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CAPITULO 5 GEOLOGIA ESTRUCTURAL
INTRODUCCION: La geología estructural es el estudio de las rocas
deformadas, para esto se debe definir la geometría de los cuerpos rocosos en
tres dimensiones. Luego se miden o se infieren las traslaciones, rotaciones y
las deformaciones experimentadas por las rocas desde su formación.
Finalmente se calcula o estima el esfuerzo que produjo la deformación, basado
en el conocimiento de las propiedades del material. Es decir que Geología
Estructural trata con el producto final de la deformación de materiales
extremadamente heterogéneos.
OBJETIVOS: -Mostrar los últimos conceptos de fallamiento y sistemas de fallas
y los estilos estructurales que estos producen en la parte superior de la corteza.
- Definir los principios básicos de los sistemas estructurales.
208
Conceptos Básicos: 1) -Conexión de sistemas de fallas y pliegues- En la mayoría de los
regimenes tectónicos se ha reconocido que estructuras particulares no se
forman aisladas, sino que estas están asociadas a otras a través de la
geometría, la cinemática o la dinámica. Los sistemas de fallas y pliegues se
forman como una consecuencia geométrica de la acomodación de los
volúmenes y desplazamientos en los sistemas mayores de fallas.
2) -Deformación Progresiva- En muchos regimenes tectónicos han ocurrido
múltiples deformaciones, pero se ha reconocido que estas no necesariamente
representan eventos tectónicos separados, de hecho muchos son el resultado
de la evolución progresiva de las estructuras dentro de un solo evento
deformativo. Por ejemplo esos rasgos son importantes en zonas de cizalla
donde deformación progresiva no-coaxial se ha desarrollado.
3) -Independencia de Escala en deformación frágil- Comúnmente se
observa que hay una independencia en la escala de estructuras frágiles (fallas,
diaclasas, fracturas y venas) en escalas de diferentes órdenes de magnitud por
ejemplo de centímetros a kilómetros.
4) -Herencia Estructural- En muchos regimenes tectónicos se ha reconocido
que estructuras viejas son comúnmente reactivadas y rehusadas
repetidamente. Estas estructuras antiguas pueden además mostrar una
considerable influencia sobre estructuras jóvenes. Este concepto ha sido
particularmente aplicado a la reactivación de fallas de basamento y zonas de
cizalla en muchos sistemas orogénicos polifacéticos. La idea de herencia
estructural también se aplica a cuencas sedimentarias por ejemplo donde
tempranas estructuras extensionales se reactivan en compresión (inversión
positiva). El entendimiento de inversión tectónica es particularmente importante
para entender como muchas cuencas sedimentarias han evolucionado.
209
Principios fundamentales y terminología básica: -Fuerza y esfuerzo (stress)- En la naturaleza raramente se ven las fuerzas
que son responsables por la deformación, esto es debido a que estas fuerzas
actúan en un instante, por que lo que se observan son deformaciones antiguas;
además, no se pueden medir esas fuerzas directamente. Sin embargo, uno de
los objetivos de la geología estructural es entender la distribución de fuerzas en
la corteza y como esas fuerzas actúan para producir las estructuras. Ejemplo
terremotos, explosiones de hidrocarburos en pozos, movimiento de placas,
deslizamientos.
La fuerza (F) se define como un vector que altera o tiende a alterar el estado de
movimiento de un cuerpo, si consideramos dos bloques de roca a los que se le
aplica la misma fuerza (Fig 69).
Figura 69. Fuerza aplicada de cuerpos de diferente tamaño. (ref21).
La intuición dice que el cuerpo pequeño sentirá más la fuerza que el cuerpo
mayor, esto es debido a que menos partículas deben distribuir la misma fuerza,
o sea la fuerza está más concentrada en el cuerpo pequeño. Para expresar
esto se creo el término stress o esfuerzo (σ) que define la fuerza que se aplica
a la unidad de área.
210
σ = F/A
En el ejemplo citado se asume que la dirección de la aplicación de la fuerza fue
perpendicular a la superficie del cubo, por lo que no había fuerza actuando
paralela a las superficie de carga, o sea el esfuerzo paralelo a esa superficie
llamado esfuerzo de cizalla (shear stress), era cero. El stress que actúa
perpendicular a la superficie se define como stress o esfuerzo principal.
Si solamente un esfuerzo principal actúa sobre un cuerpo, como lo indica la (Fig
70) esto es llamado compresión uniaxial, cuando dos o tres principales
esfuerzos actúan la condición es llamada compresión biaxial o triaxial,
respectivamente. Los esfuerzos en la tierra son triaxiales y se denominan
mayor (σ1), menor (σ3) e intermedio (σ2), formando un elipsoide conocido como
elipsoide de esfuerzo.
Figura 70. Elipsoide de esfuerzo. Muestra la distribución de los esfuerzos
principales. (ref21).
Como en este caso se relacionan tres vectores se dice que se trata de un
tensor, en este caso de esfuerzo. Adicionalmente hay otros tipos espéciales de
esfuerzo conocidos como Axial que es cuando dos de los tres esfuerzos son
iguales, Presión Litostática producida por el peso de la columna de roca
superpuesta y la Presión Hidrostática que ocurre (1) por el peso de una
columna de fluidos en los espacios dejados por los poros de una roca (2) por la
211
media del esfuerzo que es el promedio de los tres esfuerzos o (3) cuando los
tres esfuerzos son iguales.
-Esfuerzo en un plano de cualquier dirección- El siguiente paso es el de
calcular el esfuerzo en cualquier plano de un cuerpo, para lo cual se deben
balancear las fuerzas que son perpendiculares a las caras (Fig 71). Del
siguiente diagrama se observa que:
Figura 71. Geometría de la aplicación de una fuerza en un plano. (ref21).
Fuerza normal al plano FN = F1N + F3N
Fuerza paralela al plano FS = F1S - F3S
Para escribir las fuerzas normal y paralela (o de cizalla) en términos de F1 y F3 a
partir de trigonometría se tiene que:
F1N= F1 cosθ, F1S= F1 sinθ
F3N= F3 sinθ, F3S= F3 cosθ
Si se sustituyen esos valores en la ecuación que balancea las fuerzas
212
FN = F1N + F3N = F1 cosθ + F3 sinθ y FS = F1S - F3S = F1 sinθ - F3 cosθ
Ahora que las fuerzas están balanceadas, se debe calcular lo que las fuerzas
son en términos de esfuerzo. FN y FS actúan sobre el plano inclinado (Fig 72),
que tiene un área A, entonces los esfuerzos normales y de cizalla serán:
σN = FN /A y σS = FS /A
Figura 72. Balanceo de fuerzas aplicadas en un plano. (ref21).
Como F1 y F3 actúan sobre el plano horizontal y vertical los cuales tienen
diferentes áreas como se ve en el diagrama, entonces los principales esfuerzos
serán:
σ1 = F1 /A cosθ y σ3 = F3 /A sinθ
Si se sustituyen las ecuaciones de las fuerzas para obtener el esfuerzo normal
se tiene:
FN = F1N + F3N = F1 cosθ + F3 sinθ = σN A = σ1 A cosθ cosθ + σ3 A sinθ sinθ
Las A´s se cancelan de la ecuación y
σN = σ1 cos 2 θ + σ3 sin 2 θ
Si se sustituyen las ecuaciones de las fuerzas para obtener el esfuerzo de
cizalla se tiene que:
213
FS = F1S - F3S = F1 sinθ - F3 cosθ = σS A = σ1 A cosθ sinθ - σ3 A sinθ cosθ,
como en la anterior las A´s se cancelan de la ecuación y
σS = τ = (σ1 - σ3) sinθ cosθ
Reemplazando formulas de doble ángulo se tiene que
cos 2θ = cos 2 θ - sin 2 θ = 2 cos 2 θ – 1 = 1 - 2 sin 2 θ
al final:
σN = (σ1 + σ3) + (σ1 - σ3) cos 2θ
2 2
σS = τ = (σ1 - σ3) sin 2θ
2
Los gráficos siguientes (Fig 73 y Fig 74) muestran como el esfuerzo normal y
de cizalla varia en función de la orientación plano, θ:
Figura 73. Curva de relación entre el esfuerzo de cizalla y el esfuerzo normal
donde: - El máximo esfuerzo normal = σ1 a θ = 0°, El mínimo esfuerzo normal =
σ3 a θ = 90° (ref21).
214
Figura 74. Curva de relación entre el esfuerzo de cizalla y el esfuerzo normal
donde: El esfuerzo de cizalla τ = 0 a θ = 0° o 90°, En otras palabras no hay
esfuerzo de cizalla en los planos perpendiculares a los principales esfuerzos.
(ref21).
• El máximo esfuerzo de cizalla τ = 0.5 (σ3 - σ3) a θ = 45°
Entonces el máximo esfuerzo de cizalla es la mitad del esfuerzo diferencial.
-Círculo de Mohr- Las ecuaciones para un círculo donde c es el centro y r el
radio son:
X = c- r cos θ y Y = r sin θ, entonces
Al llevar los esfuerzos a un círculo con centro en el eje X se tiene que (Fig 75
.y Fig 76):
215
Figura 75. (ref21). Representación circular de la relación entre el esfuerzo de
cizalla y el esfuerzo normal, donde:
(c, 0) = (σ1 + σ3) , 0
2
y radio r = (σ1 - σ3)
2
Figura 76. Círculo de Mohr ploteado con el ángulo de 2θ dibujado en la cara de
σ3. (ref21).
