Geologia Estructural Hans Niemeyer

142
 APUNTES DE GEOLOGIA ESTRUCTURAL PRIMERA PARTE: ESTRUCTURAS FRAGILES HANS NIEMEYER RUBILAR Antofagasta Julio de 1999

Transcript of Geologia Estructural Hans Niemeyer

  • APUNTES DE GEOLOGIA ESTRUCTURAL

    PRIMERA PARTE: ESTRUCTURAS FRAGILES

    HANS NIEMEYER RUBILAR

    Antofagasta Julio de 1999

  • INDICE

    INTRODUCCON 1

    CAPTULO 1. EL STRESS EN LAS ROCAS 3 Definicin 3

    Unidades de medida 4

    Notacin 5

    Componentes del stress 7

    Stresses principales y elipsoide de stress 10

    Stress medio y stress desviatorio 12

    Representacin de stresses mediante crculos de Mohr 13

    Campo del stress 17

    Stress litosttico 18

    Stress tectnico 19

    Aclaracin de nomenclatura 20

    Bibliografa 21

    CAPTULO 2. FRACTURAS: FALLAS Y DIACLASAS 22 Definicin 22

    Fallas 23

    Clasificacin de Fallas 26

    Rechazo en fallas transnacionales 26

    Tipos de fallas transnacionales 32

    Fallas extensionales y Fallas contraccionales 34

    Pliegues de arrastre 34

    Fallas rotacionales 35

    Fallas lstricas 36

    Fallas de crecimiento 37

  • Vetas 39

    Tipos de vetas con rellenos de fibras 40

    Vetas en echelon 41

    Diaclasas 43

    Clasificacin de diaclasas 43

    Intensidad del diaclasamiento 45

    Edad relativa de distintos sistemas de diaclasas 47

    Rasgos fisiogrficos relacionados con fallas 49

    Escarpe de falla 49

    Escarpe de lnea de falla 51

    Bibliografa 52

    CAPTULO 3. SISTEMAS DE FALLAS EXTENSIONALES 53 Definicin 53

    Ambientes tectonicos de los sistemas extensionales 55

    Fallas extensionales en perfil 55

    Fallas planas no rotacionales 55

    Fallas planas rotacionales 59

    Fallas lstricas 60

    Combinacin de fallas planas 64

    Casos ms complicados en perfil 65

    Fallas extensionales segn el rumbo 66

    Segmentacin de fallas normales 66

    Zonas de transferencia 67

    Rampas de relevo 69

    Calculo de la magnitud de la extensin 70

    Fallas planas no rotacionales 70

    Fallas planas rotacionales 71

    Bibliografa 72

  • CAPTULO 4. SISTEMAS DE FALLAS CONTRACCIONALES 73 Definicin 73

    Conceptos generales 73

    Caractersticas de un cinturn de plegamiento y sobrescurrimiento 75

    Geometra bsica 76

    Pliegues por cambio de manteo de una falla inversa 80

    Relaciones angulares 80

    Evolucin de los pliegues 83

    Imbricaciones y fallas fuera de secuencia 84

    Geometra generada por sobrescurrimientos mltiples 85

    Bibliografa 86

    CAPTULO 5. SISTEMAS DE FALLAS DE RUMBO 87 Definicin 87

    Caractersticas generales 87

    Estructuras secundarias 88

    Deslizamiento paralelo 89

    Deslizamiento convergente 92

    Deslizamiento divergente 94

    Variaciones en la forma de la traza de una falla de rumbo 94

    Las fallas de rumbo en el contexto de la Tectnica de Placas 96

    Fallas transcurrentes 97

    Fallas transformantes 99

    Rasgos morfolgicos 100

    Las fallas de rumbo en Chile 101

    Bibliografa 104

  • CAPTULO 6. MECANICA DEL FALLAMIENTO 105 Crculos de Mohr aplicados al callamiento 105

    Ecuaciones de los crculos de Mohr 105

    Demostracin de los crculos de Mohr 108

    Convenciones de los ngulos 109

    Significado del punto opuesto en el circulo de Mohr 110

    Valores mximos del stress tangencial 110

    Criterios de fractura 112

    El criterio Navier-Coulomb 112

    Fallas conjugadas 114

    Envolventes de Mohr 118

    Criterio de Griffith 119

    Influencia de la presin de fluido en el fracturamiento 121

    Diferentes tipos de fracturas 123

    Bibliografas 125

    CAPTULO 7. ANLISIS ESTRUCTURAL DE LA DEFORMACION

    FRGIL 126 Indicadores cinemticos 126

    El Datum 130

    Mtodo de Anderson 130

    Mtodo simplificado de los planos de movimiento 133

    Mtodo de los diedros 136

    Bibliografa 138

  • CAPITULO 1:EL STRESS EN LAS ROCAS

    El stress es el causante de la deformacin de las rocas.

