
ángulos inferiores (< 15° ) con respecto a la envolvente y los segundos
evolucionan hacia un ángulo mas grande (> 75° ). Por otra parte, durante
esta evolución aparece un tercer set de fracturas, esto es, los planos P,
formando un ángulo agudo con la envolvente. Otras estructuras que se pueden
formar en esta zona son pliegues y grietas de tensión en échelon, aunque estas
últimas suelen ser más representativas de transición dúctil-frágil. Las grietas
de tensión tienen sus puntas orientadas de forma paralela a σ1 y suelen rellenarse de minerales fibrosos que crecen en
la dirección de σ3.
Fig. 16: Fracturas de Riedel
(1 y 2) y planos P. Tomada de McClay (1987).
Una zona de cizalla dúctil
está caracterizada por la presencia de rocas de la serie de la milonitas (proto
a ultramilonitas; Wise et al., 1984). Como podemos imaginar esta zona dúctil se
caracteriza por una altísima deformación, que ha generado importantes niveles
de recristalización dinámica en las rocas afectadas. Las estructuras más
notables en la zona dúctil son las denominadas S-C (del francés:
schistosité-cisaillement) que corresponden a planos de foliación (S) y de
cizallamiento (C). Los planos C son fácilmente reconocibles (superficies
discretas), siendo paralelos a la dirección de cizallamiento. Los planos S son
sigmoidales y oblicuos a la dirección de cizallamiento (oblicuos con respecto a
C) y perpendiculares a la dirección de compresión (planos de aplastamiento,
perpendiculares a σ1). Como veremos
más adelante esto permite determinar el sentido de movimiento en una milonita.
En la práctica muchas
zonas de cizalla presentan en realidad un caracter dúctil-frágil, ya que han
operado mecanismos propios de ambos tipos de deformación (e.g., Davis y
Reynolds, 1996). Gran parte de los yacimientos
de oro asociados a zonas de cizalla en Canadá y otras regiones del mundo se han
originado justamente en este ambiente. Alternativamente, las zonas
de cizalla pueden presentar una evolución en el tiempo, de dúctil a frágil o de
frágil a dúctil si el sector en concreto ha sufrido un alzamiento o hundimiento
tectónico progresivo mientras funcionaba el sistema.
Arreglo geométrico de las zonas de falla: fenómenos de
curvatura
Uno de los aspectos no previstos por la teoría
Andersoniana (Fig. 9) es que las fallas se curvan. Las fallas se curvan, entre
otras cosas, porque los materiales geológicos no son isotrópicos. Las
inhomogeneidades causadas por el paso de un ambiente geológico a otro
(litología, estructuras previas) a escala local o regional induce variaciones
direccionales en el vector de propagación de una falla, en otras palabras, una
falla o zona de falla no puede mantener una continuidad en el rumbo (a veces ni
siquiera una continuidad ...) debido a los cambios físicos que encuentra en el
camino.
Esto tiene la mayor importancia en lo que se refiere a la
interpretación de la estructura regional local bajo estudio. Como veremos a
continuación, el que nos encontremos con dos sets de fallas transcurrentes, por
ejemplo N30° E (sinestrales) y N30° W (dextrales), no implica necesariamente
que estas constituyan un par conjugado en
el sentido Andersoniano del termino, con σ1 orientado
según N-S. Perfectamente podríamos encontrarnos ante el caso de un duplex que analizaremos más adelante (Woodcock
y Fischer, 1986) (Fig. 17), ocasionado por el curvamiento de una falla, cuyas
características e implicaciones difieren substancialmente del concepto simple
de par conjugado. Antes de abordar este tema en concreto analizaremos las
geometría más simples del fallamiento.
Fig. 17: Inflexiones,
saltos, abanicos imbricados y duplexes en sistemas transcurrentes.
Woodcock y Fischer (1986).
Saltos e inflexiones en fallas
Los sectores transcurrentes en zonas de falla pueden disponerse
espacialmente de diversas maneras: en échelon (o escalonadas), en relevo,
anastomosadas, en terminaciones en "cola de caballo" (Fig. 17, 18).
Estas disposiciones reflejan las diferentes formas en que se puede distribuir
el deslizamiento en función de las condiciones reológicas y el esfuerzo total
que tiene que ser acomodado. Cabe destacar que algunas de las consecuencias
estructurales más interesantes desde el punto de vista de los yacimientos
ocurren justamente donde las fallas se curvan o se escalonan.
Fig. 18: Arreglos diversos
de fallas. Tomada de Davis y Reynolds (1996).
El movimiento de las fallas a lo largo de superficies
planares perfectas (cosa poco común en la naturaleza) se desarrolla sin
complicaciones, deslizándose una pared sobre la otra sin interferencias. Bajo
estas condiciones la aparición de ramales a partir de la falla principal es
mínima a inexistente. Sin embargo, si una falla presenta una inflexión abrupta
o gradual se producen situaciones complejas, que dan lugar a procesos de
estiramiento o acortamiento. La curvatura de las fallas puede ser descrita en
términos de inflexiones (bends)
(Davis y Reynolds, 1996) (Fig. 19). Inflexiones
en apertura (releasing bends;
zona en extensión) tienden a crear espacios, en tanto que las inflexiones en cierre (restraining bends;
zona en compresión) son sitios donde el acortamiento genera apilamiento.