216
En este caso θ es el ángulo entre el polo al plano y σ3 ó entre el plano y σ1. No
es el plano entre el ángulo entre el polo y σ1.
Deformación: En la primera parte de este capítulo se habló de las fuerzas que
actúan en la naturaleza, pero es claro que lo que se ve en el campo o en
imágenes de sensores remotos son las rocas deformadas, por lo tanto es
necesario tener en cuenta que en los estudios de Geología Estructural hay una
jerarquía natural que depende de como estos se desarrollan:
• GEOMETRÍA
• CINEMÁTICA
• MECÁNICA (“DINÁMICA”)
-Cinemática- El análisis cinemático se utiliza para la reconstrucción de los
movimientos y distorsiones que ocurren durante la deformación de las rocas. La
DEFORMACION es el proceso por el cual las partículas en una roca se
reacomodan desde una posición inicial a la posición final. Los componentes de
la deformación para:
- Cuerpos rígidos: Translación y Rotación
- Cuerpos no rígidos (STRAIN), que son la mayoría de las rocas de la
corteza: distorsión y dilatación.
--Translación-- Es el movimiento de un cuerpo sin rotación o distorsión. En la
translación el camino de todas las partículas es recto, con longitud constante y
son paralelos entre sí (Fig 77).
217
Figura 77. Ejemplo de traslación de un cuerpo. (ref21).
--Rotación-- Ocurre a lo largo de un eje común y el camino es curvo y
concéntrico (Fig 78)
Figura 78. Ejemplo de traslación de un cuerpo. (ref21).
El sentido de rotación depende de la posición del observador. El eje de rotación
se define como un vector que señala en la dirección que el observador está
mirando (Fig 79).
218
Figura 79. Ejemplo de direcciones de rotación indicando la posición del
observador. (ref21).
Para entender el strain o sea la deformación de un cuerpo no rígido, se deben
manejar cuatro términos importantes:
Strain Continuo: las propiedades varían suavemente a través del cuerpo y no
se observan cambios abruptos.
Strain Discontinuo: Ocurren cambios abruptos o ruptura de las rocas.
Strain Homogéneo: las propiedades del strain son idénticas a través del
material. Cada partícula se distorsiona de la misma manera (Fig 80). Hay una
manera simple para determinar si la deformación es homogénea: 1) Líneas
rectas permanecen rectas y 2) Líneas paralelas permanecen paralelas.
Figura 80. Ejemplo de Strain Homogéneo. (ref 21).
219
Strain Heterogéneo: El tipo y la cantidad de strain varían a través del material
de tal forma que una parte es más deformada que otra (Fig 81).
Figura 81. Ejemplo de Strain Homogéneo. (ref 21).
Medidas de Strain: Hay tres tipos de medidas que se deben tener en cuenta:
1. Cambio de longitud de las líneas
2. Cambio en los ángulos
3. Cambio en el volumen
En todos los casos se compara el estado final con el estado inicial, que la
mayoría de las veces es desconocido.
-Cambio en Longitud- Extensión o elongación (e) se define como la diferencia
de la longitud con respecto a la longitud inicial (Fig 82):
Figura 82. Ejemplo de cambio de longitud donde: e ≡ ∆L/Li = (Lf – Li)/ Li = (Lf /
Li) – 1, el acortamiento es negativo. (ref 21).
220
Otra medida utilizada es el Stretch (S) que es cuando se extiende pero el
espesor disminuye.
S ≡ (Lf / Li) = 1 + e
Un parámetro más complejo para medir los cambios en la longitud es la
elongación cuadrática (λ) pues es útil para validar las anteriores relaciones:
λ = S2 = (1 + e) 2
Si λ = 1, no hay cambio
Si λ < 1, hay acortamiento
Si λ > 1, hay extensión.
λ ≥ 0 por que es función de S2 . Será 0 si el cambio de volumen reduce la
longitud Lf a cero.
-Cambio en ángulos- Hay dos formas de ver esta deformación (Fig 83):
1- Medir el cambio de ángulo entre dos líneas perpendiculares
originalmente
Cambio de ángulo = 90 – α = ψ ≡ Cizalla angular (angular shear)
2- Observar el desplazamiento de X, de una partícula a cualquier distancia
Y, desde el origen (una partícula que no se mueva) X/Y = γ ≡ Cizalla de
strain (shear strain).
Figura 83. Ejemplo de cambio de ángulo. (ref 21).
221
Esas dos medidas se relacionan trigonométricamente así: γ = tan ψ. Este par
de medidas son útiles en muchos rasgos que fueron originalmente
perpendiculares como por ejemplo fósiles con simetría bilateral.
Cizalla Simple y Cizalla Pura: Hay dos tipos de strain homogéneo que han
sido ampliamente estudiados por los geólogos estructurales los que son cizalla
simple (simple shear) y cizalla pura (pure shear).
El estado deformado es un estado de strain finito, el cual puede ser
considerado como formado por un incremento de un largo número de strain
infinitesimales. El círculo representa el estado no deformado de una elipse
conocida como la elipse de strain, cuyos ejes mayor y menor indican la
magnitud y orientación del máximo y mínimo strain principales. Durante la
deformación de Cizalla Pura los ejes de la elipse no rotan y el strain
incremental y finito son coaxiales, o sea es una deformación no rotacional.
Cizalla Simple resulta cuando un cuerpo esta sujeto a una cizalla uniforme,
paralela a alguna dirección aunque no hay cambio de área. Los ejes de la
elipse de strain rotan, por lo que esta es conocida como deformación rotacional.
Hasta ahora solo se ha hablado del strain en dos dimensiones, asumiendo que
no hay cambiado en la tercera dimensión. Un strain como este se conoce como
strain plano “plain strain”. En la mayoría de los casos el strain es tridimensional
y para observarlo se coloca en diagramas de Flinn, en el cual se muestra la
relación de los ejes de strain más largo e intermedio, X y Y, ploteados contra la
relación del intermedio y el más corto, Y y Z. Una linea de 45° separa los dos
campos llamados de constricción y aplanamiento.
Relación Esfuerzo-Strain: Hasta el momento se han tratado el stress y el
strain por separado, pero surge la pregunta de cómo los materiales responden
al esfuerzo? o cuál es la relación entre el esfuerzo y la deformación?. La
222
respuesta de un material al esfuerzo es conocido como Reología. En general
hay dos formas que un material responde al esfuerzo:
1- Cuando el material vuelve a su estado inicial después que el esfuerzo
es removido, entonces la deformación es recuperable y se dice que el
material se comporta de manera elástica.
2- Cuando el material permanece deformado después que el esfuerzo es
removido entonces el strain es permanente y se dice que el material se
comporta de manera plástica (Fig 84).
Figura 84. Progresión de la deformación plástica. (ref21)
Deformación Frágil (Brittle), Dúctil, Cataclastica y Cristal-Plástica: Hay
varios términos que describen como la roca falla bajo el esfuerzo y por lo tanto
es importante que se manejen de manera clara.
-Deformación Frágil (Brittle)- Ocurre cuando la roca falla durante la
deformación elástica y se localiza a lo largo de un plano (Fig 85). Esta no es
223
una deformación continua y las rocas afectadas por deformación frágil se
partirán en muchas piezas.
Figura 85. Estilo de ruptura en deformación frágil. (ref 21)
-Deformación Dúctil- Este término se usa para cualquier roca o material que
puede aguantar grandes cambios en su forma sin romperse (Fig 86). La
deformación dúctil puede ocurrir por fisuramiento y fracturamiento a escala de
granos o flujo de minerales individuales.
Figura 86. Estilo de ruptura en deformación dúctil. (ref21)
224
-Deformación Cataclástica- La roca se deforma por fracturamiento y rotación
de granos individuales. Este término implica un mecanismo específico en la que
deformación frágil y dúctil se acompañan de mecanismos cataclásticos.
-Deformación Cristal-Plástica- Ocurre cuando hay un flujo de granos
individuales de minerales sin fracturarse o romperse. Esto es típico del
metamorfismo (Fig 87).
Figura 87. Distribución de la deformación en el estado cristal – plástico. (ref21).
Mecánica de fallas, rocas de falla y flujo de fluidos: -Propagación de Fracturas- En la corteza terrestre los esfuerzos para quebrar
rocas y minerales son mucho menores a los que teóricamente se requerirían
para quebrar los límites atómicos de un mineral. Esto es debido a las
225
heterogeneidades o debilidades tales como micro-fracturas y fisuras dentro de
los minerales mismos y dentro de los macizos rocosos. Estudios de varios
autores han reconocido que el fallamiento de un macizo rocoso está
relacionado con la densidad y propagación de pequeñas micro-fracturas dentro
de la roca. Bajo la presión de confinamiento esas micro-fracturas se nuclean y
propagan a lo largo del macizo, uniéndose unas a otras hasta generar
fallamiento en material frágil.
Hay tres tipos de desplazamiento de fracturas:
1) Modo 1 apertura de tensión donde hay un desplazamiento normal a la
fractura.
2) Modo 2 desplazamiento de cizalla en el plano de la fractura normal al
límite de la fractura
3) Modo 3 el desplazamiento es paralelo al límite de la fractura (cizalla de
contraplano).