    Definicin: El stress es un tipo de fuerza que depende de la extensin de la superficie sobre lacual acta esa fuerza:

    Stress = FuerzaSuperficie

    Este concepto corresponde al de una presin. Como la fuerza es una cantidad vectorial, el stresstambin lo es, lo cual quiere decir que debe especificarse su magnitud, direccin y sentido.

    El stress es una medida de cmo se reparte una fuerza al aplicarla sobre una superficie (figura1.1). Un ejemplo sencillo del significado de una fuerza repartida en una superficie est dado por unhombre que camina sobre nieve blanda: cuando lo hace con zapatos se hunde, porque su peso seaplica sobre una superficie muy reducida, la suela de sus zapatos. En cambio si lo hace sobreesques o raquetas, el peso se distribuye sobre una mayor superficie y, por lo tanto, no se hundir.

    Figura 1.1: Una misma fuerza F actuando sobre dos superficies diferentes, genera stressesdiferentes. En (a) el stress es menor que en (b) porque la superficie en que se reparte la fuerza Fes mayor en el primer caso.

  • Para analizar los stresses que actan sobre un cuerpo, no es necesario que la superficie existamaterialmente, sino que puede ser cualquier superficie arbitrariamente definida al interior de uncuerpo (figura 1.2).

    Figura 1.2: El anlisis de stress no debe obligatoriamente realizarse sobre superficies materialestales como la cara ABCD del cubo. Efectivamente, la misma fuerza F puede imaginarse actuandosobre los planos potenciales AEFD o GHIJ.

    Unidades de medida: La unidad SIU ( Sisteme International dUnits), que rige desde 1974, es elPascal (Pa):

    1Pascal = 1newtonmetro( )2

    Debido a que los stresses en la Corteza terrestre son de gran magnitud, se usa el Megapascal(Mpa):

    Anteriormente al establecimiento de las unidades SIU, se usaba como medida de stress el bar y elkilobar. Estas unidades se encuentran a menudo en la literatura geolgica y sus equivalencias conlas unidades SIU son:

    1 106Megapascal Pascales=

  • 1 Megapascal=10 baresen que:1bar 1kg cm( )2 1atmsfera

    Notacin del stressSea un cuerpo con una superficie a, sobre el cual se aplica la fuerza F . A sta se asocia un stress Scuya magnitud es:

    S = Fa

    Este stress puede descomponerse en un stress normal sn, y un stress tangencial o de cizalle trespecto de la superficie (figura 1.3). La convencin de signos para los stresses generalmenteusada en Geologa Estructural es la siguiente:

    Figura 1.3: Una fuerza F actuando sobre la superficie a de un cuerpo, origina un stress S=F/a.La fuerza puede descomponerse en Fn= fuerza normal y Ft= fuerza tangencial o de cizalle,cada una generando respectivamente un stress normal s = Fn/a y t = Ft /a .

    -El stress normal sn es positivo (+) cuando est dirigido hacia el cuerpo, y negativo (-) cuando sealeja del cuerpo (figura 1.4a).

  • -El stress de cizalle t es positivo (+) cuando se dirige hacia la izquierda y negativo (-) cuando sedirige hacia la derecha (figura 1.4b).

    Figura 1.4: Convencin de signos para stress usada en Geologa Estructural. (a) Stress normal scon sus respectivos signos. (b) Stress tangencial o de cizalle t con sus convenciones de signos.Aunque la magnitud de los stresses es difcil de cuantificar en Geologa Estructural, es posible enmuchos casos establecer su direccin y sentido. En figura 1.5 se ilustra el caso sencillo de una fallainversa que afecta estratos horizontales. Efectivamente, en esta situacin es razonable realizar unadescomposicin del vector stress de tal forma que resulte un movimiento de cizalle compatible conel desplazamiento o rechazo de la falla. La existencia de la falla puede ser atribuida, entonces, alstress de cizalle t.