Hablaremos de inflexiones en cierre cuando el movimiento de uno de los bloques
a lo largo de la falla se realiza "contra"
la curva. Por el contrario, si el movimiento "aleja"
el bloque de la curva, diremos que se trata de una inflexión en apertura. Bajo
el punto de vista de la exploración de yacimientos minerales, las inflexiones
en apertura son las más interesantes, ya que es en esos lugares geométricos
donde se generan espacios, y por ende, donde las soluciones hidrotermales
pueden circular con mayor facilidad. Además, a escala regional, una inflexión
en apertura es el lugar perfecto para el desarrollo de intrusiones menores bajo
condiciones extensionales.
Fig. 19: Situaciones de
extensión y compresión (ver sentido de las flechas) en sistemas de fallas
dextrales y sinestrales con inflexiones y saltos. Tomada de Davis y Reynolds
(1996).
Aparte de las inflexiones otro rasgo típico en fallas son
los saltos
(stepovers, offsets) (Fig. 19), que a diferencia de
las inflexiones, no se conectan entre si, aunque mantienen parecida dirección y
el mismo sentido de movimiento. Al igual que las inflexiones, decimos que los
saltos pueden generar zonas en apertura o en cierre.
Las zonas en apertura y en cierre (en inflexiones y
saltos) pueden dar lugar respectivamente a depresiones (pull-aparts) susceptibles de ser rellenadas
por materiales sedimentarios, o a alzamientos compresionales (pop-ups, push-ups)
(Fig. 20).
Fig. 20: A: Depresión (pull-apart)
susceptible de ser rellenada por materiales sedimentario y alzamiento
compresional (pop-up, push-up) asociados a una falla
transcurrente dextral; B: Esquema sinóptico (en planta) de la situación observada
en el bloque superior. U: bloque levantado, D: bloque descendido (movimiento
relativo). Tomada de Davis y Reynolds (1996).
Duplex y estructuras en flor
La presencia de inflexiones y saltos a lo largo de una
falla promueve la formación de estructuras denominadas duplex (Woodcox y Fischer, 1986). Las
rocas que se encuentran dentro de la zona de influencia de una inflexión o
salto se pueden fallar progresivamente (fallas menores paralelas a la dirección
de la inflexión) generando sistemas imbricados en relación a la falla
principal. Por otra parte en el caso de fallas de traza recta, la formación de
un duplex puede originarse a través del desarrollo de fracturas de
Riedel.
El análisis del proceso de formación de un duplex
puede realizarse a través de dos mecanismos: procesos de deformación planar (plane-strain) y de deformación
no planar (non-plane strain)
(e.g., Davis y Reynolds, 1996). En el caso teórico de la deformación planar si
una esfera es deformada triaxialmente y ocurre un estiramiento en la dirección
S1 (máximo estiramiento) éste será compensado de manera perfecta por
un acortamiento en la dirección S3 (mínimo estiramiento), sin que se
produzcan cambios en la dirección S2, así una esfera perfecta se
transformará en un elipsoide perfecto (de revolución). Si llevamos esto al caso
que nos interesa (sistemas de fallas transcurrentes), la situación será la
siguiente (Woodcock y Fischer, 1996): dado que σ1 (esfuerzo máximo) y σ3 (esfuerzo mínimo) están en la horizontal, todos los
cambios ocurrirán ahí. En otras palabras, bajo esta perspectiva teórica, no
habrían levantamientos (pop-ups, push-ups) o hundimientos (pull-aparts), ya que estos tendrían que
ocurrir en la dirección de σ2 (en este caso,
equivalente a S2), que es perpendicular a la superficie horizontal.
La deformación planar es difícil de mantener en sistemas reales, pero sirve en
todo caso como referente para introducir el modelo cinemático.
La diferencia principal que presentará la formación de
duplexes por deformación no planar
(caso más cercano a la realidad) se encuentra en la compensación volumétrica
por hundimientos y levantamientos. Así en duplexes extensionales se formaran
hundimientos, y en los compresionales, levantamientos. Unas de las estructuras
más notables derivadas de la deformación no planar son las denominadas flores positivas (positive
flowers) y flores negativas
(negative flowers) (Woodcock y
Fischer, 1986) (Fig. 21), que a su vez se corresponden con los casos de duplex
compresional y extensional, respectivamente. La geometría interior de las
fallas secundarias en un duplex muestra que estas convergen en profundidad
hacia una zona de falla única. En el caso de una estructura en flor negativa,
las fallas secundarias dentro del duplex tendrán un comportamiento mixto,
transcurrente-normal, por lo cual podemos decir que la zona interior está en
extensión y sometida a hundimiento. Por el contrario, en una estructura tipo
flor positiva, las fallas interiores se comportarán como
transcurrentes-inversas, por lo cual podemos decir que la zona está en
compresión y por lo tanto sometida a levantamiento.
Fig. 21: Estructuras tipo
flor negativa (A) y flor positiva (B). Note la subsidencia y alzamiento
respectivo en A y B, así mismo como el caracter mixto (transcurrente-normal y
transcurrente-inverso) del fallamiento asociado. Woodcock y Fischer (1986).