Las fallas usualmente se desarrollan siguiendo estos modos por ejemplo una
falla extensional se propagará en el plano de falla con fracturas de Modos 2 y 3,
y se propagará en la vertical con Modo 1 fracturas de tensión formando sobre la
falla que se propaga al límite.
-Esfuerzo y Fallamiento- El círculo de Mohr es una buena forma de mirar las
fallas y determinar su desarrollo mecánico (Fig 88). Si se desarrolla un
experimento en una roca y empezando con un estado de esfuerzo isotrópico
(σ1 = σ2 = σ3) y luego gradualmente se incrementa el esfuerzo axial σ1 y se
mantienen los otros dos constantes hasta que ocurra una fractura, entonces se
tiene que:
226
Figura 88. Representación del estado de esfuerzos en el círculo de Mohr.
(ref21).
Aquí se observa que la fractura no ocurre en el plano de máximo esfuerzo de
Cizalla (e.g. 2θ = 90°). En lugar de esto ocurre a un ángulo mayor. La diferencia
entre 2θ a la cual se forma la fractura y 90° es conocida como el ángulo de
fricción interno el cual es dado usualmente por la letra griega φ. Entonces el
esfuerzo necesario para iniciar el desplazamiento de las rocas a lo largo debe
ser tal que rompa la fricción interna de la roca.
Si se desarrolla el experimento a diferentes presiones confinantes y se toman
los puntos a los que la roca falla, se puede construir una envolvente que une
las condiciones de esfuerzo con cada plano fallado (Fig 89). El estado de
esfuerzo de la roca con círculos más pequeños que esta envolvente no
resultará en fallamiento, por el contrario cualquier estado de esfuerzos que
toque o exceda esta envolvente resultará en fallamiento de la roca.
227
Figura 89.Envolvente de las condiciones de esfuerzo. (ref21)
En general, la envolvente de fallamiento tiene 4 partes:
Campo I: fractura de distensión: se ve que el círculo de Mohr sólo toca la
envolvente en un punto. El ángulo 2θ = 180°; entonces solo se desarrollan
fracturas paralelas a σ1 y perpendiculares a σ3. El punto To es conocido como
punto de resistencia a la distensión (Tensile strength) (Fig 90). Note que debido
228
a que el circulo de Mohr intersecta la envolvente en un esfuerzo principal, no
hay plano de cizalla en este caso
Figura 90. Esquema de fractura en el campo I. (ref21)
Campo II: Comportamiento transicional distensivo: ocurre cuando σ1 = 3To. El
circulo toca la envolvente en dos lugares y 120° ≤ 2θ ≤ 180° (Fig 91).
Figura 91. Esquema de fractura en el campo II. (ref21).
La forma de las trans-distensivas partes de la envolvente es determinada por
las fracturas en el material. Estas fracturas se conocen como fracturas de
229
Griffith, por ser el quien las predijo en los años 20s. El tamaño de las fracturas
es proporcional al tamaño de los granos de la roca.
Campo III: Fracturas de Cizalla (Fallamiento): Esto se conoce también como
criterio de Coulomb. La envolvente es linear lo que significa que hay un
aumento linear de la resistencia de la roca a la presión confinante (Fig 92). En
este campo están la mayoría de las rocas de la corteza de la tierra.
Figura 92. Esquema de fractura en el campo II. (ref21).
Campo IV: Fallamiento dúctil: Ocurre a muy altas presiones confinantes y a
altas temperaturas. Aquí los planos de fractura se vuelven cada vez más
cercanos al máximo esfuerzo de cizalla, el cual se localiza a 45° (Fig 93).
Figura 93. Esquema de fractura en el campo III. (ref21)
230
-Efecto de la presión de los fluidos- Anteriormente se menciono que la
presión de fluidos en los poros contra-actúa o reduce el esfuerzo normal, as a
una alta presión del fluidos de los poros el circulo de Mohr permanece igual
pero esa presión induce al circulo a moverse hacia la izquierda hasta que toca
la envolvente y la roca se fractura (Fig 94), lo que significa que la presión de los
poros debilita la roca.
Figura 94. Esquema de fractura bajo el efecto de la presión de fluidos. (ref21).
Este efecto se usa en situaciones prácticas cuando se quiere aumentar la
porosidad y la permeabilidad de una roca (ejemplo: en los pozos para ayudar al
petróleo a moverse a través de la roca más fácil), los fluidos son empujados en
el pozo y la roca circundante, hasta que la presión de los poros causa que la
roca se fracture. El proceso es conocido como hidrofractura o fractura
hidráulica.
-Efecto de fracturas pre-existentes- Las rocas usualmente tienen numerosas
fracturas pre-existentes las cuales afectaran la forma en como esta roca fallará
cuando sea sujeta a un esfuerzo (Fig 95), en este caso dos cosas ocurren:
- La cohesión será virtualmente cero
231
- El coeficiente de fricción cambia a coeficiente de fricción de
deslizamiento
Figura 95. Esquema de fractura bajo el efecto de fracturas pre-existentes.
(ref21).
Entonces bajo un estado de esfuerzo dado la roca tendrá una serie de planos
en los cuales se deslizará antes de crear nuevas fracturas.
Conexión de fallas: El concepto fundamental de conexión de fallas (fault
linkage) se desarrolla por el crecimiento y conexión de segmentos individuales
cuando el desplazamiento total es incrementado. Experimentos de Vendeville
(1987) han demostrado que si la rata de desplazamiento de las placas es
constante, el número de fallas activas disminuirá con el incremento del strain y
del tiempo y que los desplazamientos en los sistemas conectados de fallas
comenzaran a predominar. Una vez las fallas se conectan el desplazamiento
232
debería ser menor en el sistema, comparado con una falla individual de
características similares.
Cuando las fallas se inician en sistemas de rumbo, los sistemas se conectan en
un proceso que tiene dos estados:
1-Desarrollo de estructuras de pre-ruptura
2-Desarrollo de estructuras de post-ruptura
Las estructuras de pre-ruptura son las Cizallas de Riedel (Fig 96):
Figura 96. Esquema de fractura tipo Riedel. (ref21).
Se forman fracturas llamadas sintéticas (R) y antitéticas (R´), controladas por el
coeficiente de fricción de la roca. Los ángulos de la geometría observada
indican que la máxima compresión y el eje principal de acortamiento están
orientados a 45° del límite de la zona de cizalla.
Si continúa el cizallamiento las fracturas rotarán (en sentido de las manecillas
del reloj en el diagrama) a ángulos mayores. Debido a que los R´ están a
ángulos mayores originalmente, rotan más rápido y se vuelven inactivos más
rápido que las fracturas R. En general las fracturas R son más comúnmente
observables posiblemente por que tienen más desplazamiento en ellas (Fig 97).
Estas fracturas son muy útiles para determinar el sentido de desplazamiento en
233
zonas frágiles. Otras estructuras que se forman en algunos casos son grietas
de extensión, las cuales se forman a 45° de la zona de cizalla.
Figura 97. Esquema de fractura tipo Riedel evolucionado con grietas de
tensión. (ref21).
Estas grietas sirven para romper los bloques que subsecuentemente rotarán en
la zona de cizalla en estilo de domino (Fig 98).
Figura 98. Esquema de fractura de rotación en cizalla simple, estilo domino.
Obsérvese que las fallas entre los bloques tendrán un sentido de
desplazamiento opuesto al de la zona de cizalla. (ref21).
Cuando la ruptura ocurre se desarrollan las estructuras post-ruptura, aquí se
desarrolla un grupo de cizallas llamadas P, las cuales son simétricas a las R.
234
Estas fracturas P tienden a conectar las fracturas R formando una zona
anastomosada (Fig 99).
Figura 99. Esquema de fractura Riedel de post-ruptura. (ref21).
El mismo proceso se puede apreciar en el experimento desarrollado por Naylor
et al. (1986), este experimento se desarrolla en decenas de centímetros de
arena seca y arcilla. Aquí se desarrollan las fracturas Riedel que se unen
progresivamente a través de un de un sistema de fracturas P que se desarrolla
más tarde, produciendo un sistema conectado de fallas anastomosadas.
-Fluido de Flujos y Fallas-: Ha sido ampliamente reconocido que las fallas
activas se asocian a flujo y descarga de fluidos. (ref22) ha demostrado que
muchas fallas se asocian a elevadas presiones de fluidos de poros (presiones
hidrostáticas). Estudios en rocas activas han mostrado que las rocas ubicadas
alrededor de las fallas se dilatan antes de un evento sísmico, esto es debido a
la formación de micro fracturas debido a la acumulación de strain que ocurre en
un periodo asísmico. Durante la dilatación los fluidos son atraídos dentro de la
zona. Durante el fallamiento hay relajamiento del strain y el esfuerzo decae,
provocando el cerramiento de las microfracturas y los fluidos son expulsados a
lo largo del plano de falla. Este rasgo se observa en la superficie de los
alrededores de muchas fallas después de un terremoto.
235
Sibson (1990) ha propuesto dos mecanismos fundamentales para el flujo de
fluidos en las zonas de falla: La bomba de succión (suction pump) y La válvula
activada (Fluid-activated valve).