  • Figura 1.5: Ejemplo sencillo que ilustra el anlisis de stress actuando sobre una falla inversa queafecta a un estrato horizontal.

    Componentes del stress

    Para describir el stress que acta sobre un cubo, se puede descomponer el stress total segn lasdirecciones de un sistema coordenado (x,y,z), figura 1.6a. Descompngase primero la parte delstress total que acta sobre la cara del cubo que corta al eje z (figura 1.6b). Si se denomina Sz aese stress, se observa que puede descomponerse en un stress normal sz y un stress de cizalle tz,pudiendo este ltimo descomponerse a su vez en tzx y tzy, segn las direcciones de x e y,respectivamente. As se tendrn nueve componentes de stress actuando sobre las tres caras delcubo que cortan a los ejes x,y,z respectivamente. Ellos pueden ordenarse en una matriz comosigue:

  • Figura 1.6: Stresses actuando sobre las caras de un cubo. (a) Sea una porcin cbica de rocareferida a un sistema coordenado x,y,z. (b) Descomposicin del stress Sz que acta sobre la caradel cubo que corta al eje z. Se descompone en un stress normal sz y dos stresses tangenciales tzx ytzy.

    sx txy txzComponentes del stress

    = tyx sy tyzen tres dimensiones

    tzx tzy sz

  • Resaltamos que la notacin para los componentes tangenciales del stress es:

    tzx

    eje normal eje paralelo al plano a la direccin de cizalle

    Considrese el caso ms sencillo de un estado de stress bidimensional como el que aparece enfigura 1.7, con un cuadrado convenientemente orientado segn un sistema de coordenadas (x,y).La matriz que describe ese estado de stress consta de cuatro trminos:

    Componentes del stress sx txy =en dos dimensiones tyx sy

    Figura 1.7: Stresses actuando sobre las caras de un cuadrado. Sea un cuadrado referido a unsistema coordenado x,y. Se muestran los stresses normales y stresses tangenciales que actansobre las respectivas caras del cuadrado, y que mantienen el cuadrado en equilibrio.

  • Para que el cuerpo permanezca en equilibrio, debe cumplirse la siguiente condicin:txy=tyx.De estemodo, se tiene que los componentes de stress tangencial no son independientes, bastando slo trescomponentes para definir el estado de stress bidimensional. Extrapolando la condicin deequilibrio a tres dimensiones, se deduce que slo se necesitan seis de los nueve componentes paraespecificar totalmente el estado de stress sobre las caras de un cubo.

    Stresses principales y elipsoide de stress

    Por razones de simplicidad, en vez de usar un sistema coordenado (x,y,z) arbitrario, se puedeelegir un sistema coordenado (a,b,c) que cumpla la condicin de que los stresses de cizalle segnlos planos del sistema coordenado sean nulos:

    tab = tbc =tca = 0De esta manera, la matriz de stress en este nuevo sistema coordenado se simplifica notablemente:

    sa 0 0Matriz de stress

    = 0 sb 0en tres dimensiones

    0 0 sc

    Los stresses normales sa , sb y sc se denominan stresses principales y usualmente se anotan como:s1 > s2 > s3

    Los planos (s1, s3), (s1, s2) y (s2, s3) se denominan planos de stresses principales, y poseen lapropiedad de que a lo largo de ellos no ocurre cizalle. Podemos de esta manera definir unelipsoide de stress (figura 1.8), que describe de manera sencilla el estado de stress que acta sobreun determinado cuerpo.

  • Figura 1.8: Elipsoide de stress con ejes s1 > s2 >s3. Los planos (s1, s2), (s2, s3) y (s1, s3) sonlos planos principales del stress y paralelamente a ellos no ocurre stress de cizalle, por definicin.

    Segn el valor absoluto que tomen los stresses principales, se distinguen los siguientes estados destress:

    -Stress triaxial : los tres stresses principales son distintos entre s: s1 s2 s3.

    -Stress biaxial:: slo dos de los stresses principales son distintos entre s: s1 s2 = s3.

    -Stress uniaxial:: es un caso especial de stress biaxial en que: s1 s2 = s3 = 0

    Stress medio y stress desviatorio

    Se define como stress medio s al promedio aritmtico de los stresses principales:

    s = (s1 + s2 + s3)/ 3

  • En un estado de stress biaxial definido por s1 s3, el stress desviatorio es la diferencia entre elstress principal s1 y el stress medio ( `s = s1 + s3 / 2):

    s1 = | `s - s1 |

    Son precisamente los stresses desviatorios los que producen la deformacin en las rocas, ya que sise cumpliera s1 = s3, el stress tendra un carcter hidrosttico y slo se producira un cambio devolmen.

