FALLAS Y ZONAS DE CIZALLA (PARTE I): ASPECTOS GENERALES

Roberto Oyarzun1 y Miguel Doblas2

1: Departamento de Cristalografía y Mineralogía, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense, Madrid, España.

2: Departamento de Geología, Museo Nacional de Ciencias Naturales, Consejo Superior de Investigaciones Científicas (CSIC), España.

Detalle de una zona de falla (transcurrente) al norte del distrito minero de Punitaqui (Cu-Au-Hg), Chile
 
 

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 en gran medida obsoleta o restringida, 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, desglazadas en dos partes (Parte I y II) que pretenden servir de herramienta de trabajo de tal manera que el geólogo de minas o 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 1.6 km hacia el oeste (a una profundidad de 800-1220 m) a techo (hanging-wall).

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 10-15 km bajo la superficie (e.g., Sibson, 1990) (Fig. 3). En dicha transición se desarrollan ambos tipos de deformación, mientras que por encima o por debajo la importancia relativa de una de estas disminuye progresivamente. De cualquier manera los 10-15 km antes mencionados deben ser solamente considerados como un referente general solamente, ya que zonas deformación dúctil pueden desarrollarse a profundidades menores bajo condiciones de un gradiente geotérmico anómalemente alto (e.g., magmatismo activo, actividad hidrotermal de alta temperatura generalizada, etc), y también pueden darse deformaciones frágiles en profundidad como respuesta a movimientos sísmicos bruscos. Como veremos más adelante existen dos series de rocas de deformación en relación con las zonas frágil y dúctil, que representan tipos extremos dentro de una serie intermedia muy amplia: la serie cataclástica y la serie milonítica respectivamente (Fig. 3,4).

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 seriemilonítica (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 esposible), lo importante es ver si esta roca tiene una persistencia regional dentro de una zona de cizalla (con estructuras internas típicas de estas deformaciones), si pertenece a una formación geológica cartografiable con marcada estratificación (o esquistosidad interna), o corresponde a una fenomenología local de morfología irregular (i.e., 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: Pseudotaquilita, Vaal River (Sudáfrica). El afloramiento tiene unos 2 m, note los bloques angulosos de granito en una matriz negra de grano fino a microcristalina. Tomada de Spray (1998).

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: s1, s2, s3, ortogonales entre si, que cumplen el requisito general de s1>s2>s3 (Fig. 9). Dependiendo de las posiciones de los vectores se definen los tres tipos de fallas principales: normal (s1 vertical, s2 y s3horizontal), transcurrente(s2vertical, s1 y s3 horizontal), e inversa (s3 vertical, s1 y s2 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. 15) 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. 15: Ancha zona de deformación frágil con presencia de fault gouges de llamativos colores. Zona de falla en Almería (SE de España).

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 s1y suelen rellenarse de minerales fibrosos que crecen en la dirección de s3.

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 s1). 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 Canada 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 s1orientado 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).
 
 

Duplexes y estructuras en flor

La presencia de inflexiones y saltos a lo largo de una falla promueve la formación de estructuras denominadas duplexes (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 duplexes 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 ésto al caso que nos interesa (sistemas de fallas transcurrentes), la situación será la siguiente (Woodcock y Fischer, 1996): dado que s1(esfuerzo máximo) y s3(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 s2 (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).
 
 

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