-La bomba de succión- En ambientes cercanos a la superficie, la apertura
forzada (sísmicamente) de fracturas extensionales a velocidades más rápidas
que las que migran los fluidos genera un desequilibrio de presión que genera
una fuerza de succión. Dependiendo de las condiciones del sistema, el proceso
puede ocasionar el colapso interior (implosión) de las paredes de la fractura en
expansión, lo que resulta en una brecha de implosión cementada por la carga
mineral de los fluidos que han sido succionados hacia ese entorno.
-La válvula activada- En zonas donde la cizalla corta a través de un gradiente
de presión que excede las condiciones puramente hidrostáticas, los gradientes
supra-hidróstaticos se concentran en las vecindades de una falla, cuando por
ejemplo esta corta una barrera impermeable (evaporitas, lutitas, rocas
cristalinas) La acción de la válvula se inicia cuando se produce una ruptura
sísmica del sistema, que le permite a los fluidos superar la barrera. La descarga
se mantiene hasta que el gradiente de presión pasa a hidrostático en la barrera
(equilibrio). El proceso se ve favorecido en fallas inversas.
-Fallas Sello- Las fallas han sido consideradas a menudo como conductos
efectivos para el flujo de fluidos, pero este sólo es el caso para fallas activas
donde ocurre dilatación. Una vez la falla es inactiva y la cementación ha
cerrado la porosidad la falla podría actuar como un sello efectivo para la
migración de fluidos. Sin embargo, el efecto de expansión (bouyancy) de los
hidrocarburos atrapados contra un sello puede llevar al fracturamiento o al
fluido a través de rocas impermeables adyacentes al plano de falla, dando la
impresión de que la falla es un conducto, aunque el plano de falla realmente es
236
un sello. Las fallas sello también se romperán por presiones de fluidos de poros
supra-litostáticas durante el comportamiento de la válvula activada.
Cuatro tipos de fallas sello parecen ser importantes:
1) Yuxtaposición de estratos impermeables contra permeables
2) Arcilla, Sal o Carbón: estos son importantes en el entrampamiento de
hidrocarburos u otros fluidos a lo largo de los planos de falla. El sello se
forma como resultado de que litologías dúctiles se comparten la
superficie de la falla.
3) Cementación y venas: cementación con sílice o carbonato es muy
común en zonas de falla y esto reduce la porosidad en la falla y también
afecta la zona adyacente a la superficie del plano de falla.
4) Trituración de granos: durante el fallamiento, la cataclasis produce
reducción en el tamaño de los granos lo cual reduce la porosidad
efectiva dentro del gauge de la zona de falla, formando un sello.
Rocas de Falla: El fallamiento causa rompimiento de granos en fragmentos
angulares, los cuales reducen de tamaño gradualmente con incremento en la
deformación, esto se conoce como flujo cataclástico, el cual comprende
rotación de granos, fricción y trituramiento por fracturamiento frágil. Aunque
algunos autores (e.g. ref22) proponen que la cataclasis no produce fabricas
ordenadas, no será el caso pues se pueden apreciar fábricas con una fuerte
forma o con orientación cristalográfica desarrolladas por fallamiento. En la
clasificación de rocas de falla esas rocas son descritas como brechas foliadas o
gauges foliados.
Las rocas miloníticas se producen por deformación plástica y procesos de
recistalización y son claramente diferenciables de rocas cataclásticas en
237
muchos casos por el desarrollo de fábricas foliadas que incluyen forma y tipos
de minerales.
Sistemas y clasificación de fallas: Para presentar los marcos tectónicos
fundamentales para los sistemas de fallas y sus clasificaciones, es necesario
considerar los siguientes aspectos sobre estas estructuras:
1- Las fallas son estructuras dinámicas que se desarrollan en tiempo y en
espacio, o sea los sistemas de fallas tienen 4 dimensiones, cambian de forma,
crecen o mueren a lo largo del tiempo.
2- Las fallas ocurren usualmente como sistemas ligados. Estas uniones
usualmente siguen reglas geométricas y mecánicas que permiten formar
patrones característicos que pueden ser fácilmente reconocibles.
3- La deformación alcanzada por fallamiento frágil en la corteza superior debe
ser balanceada por deformación plástica en la corteza inferior. La relación entre
la corteza superior e inferior depende del régimen tectónico. El balanceo de
secciones es un aspecto importante en el análisis de terrenos fallados.
4- La mayoría de las Fallas no son simple estructuras planas, sino que
muestran complejos cambios de forma en 3 dimensiones. Estos cambios deben
generar necesariamente estructuras de acomodación (pliegues, fallas o strain
interno como desarrollo de clivaje o pérdida de volumen) en el bloque colgante
que se tiene que mover sobre la superficie de la falla que tiene una geometría
variable.
5- Las fallas y los sistemas de fallas son fundamentales para el entrampamiento
de hidrocarburos. Las fallas pueden actuar como sello ó pueden permitir el flujo
de fluidos.
238
6- Las fallas son zonas en la corteza dilatantes (incrementan el volumen) que
concentran el flujo de los fluidos y estas pueden absorber o enviar fluidos a
través de la corteza en cantidades significativas. Las fallas pueden ser el
control dominante para los sistemas de circulación hidrotermal y para migración
de hidrocarburos.
-Regimenes tectónicos fundamentales de los sistemas de fallas- Los
regimenes tectónicos fundamentales para fallamiento son (Fig 100):
Terrenos Compresionales
- Orógenos de Colisión
- Orógenos de Subducción
- Orógenos de Inversión
- Cinturones de cabalgamiento plegados
- Prismas acrescentivos
Figura 100. Esquema de los procesos de colisión y subducción relacionados a
los principales estilos deformativos desarrollados en el continente. (ref21).
239
Terrenos Extensionales
- Orógenos Extensivos
- Sistemas de Rift
- Márgenes continentales pasivas
- Cuencas extensionales de colapso
- Sistemas de Delta
- Terrenos de Sal
Terrenos de Corrimientos a lo largo del Rumbo (Strike-Slip)
- Zonas Oceanicas de Transformación
- Zonas de Strike-Slip intracontinentales
- Zonas de Strike-Slip unidas a las fosas
Mezcla de Terrenos
- Regimenes Transtensivos
- Regimenes Transpresivos
- Inversión Positiva
Extensión seguida por Compresión
- Inversión Negativa
Compresión seguida por Extensión
- Mulptiple – Terrenos de corrimientos oblicuos
Las fallas y los sistemas de fallas pueden producir movimientos horizontales,
verticales y rotacionales dentro de la corteza terrestre. En este capítulo sólo se
considerará fallamiento en la parte superior de la corteza frágil (10 a 12 km), la
cual está sobre la zona de transición frágil-plástica bajo la cual los minerales se
deforman de manera plástica resultando en strains dúctiles donde el
fracturamiento no se extiende.
240
Geometría y Clasificación de Fallas: Hay tres formas fundamentales de
clasificación:
1- Clasificación Andersoniana (Anderson, 1951)- Se basa en la orientación
del plano de falla y de la orientación del estado de esfuerzo en la superficie de
la tierra (Fig 101). Esta clasificación sólo aplica a fallas de niveles altos y sólo
para el instante de la formación.
Figura 101. Esquema de los estados de esfuerzo para tipos de fractura
Andersoniana. (ref21).
Esta es una clasificación dinámica de fallas y se basa en el hecho que
esfuerzos de cizalla no existen en la superficie de la tierra. Por lo tanto para que
el fallamiento ocurra cerca de la superficie de la tierra uno de los principales
esfuerzos (σ1, σ2 o σ3) debe ser perpendicular a la superficie de la tierra.
--Fallas Normales-- σ1 es vertical y σ2 y σ3 son horizontales. La inclinación de
los planos de falla es 60°.
241
--Fallas de corrimiento en el rumbo o strke-slip-- σ2 es vertical y σ1 y σ3 son
horizontales. En este caso los planos de falla son verticales y el la dirección de
movimiento es horizontal.
--Fallas Inversas-- σ3 es vertical y σ1 y σ2 son horizontales. El plano de falla se
inclina a aproximadamente 30° de la horizontal.
-Clasificación por Separación- Se basa en el concepto de separación
estratigráfica de un plano de referencia a través de la falla. Esta es una
clasificación geométrica y cinemática que no depende de la orientación de la
superficie de falla. En esta clasificación son fundamentales los conceptos de
fallas extensionales y compresionales (Fig 102).
Dos conceptos básicos utiliza esta clasificación, La separación estratigráfica a
lo largo de una falla que es el desplazamiento (medido perpendicular a las
capas) de una capa de referencia y la separación de inclinación que es el
desplazamiento de una capa a lo largo del plano de falla en la dirección de
corrimiento de la falla.
Se debe tener cuidado por que se esta trabajando en tres dimensiones y por lo
tanto se debe diferenciar la separación estratigráfica verdadera de la
separación aparente. La siguiente es una clasificación simple de estas fallas:
Fallas Extensionales: ejemplo fallas normales
Fallas Compresionales: Fallas Inversas o de Cabalgamiento
Fallas de Corrimiento en el rumbo (strike-slip): Fallas de Wrench ó Fallas de
Transformación.
Fallas Lístricas: Muchos planos de falla son curvos en profundidad y a lo largo
del rumbo. Fallas con plano cóncavo hacia arriba y plano en profundidad se
denominan lístricas.