    Representacin de stresses mediante crculos de MohrTanto los stresses principales como los stresses normales y de cizalle pueden representarse en ungrfico cartesiano mediante crculos de Mohr, una ingeniosa construccin geomtrica que debe sunombre a su inventor, Otto Mohr, un ingeniero alemn. En el Problema 1.1 se realiza laconstruccin de dichos crculos, dejando su demostracin matemtica para el Captulo 6.

    Problema 1.1Sea un estado de stress triaxial: s1=12 MPa, s2=6 MPa y s3=2 MPa. Representar dicho estado destress en un diagrama ortogonal x=sn versus y=t, mediante crculos de Mohr. Los datos para laconstruccin se presentan en tabla 1.1.

    TABLA 1.1: DATOS DEL PROBLEMA 1.1___________________________________________________________________Plano centro radio___________________________________________________________________(s1, s2) 12+6/2=9 12-6/2=3

    (s2, s3) 6+2/2=4 6-2/2=2

    (s1, s3) 12+2/2=7 12-2/2=5___________________________________________________________________

  • Construccin:Sobre el eje de las x se plotean los stresses principales, para lo cual se elige una escala arbitraria enMPa. Seguidamente se dibujan los tres crculos que representan a cada uno de los planos de stressprincipales (s1, s2), (s1, s2) y (s2, s3), figura 1.9. Notar dos cosas:- Que al plotearse sobre el eje x, los stresses principales s1, s2 y s3 cumplen con la condicin deque sobre los planos de stress principales el stress tangencial t es nulo.- Que el radio de cada crculo de Mohr corresponde a su respectivo stress desviatorio, ya que porejemplo:

    s1 = |s1-``s|= s1-(s1+s3)/2= (s1-s3)/2= radio del crculo de Mohr

    Figura 1.9: Representacin del estado de stress mediante crculos de Mohr. Estado destress triaxial de Problema 1.1.

  • Con el problema anterior se ilustra la gran utilidad de los crculos de Mohr en la representacingrfica de los estados de stress que afectan a un cuerpo geolgico. En figura 1.10 se ilustran,mediante crculos de Mohr, cuatro estados de stress especiales. En 1.10a se representa un estadode stress uniaxial compresivo, caracterizado por s1 >0 y s3=0. En 1.10b se representa un estadode stress uniaxial tensional, con s1=0 y s3
  • Campo del stress

    La distribucin del stress al interior de un macizo rocoso se analiza realizando un mapeo de lamagnitud, direccin y sentido que toman los stresses principales en cada punto del cuerpo. Estadistribucin del stress al interior de un macizo se llama campo del stress .

    Se dice que el campo del stress es homogneo dentro de un determinado volmen de roca, si elelipsoide de stress tiene la misma forma y orientacin en cada punto de ese volmen. De locontrario, el campo de stress es heterogneo . La figura 1.11 ilustra el caso de un campo de stressinicialmente homogneo que se transforma en heterogneo por el efecto perturbador de una falla.

    Figura 1.11: (a) Campo de stress homogneo. (b) Modificacin del campo de stress anteriordebido al efecto perturbador de una falla.

  • Stress litostticoEl stress litosttico es aquel estado de stress originado exclusivamente por el peso de las rocas. Esequivalente al stress vertical sz que acta sobre una porcin de roca situada a una profundidad z,bajo una columna de densidad r(z). Se define por la siguente expresin:

    z=z

    sz = r(z) g dz z=0

    r(z)= funcin que describe la variacin de la densidad con la profundidadz = profundidadg = constante de gravedad

    Para calcular sz, debe conocerse la funcin r(z). Sin embargo, la expresin anterior se simplifica sise trabaja con la densidad promedio r

    sz = `r g z

    El Problema 1.2 ilustra la manera cmo se deduce la frmula del stress litosttico y su aplicacin aun ejemplo prctico.

    Problema 1.2Determine el stress litosttico en los primeros 1.000 m dentro de la Corteza terrestre, suponiendo

    una densidad promedio de 2 , 7g

    cm3

    para las rocas que abarcan ese intervalo.

    Se tiene que:

    sz =F /A = m g/A

    Siendo A la seccin basal de una columna z de 1.000 m de profundidad.