242
Figura 102. Esquema de los diferentes tipos de fallas. (ref21)
El exacto desplazamiento a lo largo de fallas usualmente no puede ser
determinado en el campo o en secciones sísmicas. Sin embargo, para la
mayoría se debería colectar los siguientes datos:
1- Dirección de Movimiento: Esta se determina por marcadores cinemáticos
presentes en el plano de falla como crecimiento de fibras en escalones,
estrías etc. En casos excepcionales el desplazamiento de un punto en
cada lado de la falla puede ser determinado y entonces la magnitud y la
dirección puede ser estimada.
243
2- Sentido de Movimiento: Esta se determina a partir de relaciones
estratigráficas (e.g. rocas antiguas sobre rocas más jóvenes). Además
del uso de algunos marcadores cinemáticos o por el desplazamiento
aparente de unidades marcadoras, diques y otras fallas.
3- Separaciones Estratigráficas: Usualmente es posible medir o estimar la
separación de algunos estratos a lo largo de la falla.
4- Rotación: Usualmente es muy difícil establecer este parámetro, pues se
requiere el conocimiento del desplazamiento de muchos puntos a lo
largo del plano de falla.
-Clasificación por corrimiento (Slip)- Esta basada en el conocimiento y
determinación de los vectores de la dirección absoluta y magnitud del
corrimiento de la falla. Esto se puede hacer conociendo el desplazamiento de
estructuras lineares en la falla que producen puntos de piercement sobre la
superficie de la estructura (ejemplo: la charnela de un pliegue o la línea de
intersección entre dos planos) (Fig 103). Una vez se obtengan esos valores se
puede volver a la clasificación de la falla.
Figura 103. Esquema de falla y concepto de corrimiento. Situaciones
geométricas donde es posible determinar el vector de desplazamiento absoluto
usando el desplazamiento del punto de referencia en la superficie de la falla a)
244
Desplazamiento de la línea de charnela del pliegue. B) desplazamiento de la
línea de intersección entre dos superficies – Ej. Entre un dique y una capa.
(ref21).
Estilos estructurales en ambientes extensionales: Las Fallas extensionales
ocurren en un rango de escalas desde aquellas que controlan la formación de
la cuenca hasta aquellas que están bajo los límites de resolución sísmica. Estas
fallas frecuentemente controlan la distribución de las rocas fuente y reservorio y
definen muchas de las más grandes trampas de hidrocarburos. Por lo tanto la
geometría y cinemática de estas estructuras es de gran importancia para los
exploradores.
-Marco tectónico de sistemas extensionales de falla- Sistemas
extensionales de falla se encuentran en una variedad de ambientes tectónicos
desde rifts intra-continentales (África), dorsales oceánicas (Atlántico), márgenes
pasivas (margen occidental Africana) hasta sistemas progradantes de delta
(delta del Níger). Estos sistemas se pueden dividir en dos grupos principales:
sistemas de fallas extensionales de corteza que afectan de forma significativa el
espesor de la corteza (tanto oceánica como continental) y sistemas
extensionales con despegues superficiales como aquellos encontrados en
deltas o aun en depósitos superficiales de colapso.
A continuación se presenta en resumen los principales estilos de fallas
dependiendo del marco tectónico en el que se encuentran:
--Sistemas de Fallas extensionales de Corteza-- 1) Sistemas de rift intra-continental - Dominantemente arreglos
planares
2) Márgenes continentales pasivas - Dominantemente arreglos
planares
245
3) Dorsales oceánicas - Planar
4) Cuencas de retro-arco . Planar
5) Cuencas de Colapso extensional - Planar de bajo ángulo y Listricas
6) Cuencas de Pull-Apart - Dominantemente Planar
--Sistemas extensionales con despegues superficiales--
1) Sistemas de Delta progradante - Arreglos Lístricos
2) Márgenes continentales pasivas - Dominantemente Lístricos
3) Despegues en sal y diapiros - Dominantemente Lístricos
4) Colapsos submarinos - Lístricos
-Clasificación de Fallas Extensionales- La clasificación de las fallas
extensionales es básicamente geométrica y ha sido propuesta por Wernicke &
Burchfiel (1982) y Gibbs (1984). En sentido amplio dos categorías básicas de
fallas extensionales pueden ser encontrados: Fallas Extensionales Planares y
Fallas Extensionales Listrícas.
Dentro de las fallas extensionales planares ocurren fallas rotacionales y no-
rotacionales, aunque estas fallas generan problemas de espacio en los niveles
de despegue. En contraste, las fallas lístricas también produce rotación de los
estratos, pero menos problemas de espacio en el nivel de despegue ocurren.
En ambas clasificaciones se asume que las fallas se nuclean y propagan en el
bloque yacente (footwall) de un sistema extensional y por lo tanto fallas jóvenes
rotaran fallas más antiguas en el bloque colgante (hangingwall), sin embargo
Mc Clay & Ellis (1987) han demostrado que el fallamiento en estos sistemas es
más complicado con significante propagación en el bloque colgante sobre el
nivel de despegue.
-Clasificación Geométrica en 2D- La clasificación de las fallas en 2D sigue la
propuesta por Wernicke & Burchfiel (1982) y Gibbs (1984). Estas fallas pueden
246
estar descritas en términos de los efectos que ellas tienen sobre las capas y
sobre otras fallas (Fig 104).
--Fallas extensionales planares-- Se dividen en dos categorías
1- Fallas planares No Rotacionales
2- Fallas planares rotacionales (modelo de domino)
--Fallas extensionales lístricas-- Ocurren como fallas aisladas que se
desprenden a lo largo de un nivel de despegue basal u ocurren como un
sistema imbricado. Estos sistemas se caracterizan por un anticlinal (roll-over)
que acomoda un arco de estiramiento generado por plano de falla curvado.
Algunos estudios de campo han demostrado que fallas lístricas y planares
ocurren como un sistema con estilo de domino sobre un despegue lístrico.
247
B
C
D
Clasificación de fallas extensionales
GRUPOELEMENTOS ROTADOS
GEOMETRIADE LA FALLA
No Rotacional
Rotacional
Ninguno Planar
Planar o lístrico
A
LístricoEstratos Estratos y fallas
PLANAR NO ROTACIONAL
POST -RIFT
SYN -RIFT
PLANAR ROTACIONALPOST -RIFT
LÍSTRICA ROTACIONALPOST -RIFT
SYN -RIFT
SYN -RIFT
Figura 104. Ejemplo de clasificación de fallas extensionales. (ref21).
--Fallas extensionales con Geometrías Complejas-- Los sistemas de fallas
extensionales pueden tener otras geometrías diferentes a las Planares y las
Lístricas descritas anteriormente, esas geometrías se describirán a
continuación:
---Fallamiento Planar Rotacional - Dominós Rígidos--- Esta geometría
envuelve extensión y rotación cuando las fallas actúan simultáneamente. El
principal problema con este estilo es que pasa en profundidad.
248
---Fallamiento Rotacional Sigmoidal – Dominós Suaves--- Esta geometría
se encuentra donde el estilo de fallas en dominó sufren deformación interna a
medida que la extensión ocurre de tal manera los bloques y las fallas se
deforman. Las fallas adoptan una geometría sigmoidal con respecto al ángulo
de cut-off de las capas-falla cambiando en profundidad y con el tiempo.
---Fallamiento con despegue Planar--- Esta geometría se encuentra donde
una falla planar continúa como un despegue en un horizonte de basamento
dando origen a una estructura de roll-over planar y a una estructura de cresta
de colapso.
---Fallamiento con despegue planar irregular (kinked) --- Esta geometría se
encuentra donde una falla planar irregular continúa como un despegue en un
horizonte de basamento dando origen a una estructura de roll-over planar y dos
estructuras de cresta de colapso.
---Fallamiento Lístrico – Cóncavo hacia arriba--- Esta geometría se
encuentra donde una falla lístrica cóncava hacia arriba continúa como un
despegue en un horizonte de basamento dando origen a un anticlinal roll-over y
a una estructura de cresta de colapso. La cantidad de rotación de la estructura
roll-over es función de la pendiente de la falla lístrica cóncava.
---Fallamiento Lístrico – Convexo hacia arriba--- Esta geometría se
encuentra donde una falla lístrica convexa hacia arriba continúa como un
despegue en un horizonte de basamento dando origen a un sinclinal en el
bloque colgante, adyacente a la falla principal y a un graben de cresta de
colapso. No se produce el anticlinal de roll-over.
---Fallamiento Lístrico – con trayectoria rampa/flan--- Esta geometría
produce una arquitectura compleja en el bloque colgante la cual es formada por
249
un anticlinal roll-over con una estructura asociada de cresta de colapso, un
sinclinal y otro roll-over más bajo asociado a un graben de cresta de colapso.
La complejidad de las estructuras de este bloque colgante están controladas
por el tamaño y la pendiente de la rampa de la falla lístrica.
Muchos de estas formas complejas en fallas se pueden observar en
afloramientos y en secciones sísmicas. Sin embargo es importante anotar que
las superficies de las fallas y los bloques se pueden deformar durante la
extensión, por lo tanto la relación de corte entre los ángulos de las capas y la
falla pueden cambiar durante la deformación.
--Conexión de Sistemas de Fallas Lístricas-- Gibas (1984) modificó la
clasificación de las fallas lístricas al considerar los equivalentes de duplex
compresivos y sistemas imbricados. Estos modelos conceptuales de
geometrías similares a las encontradas en sistemas de cabalgamiento, es así
que se desarrollan el bloque yacente de un sistema de fallas lístricas riders y
duplex extensionales.
Fallas antitéticas o abanicos contrarios son característicos de sistemas lístricos
con geometrías roll-over (Fig 105). En la mayoría de estos casos se asume que
la nucleación y propagación de fallas ocurre en el bloque yacente.
250
Figura 105. Esquema de fractura con geometrías de Roll-over. (ref21).
Para sistemas de fallas lístricas de geometría flat/ramp (Fig 106) complejos
patrones de deformación pueden resultar con acomodación de pliegues y fallas
formadas cuando el bloque colgante se mueve sobre una superficie irregular.
251
Figura 106. Esquema de fractura con geometrías de abanicos imbricados.
(ref21).
Estudios experimentales y de campo han demostrado claramente que muchos
sistemas de fallas lístricas presentan propagación de fallas en el bloque
colgante sobre un gran nivel de despegue en respuesta del strain desarrollado
sobre la falla lístrica.
-Fallas Planares simples- La deformación sobre fallas planares simples
produce arquitectura similar a las fallas lístricas descritas anteriormente pero
con una geometría diferente para el roll-over y estructuras pre-rift más
complejas (Fig 107).
252
PRE-RIFT
SYN-RIFT
A
B
PRE-RIFT
Extensión por encima de una falla planar simple.
FALLA PLANAR - BAJA EXTENSÍÓN60º
FALLA PLANAR - ALTA EXTENSÍÓN60º
SYN-RIFT
Figura 107. Esquema de fractura con geometrías de falla planar simple. (ref21).
1- Un anticlinal roll-over planar a levemente irregular y su graben de cresta
de colapso asociado se encuentra en la mayoría de los modelos
planares. La forma de este roll-over es función de la inclinación de la
parte plana de la falla, así baja inclinación produce estructuras roll-over
bastante planas.
2- Dentro del graben de cresta de colapso la nucleación de las fallas ocurre
en el bloque colgante de las fallas pre-existentes (e.g. dentro del
graben).
3- Fallas antitéticas son predominantemente planares cuando se generan y
terminan contra el nivel de despegue plano
4- Fallas sintéticas se forman en el límite del graben de cresta de colapso y
son generalmente planas.
5- A altos valores de extensión se forma un complejo arreglo de fallas en el
graben de cresta de colapso.
253
6- Un complejo arreglo de fallas sintéticas se forma adyacente al despegue.
Esas fallas pueden ser convexas hacia arriba con pequeños
desplazamientos inversos cerca al tope.
Estilos estructurales en tectónica de cabalgamiento: Descubrimiento de
hidrocarburos en cinturones plegados y fallados datan desde los primeros días
de exploración al final del siglo XIX. La razón para los descubrimientos es que
los primeros pozos se centraban en los anticlinales, los cuales se podían
mapear usando sólo geología de superficie. Esto llevó al descubrimiento de
campos súper-gigantes en Irán e Irak en el primer cuarto del siglo XX. En las
últimas décadas la exploración ha continuado en los cinturones plegados y el
riesgo en exploración se ha reducido gracias al mejoramiento de técnicas tales
como la sísmica y el desarrollo de modelamiento geométrico del subsuelo.
-Fallas de Contracción o de Cabalgamiento- Estas fallas se encuentran en
una gran variedad de regimenes tectónicos, en particular en sistemas de
orogenias compresivas y cadenas montañosas donde se forman sistemas
conectados de pliegues y fallas. Las partes externas o de antepaís de un
cinturón orogénico son típicamente cadenas plegadas y falladas de bajo grado
a secuencias sedimentarias no metamorfoseadas, mientras que las partes
internas de las los orógenos contraccionales se caracterizan por alto grado de
metamorfismo, intrusiones, plegamiento dúctil y napas.
Fallas de cabalgamiento en terrenos como los cinturones plegados y fallados
tienen una típica trayectoria en forma de escalera, la cual consiste en
desplazamiento paralelo a los planos de estratificación (glide) en zonas planas
(flats), separadas por cortos segmentos más pendientes o rampas (ramps). La
forma de escalera y el hecho que la deformación en estos terrenos usualmente
ocurre en secciones estratigráficas relativamente delgadas (orden de
kilómetros, no de decenas de kilómetros) a llevado a la denominación de
254
deformación de escamación delgada (thin skinned). Escamación gruesa (thick
skinned) ocurre cuando secciones gruesas de basamento son afectadas por
fallas de alto ángulo y no despegan a lo largo de zonas superficiales de la
corteza sino que penetran en el medio de la corteza y aun al manto (Fig 108).
ESCALÓN
TRAYECTORIA
Figura 108. Esquema de los diferentes tipos de geometrías de cabalgamientos.
(ref21).
-Rampas y geometrías de las superficies de Cabalgamiento- En
2Ddimensiones fallas de cabalgamiento cortan la sección en la dirección de
transporte a lo largo de rampas con ángulos típicos de corte de 30° ó menos.
En el bloque colgante sobre la rampa del bloque yacente se obtendrá
255
necesariamente un pliegue, un par anticlinal-sinclinal en su parte anterior y otro
par en la parte posterior.
Para fallas de cabalgamiento en 3 dimensiones, una falla de cabalgamiento
podría tener una geometría compleja de rampa con rampas frontales
(perpendiculares a la dirección de movimiento), rampas laterales (paralelas a la
dirección de movimiento) y rampas oblicuas (oblicuas a la dirección de
movimiento. Estas rampas producirán necesariamente pliegues en el bloque
colgante sobre las rampas y estos estarán orientados paralelos a las rampas o
a las líneas de intersección entre las diferentes rampas. Por lo tanto en un
cinturón plegado y fallado se pueden encontrar pliegues a diferentes ángulos de
la dirección de transporte.
-Sistemas de Fallas de Cabalgamiento- Fallas de cabalgamiento ocurre en
sistemas conectados, que si se conectan por el piso y el techo el sistema se
denominará un duplex. Fallas individuales de geometría sigmoidal que unen el
piso y el techo del duplex se llaman cabalgamientos, estas fallas limitan
segmentos de roca deformada que se denominan horses (Fig 109).
P4
S S S0 + 1 + 3
S0
s0
P P1
S S0 + 1
S1 P2
P3S2S1
S S S S0 + 1 + 3 + 4
S1 S2 S3 Figura 109. Esquema evolutivo de los diferentes tipos de geometrías duplex.
(ref21).
256
El desarrollo ideal del duplex fue propuesto por Boyer y Elliot (1982), ellos
proponen que en el estado inicial un cabalgamiento mayor se desplaza una
distancia So, montándose en la sección desde un horizonte de despegue a uno
superior cortando a través de una secuencia y generando una rampa en el
bloque yacente. Una nueva fractura se propaga desde la base de la rampa y
continúa por el nivel de despegue inferior por alguna distancia hasta que corta
hacia arriba de la sección donde se una con un cabalgamiento mayor pre-
existente. Durante el siguiente intervalo de tiempo, la nueva fractura se
desplaza (S2), el segmento de la falla superior permanece fijo, entonces atrás y
en frente del nuevo horse el cabalgamiento mayor se desplaza una distancia
So+S1. En otras palabras cuando el desplazamiento es transferido a la falla
nueva e inferior y una porción del cabalgamiento mayor queda desactivado,
corriendo pasivamente dentro de la hoja creciente de thrust. El estilo de
propagación dentro del duplex también es conocido como de piggy-back. En el
nuevo horse, la porción inactiva del cabalgamiento mayor y la secuencia
superior a duplex se pliega sobre la rampa del bloque yacente. El movimiento
es transmitido de nuevo a otra falla y el proceso se repite.
Los cabalgamientos ocurren comúnmente en secuencias que se propagan
hacia delante, en los cuales cabalgamientos jóvenes cargan en su espalda
fallas generadas con anterioridad, a estas secuencias se le denomina de piggy
back o de rompimiento hacia delante break-forward; adicionalmente, estas
fallas anteriores son plegadas por los cabalgamientos más jóvenes que se
desarrollan bajo ellas. Algunas veces sin embargo, se desarrolla un
cabalgamiento que se propaga por gran extensión y luego estructuras se
desarrollan en el bloque colgante hacia atrás con el tiempo, a estas secuencias
se les denomina secuencia de rompimiento trasero o break-back. La secuencia
de deformación progresando hacia delante es la que se acepta generalmente
como una secuencia normal en un cinturón de cabalgamiento. Algún
cabalgamiento que no es parte de esa secuencia como retrocabalgamientos o
257
formado en la parte posterior luego que la secuencia progradó hacia delante, se
dice que está fuera de secuencia (out of sequence). El termino fuera de
secuencia entonces se aplica para un cabalgamiento que no ocurre en la
secuencia donde debiera o para una serie de cabalgamientos que rompen
hacia atrás e incorpora una serie de estructuras.
-Pliegues relacionados a las fallas- Tradicionalmente se consideran tres tipos
de plegamiento asociado con cinturones plegados y fallados de piel delgada
(Fig 110).
1) Plegamiento por flexura de la falla (Fault bend folding).
2) Plegamiento por propagación de la falla (Fault propagation folding)
3) Plegamiento de despegue (Detachment or Decollement folding).
Linea Tip“ ”
PLIEGUE POR PROPAGACIÓN DE FALLA
PLIEGUE POR DESPEGUEC
B
A
Figura 110. Esquema de los diferentes tipos de geometrías de cabalgamientos
por propagación de fallas. (ref21).
258
Cuando una secuencia ubicada sobre el cabalgamiento se mueve sobre una
rampa forma necesariamente pliegues con una forma característica de cabeza
de serpiente esta estructura se denomina Pliegue por flexura de la falla (Fault
bend fold). Esto produce pliegues trapesoidales (kink folds) o en caja (box folds)
(dependiendo de la forma de la trayectoria y de la cantidad de desplazamiento
del cabalgamiento), las geometrías que pueden ser usadas para determinar en
la forma en profundidad y construir las secciones fueron propuestas por Suppe
(1983). Los pliegues de despegue se forman sobre una capa dúctil o superficie
de despegue (ejemplo: shale, sal o yeso) y no tienen raíz, además de no estar
asociados con una rampa en la trayectoria de la falla de cabalgamiento, sino
que ocurren cuando el extremo de la terminación de la falla corre paralela a las
capas. Algunas veces las capas se pliegan de forma isoclinal en el pliegue de
un anticlinal formando un pliegue en caja (box fold) o pliegues chevron estos
pliegues se conocen también como lift-off folds.
-Dirección de movimiento de los cabalgamientos- El movimiento en un
cabalgamiento puede ser determinada por:
1- La regla del arco y la flecha (bow and arrow): en vista de planta las fallas
de cabalgamiento son comúnmente curvas y la dirección de movimiento
es generalmente normal a la línea que conecta las terminaciones del
arco, o sea en dirección de la flecha.
2- El movimiento es normal a las rampas frontales y a los pliegues
normales del sistema de cabalgamiento.
3- El movimiento es paralelo a las rampas laterales y a los pliegues
asociados.
4- El movimiento puede ser determinado por estrías y otros lineamientos
del plano de falla.
5- En regimenes de cabalgamiento dúctiles los pliegues se formaran
inicialmente paralelo al frente de cabalgamiento pero la deformación
259
subsecuente los rotará y tenderán a ser paralelos a la dirección de
transpórte.
La correcta determinación de la dirección del transporte tectónico es esencial
para ubicar una sección, la cual siempre debe ser paralela a esa dirección,
pues allí no debería existir cambio de volumen y por consiguiente de área, o
sea perfecto strain plano.
-Reglas básicas para fallas de cabalgamiento- Algunas reglas básicas que
gobiernan la geometría y la cinemática de las fallas de cabalgamiento pueden
ser formuladas para ayudar en el análisis de terrenos compresionales y la
construcción de secciones balanceadas.
1- Cabalgamientos ponen rocas viejas sobre rocas jóvenes (a menos que
estos se desarrollen en capas plegadas).
2- Los cabalgamientos levantan una sección estratigráfica en la dirección
de transporte (a menos que estos se desarrollen en capas plegadas).
3- Los cabalgamientos se propagan en la dirección de movimiento.
4- En un sistema de cabalgamiento topográficamente alto pero viejo, los
cabalgamientos son cargados en la espalda (piggy-back) de una falla de
cabalgamiento más baja y más joven.
5- Las fallas más altas (viejas) se pliegan cuando las fallas más jóvenes
que están por debajo suben una rampa.
6- Los ángulos de corte de las rampas son generalmente entre 15° y 30°.
Rampas frontales de mayores ángulos no se desarrollan pues ellas solo
acomodan un desplazamiento limitado.
Estas reglas básicas han sido probadas en muchos cinturones de
cabalgamiento, pero ocasionalmente algunas son invalidadas, ejemplo: se
puede observar que un cabalgamiento tardío puede cortar por atrás estructuras
formadas anteriormente, a este efecto se le denomina fuera de secuencia como
260
lo anotamos anteriormente y las reglas 4 y 5 pueden quedar invalidadas por
este cabalgamiento. La correcta identificación de la secuencia de
cabalgamientos es esencial para establecer un orden de fallamiento para el
balanceo de secciones.
Sistemas de fallas de rumbo: Las fallas de rumbo (strike-slip faults) se
asocian usualmente con movimientos de placas y pueden ser clasificadas en
dos grupos mayores: Fallas Transformantes (Transform Faults) asociadas con
límites de placa, estas estructuras penetran toda la litosfera, y fallas
transcurrentes (Transcurrent Faults) las cuales están confinadas a la corteza y
son generalmente de carácter intracontinental.
Hay un tercer grupo adicional de fallas de rumbo asociadas con la transferencia
del desplazamiento de sistemas extensionales o de cabalgamiento. Estas
tienen una extensión y profundidad limitada. Las fallas de rumbo se asocian con
deformación rotacional que caracteriza las estructuras de este tipo de
fallamiento que forma arreglo de pliegues en-echelón y fallas de segundo
orden. Secciones a través de fallas de rumbo muestran rápidos cambios en el
estilo estructural a lo largo del rumbo.
Movimientos oblicuos a lo largo del rumbo producen movimientos
compresionales a lo largo de la falla de rumbo (Transpresión) o extensión a lo
largo de la zona de falla de rumbo (Transtensión) (Fig 111).
261
Figura 111. Evolución de sistemas transtensivos y transpresivos. (ref 21).
Las Cuencas sedimentarias se pueden formar por extensión localizada a lo
largo de sistemas de fallas de rumbo. Estas cuencas son generalmente
pequeñas y complejas comparadas con las cuencas de rift o de margen pasivo.
Una cuenca puede experimentar acortamiento y extensión durante su evolución
en una zona de falla de rumbo y característicamente una parte del sistema de
fallas puede sufrir extensión mientras que otra parte puede sufrir compresión.
Fallas de rumbo son comúnmente encontradas en regiones de tectónica activa
y las cuencas pueden sufrir extensión e inversión en el mismo sistema de fallas.
-Rasgos geométricos de sistemas de falla de rumbo- Sistemas de fallas de
rumbo se caracterizan por un estilo estructural característico y una asociación
de estructuras relacionadas. Estas han sido interpretadas en términos de la
clásica elipse de infinito stress de Wilcox (1973). Para el primer incremento de
deformación a lo largo de un segmento (PDZ o cizalla Y) de falla de rumbo
unas estructuras características de estructuras relacionadas se desarrollan.
Cizallas R1 y R2 se ocurren en respuesta de la cizalla con respecto a los
262
principales esfuerzos σ1 y σ3. R1 es una cizalla sintética orientada de 15° a 20°
del segmento PDZ mientras que R2 es una cizalla antitética típica orientada
entre 72° y 75° de la PDZ. Una cizalla P comúnmente se desarrolla a ángulos
bajos (15° a 20°) de la PDZ como consecuencia de la rotación de los ejes de
los esfuerzos principales. Otras estructuras menores encontradas en un
segmento recto de las fallas de rumbo son fallas extensionales menores
perpendiculares a σ3 y fallas de cabalgamiento menores y pliegues
perpendiculares a σ1. Nótese que estas relaciones angulares solamente
ocurren para el primer incremento de deformación cuando se incrementa el
desplazamiento en la falla de rumbo principal estructuras formadas en los
estados iniciales rotaran hacia la falla principal o en contra de ella. (Fig 112).
45- /2
45- /2
Falla de basamento
Cizalla sintéticaRiedel
Esfuerzo máximo compresivo σ1
Cizalla antitética
Figura 112. Esquema de los diferentes tipos de geometrías de fallas de rumbo.
(ref21).
-Ejemplos de sistemas de fallas de rumbo- Fallas de rumbo en secciones
sísmicas se caracterizan por complejas arquitecturas en flor que varían desde
simples segmentos a ramas apretadas que son verticales o de alto ángulo,
arreglos de ramas abiertas hacia arriba que muestran desplazamientos
extensionales dominantemente (Estructuras en flor negativa o de Tulipán) ó
263
dominantemente de ángulo alto y desplazamientos inversos (Estructuras en flor
positivas o estructuras de árbol de palma).
Es común dentro de un sistema de fallas de rumbo encontrar desplazamientos
extensivos y compresivos en arreglos de fallas menores. Sin embargo se debe
tener cuidado en la interpretación de desplazamiento de fallas de rumbo
basado en la ocurrencia de estructuras en flor en una sección sísmica debido a
que inversión de fallas también produce estas geometrías (Fig 113).
Fallas de rumbo en vista de planta o en afloramiento se caracterizan por estar
segmentadas a lo largo del rumbo comúnmente por pequeños desplazamientos
de segmentos individuales por fallas en-echelón. En echelón pliegues o fallas
de cabalgamiento también pueden ser encontrados. Donde las fallas de rumbo
se curvan ellas forman una curva de relajación (Releasing bend) o una curva de
resistencia (Restraining bend) (Fig 114). En estas áreas se pueden desarrollar
zonas de compresión o zonas de extensión. Si la falla de rumbo es
segmentada con una distancia significativa entre los extremos de los
segmentos hay que considerar si estos se traslapan forman un step-over o si no
se traslapan se pueden forman jogs. Cuando el sistema se desplaza en las
zonas entre segmentos se formarán Jogs/Step-overs de relajación o Jogs/Step-
overs de resistencia, con zonas de extensión o compresión dependiendo del
sentido de desplazamiento del sistema.
264
CURVA DE CONTRACCIÓN
CURVA DE RELAJAMIENTO
DOBLE CURVA DE RELAJAMIENTO
DOBLE CURVA DE CONTRACCIÓN
Figura 113. Esquema de los diferentes tipos de geometrías de curvas en fallas
de rumbo. (ref21).
Los rasgos estructurales más significativos de sistemas de fallas de rumbo son:
-Fallas de Rumbo rectas-
• Zonas principales de desplazamiento PDZ o fracturas Y
• -Zonas de cizalla de Riedel R1 y R2.
-Cizalla Sintética P
• -Grabens romboidales locales paralelos a PDZ.
265
• Lomos (Push-up o Pup-up structures) romboidales paralelos a PDZ
• Estructuras en flor Positivas y Negativas a lo largo del rumbo (Fig 112). A
B
Figura 114. Esquema de los diferentes tipos de geometrías en flor para fallas
de rumbo. (ref21).
-Curvas de relajación (Realising bends)-
• Cuencas romboidales de tracción (pull-apart)
• Fallas extensionales en-echelon.
• Estructuras en flor negativa (estructuras de Tulipan)
• Trazas sigmoidales de fallas de Riedel.
-Curvas de Resistencia (Restraining bends)-
• Lomos (pup-up) sigmoidales sobre la curva
• Estructuras de flor positivas (structuras en palma)
• Trazas sigmoidales de fallas de Riedel.
• Fallas de extensión hacia fuera del lomo y cizallas Riedel dentro del Lomo.
• Plegamiento en el Lomo.
266
-Modelamiento Experimental en sistemas de fallas de Rumbo- En medios
homogéneos sin fallas pre-existentes de basamento, deformación de rumbo
resulta de situaciones de esfuerzo donde el eje intermedio principal de esfuerzo
σ2 es vertical y un par de fallas Andersonianas de rumbo acomodan el strain no
rotacional. Sin embargo, generalmente fallas de basamento están involucradas,
estas se reactivan y sobre ellas una zona de strain rotacional se acomoda en
una variedad de en-echelón estructuras tales como Riedels, fallas normales,
cabalgamientos y pliegues. A continuación se muestra la relación entre estas
fallas y las estructuras de acomodación.
--Pliegues-- Dos tipos principales de pliegues se pueden observar en zonas
afectadas por fallamiento en rumbo: pliegues drape que se forman por
levantamiento de un bloque de basamento y son usualmente paralelos a la falla
de rumbo principal y pliegues de arrastre o drag que se disponen de forma
oblicua a la falla en basamento y generalmente ocurren como sistemas en-
echelón; sin embargo con el incremento de desplazamiento tienden a ubicarse
paralelos a la falla principal.
--Cuencas de tracción y Lomos de Falla-- Las cuencas de tracción se
desarrollan en Jogs o Step overs a lo largo de una falla de rumbo de
basamento. Las cuencas activas se caracterizan por fallas aisladas que limitan
una depresión la cual es rellena por sedimentos lacustres, aluviares o
evaporíticos.
Estructuras de lomo de falla son complejas estructuras falladas y plegadas que
se desarrollan en curvas de resistencia de una falla de rumbo (o en jogs o step-
overs entre las terminaciones de dos fallas de rumbo). Incremento en la
deformación causa que las fallas que limitan el lomo desarrollen cizallas
secundarias internas sintéticas y antitéticas al movimiento principal (Fig 115).
267
(a)
(b)
(c)
(d)
Figura 115. Esquema de los diferentes tipos de geometrías de formación de un
lomo de presión. (ref21).
--Desplazamiento oblicuo a lo largo de la falla de basamento-- este
desplazamiento produce estructuras en flor abiertas y cerradas en zonas con
local compresión y extensión en una falla de rumbo. En vista de planta la
configuración de las fallas en-echelón es diagnostico de la componente en
rumbo, como lo muestra la siguiente figura donde se ve los patrones de falla de
movimientos de basamento con diferente tasa de desplazamiento en
rumbo/desplazamiento vertical.
268
--Desplazamiento de Rumbo Distribuido-- Algunas áreas se caracterizan por
cizallamiento regional que envuelve desplazamiento de rumbo distribuido sobre
un número de fallas de basamento, aquí interviene un estilo de dominó, donde
los bloques son limitados por fallas antitéticas que pueden acomodar
considerable deformación de cizalla por rotación. Evidencia de estos
mecanismos viene de mecanismos focales de terremotos y determinaciones
paleomagnéticas de rotación de bloques.
--Acortamiento Oblicuo (Transpresión)-- El término transpresión como se
mencionó anteriormente se utiliza para describir un estado intermedio entre
compresión y transcurrencia, generando una zona con cizalla oblicua.
Foliaciones, pliegues y fallas inversas forman ángulos bajos con los límites de
la zona de cizalla y fracturas de tensión y fallas normales ocurren a ángulos
altos. Las cizallas de Riedel se forman a ángulos más altos que en cizalla
simple de tal manera que fracturas antitéticas se desarrollan en ó más allá de la
zona normal. Engrosamiento vertical sugiere que desplazamientos inversos
tienden a dominar sobre desplazamientos normales.
--Extensión Oblicua (Transtensión)-- El término transtensión como se utiliza
para describir un estado intermedio entre extensión y transcurrencia, generando
una zona con cizalla oblicua. Foliaciones, pliegues se forman ángulos altos con
los límites de la zona de cizalla y fracturas de tensión y fallas normales ocurren
a ángulos bajos a subparalelos. Adelgazamiento vertical sugiere que
desplazamientos inversos tienden a dominar sobre desplazamientos normales.
Generación de hidrocarburos y hábitat en relación con fallas transcurrentes: Hay varios factores que se deben tener en cuenta, algunos de
los cuales están a favor aunque otros estén en contra.
269
Pros:
1- Los depósitos syn-sedimentarios (lentos) en fallas de rumbo usualmente
contribuyen a un complejo y único marco paleogeográfico y
paleotectónico de tal manera que en ambientes adyacentes al mar hay
un alto grado de confinamiento dando lugar a la generación (abundante
cantidad de algas), acumulación (ambientes euxínicos), y preservación
(no hay corrientes marinas transcurrentes) de la materia orgánica. Bajas
tasas de subsidencia y falta de influjo de material clástico resulta en
zonas extremadamente ricas con concentración de rocas fuente.
Posterior sedimentación de clásticos finos a evaporitas puede proveer
una excelente cobertera así como también contribuye la dolomitización
de carbonatos, si existen. La complejidad estructural en los bordes
semicirculares de los grabens (arreglos en forma de escalera) puede
ayudar a la construcción de arrecifes. Condiciones ideales entonces
podrían crearse para la acumulación de hidrocarburos, especialmente si
la red de fracturas abre los caminos de migración en el momento exacto.
2- Cizallamiento Sintectónico (intenso), combinado con algo de extensión
puede resultar en tasas de subsidencia relativamente altas, con el
resultado de acumulación de gran espesor de sedimentos en cuencas de
tracción por ejemplo, pues las cuencas actúan como una trampa de
sedimentos de cinturones orogénicos cercanos o lejanos.
3- Como el cizallamiento ocurre más frecuentemente a lo largo de antiguas
estructuras rejuvenecidas, habitats incipientes como altos sincrónicos
(Scholten) pueden existir al momento exacto para atrapar hidrocarburos
mientras estos son generados.
4- La deformación sintectónica podría ser proyectada a lo largo de los
sistemas de rumbo (mega-cizallas), dentro de partes interiores de áreas
270
de escudo, muy lejos de cinturones bien conocidos. Habitas
estructurales en la forma de arcos alongados así como grandes lomos
planos podrían estar generando en zonas desconocidas.
5- Como las fallas de rumbo tienen a menudo periodos de vida repetidos,
varios tipos de habitats se pueden generar en la misma columna vertical.
Habitas amalgamados (stack) se pueden deber también al hecho que las
fallas de cizalla (verticales principalmente) cortan a lo largo de toda la
secuencia sedimentaria, iniciando cierres a muchas profundidades
diferentes.
6- La ubicuidad de fracturas extensionales (presentes aun bajo condiciones
transpresivas) podría: - abrir caminos de migración, conectando
usualmente rocas fuente profundas con reservorios superiores,
contribuyendo a formar acumulaciones superficiales de aceites maduros.
– Incremento del flujo de calor que podría mejorar la maduración, aun
crear madurez temprana y superficial. – El proceso de fallas de rumbo
promueve la fracturación, incrementando el volumen de la porosidad, lo
cual puede resultar en extensos reservorios en posiciones de fondo de
cuenca (sinclinales) donde antiguos rifts están frecuentemente
escondidos.
Contras:
1- Fracturas abiertas o extensionales representan un real peligro para el
escape de hidrocarburos, aun al tiempo de la formación (desmigración a
la superficie) o en un estado posterior.
2- Cinturones antiguos débiles debido a la repetida reactivación tectónica
son muy vulnerables a la erosión.
271
3- El incremento de flujo de calor, capaz de generar condiciones de
madurez a profundidades superficiales, podría causar sobre madurez a
profundidades normales.
4- Las espesas secuencias sedimentarias de cuencas con rápida
subsidencia y con aportes de cercanos levantamientos activos, pueden
ser caóticas; los cuerpos clásticos inmaduros y discontinuos y las arenas
pobremente seleccionadas. Fuerte tectonismo syn-sedimentario puede
también causar cierres estructurales dispersos y de pequeños tamaños,
por lo tanto habitats dispersos son frecuentes en esas cuencas que
subsiden muy rápido.