    Pero `r= m / V=densidad, de donde, despejando la masa m, se obtiene:

    m=`r A z

  • Reemplazando esta ltima expresin en la primera ecuacin, y simplificando, se obtiene la frmuladel stress litosttico:

    sz = `r z g

    Reemplazando los valores correspondientes en la ecuacin anterior, se obtiene:

    sz =2,7 g/cm3 9,8 m/seg2 1.000 m

    Llevando todas las unidades al sistema mks, se obtiene:

    sz = 2,7 10 kg/m3 9,8 m/seg2 103 m

    = 26,5 106 Pa = 26,5 MPa

    Stress tectnico

    Tal como su nombre lo indica, el stress tectnico es el resultado de la aplicacin de fuerzastectnicas, como las que se originan cuando dos placas litosfricas colisionan. Dado que lasuperficie terrestre se puede considerar como un plano de stress principal, es decir un plano a lolargo del cual no ocurre cizalle, existen dos posibles estados de stress tectnicos particulares enrocas cercanas a la superficie (figura 1.12):

    - Stress compresivo: en el cual s1 es horizontal y s3 vertical.

    - Stress tensional : en el cual s3 es horizontal y s1 vertical.

    En niveles estructurales profundos, como por ejemplo en sectores cercanos a la base de la Cortezacontinental, el elipsoide de stress tiene una orientacin cualquiera, originando un estado de stressgeneral.

  • Figura 1.12: Diferentes tipos de stresses tectnicos. (a) Stress tectnico compresivo con s1horizontal. (b) Stress tectnico extensivo con s3 horizontal. (c) Stress tectnico general conorientacin cualquiera del elipsoide de stress.

    Aclaracin de nomenclaturaCon el fin de evitar confusiones entre los trminos usados para el stress y los trminos usados parael strain, a continuacin se realiza la siguiente aclaracin de nomenclatura:

    TENSION STRESS(FUERZAS) COMPRESION

    EXTENSION STRAIN(DEFORMACION) ACORTAMIENTO

  • De este modo, tensin es un vector stress negativo, o que se aleja del cuerpo. Compresin es unvector stress positivo, que se dirige hacia el cuerpo. El trmino extensin se refiere a ladeformacin por estiramiento de un cuerpo. Acortamiento es una deformacin por contraccin deun cuerpo.

    BIBLIOGRAFIA

    Means,W.D. (1976). Stress and Strain. Basic concepts of Continuum Mechanics for Geologists.339 pgs. Springer Verlag, New York, USA. = Geologa Estructural, 518 pgs. Ediciones Omega.Means,W.D. (1990). Kinematics, stress, deformation and material behavior. Journal of StructuralGeology, Vol.12, N8, p.953-971.Hobbs,B.E. Means,W.P. y Williams,P.F. (1976). An outline of Structural Geology. 571 pgs. JohnWiley and Sons, Inc.

  • CAPITULO 2:FRACTURAS: FALLAS, DIACLASAS Y VETAS

    Definicin: Son superficies o planos de discontinuidad en la roca, a lo largo de los cualesse pierde la cohesin del material.

    Las fracturas son las estructuras ms frecuentes en la superficie de la Corteza terrestre. Sonobservables en cualquier afloramiento y en cualquier tipo de roca. El estudio de lasfracturas es de particular importancia porque afectan la resistencia de las rocas a losesfuerzos, y por lo tanto deben analizarse cuidadosamente cuando se trata de construccinde tneles, represas y otras obras de Ingeniera. Tambin la distribucin de las fracturascondiciona, en parte, el diseo de explotacin de una mina. Constituyen, adems, lugaresgeomtricos que controlan el emplazamiento de mineralizacin de rendimiento econmico,debido a lo cual deben tomarse como una variable importante en la exploracin deyacimientos.

    Cuando se presenta un desplazamiento medible a lo largo de un plano de fractura, esto es sila roca a un lado de la fractura se ha desplazado con respecto a la roca del otro lado de ella,la fractura se denomina falla. Se elige ms o menos arbitrariariamente un desplazamientomnimo de 0,5 mm para que una fractura reciba el nombre de falla. Por el contrario, si noocurre desplazamiento o si ste es demasiado pequeo para que sea visible, la fractura sedenomina diaclasa. Las vetas son fracturas rellenas con minerales secundarios tales comocuarzo, calcita, etc.

    Existe tambin una clasificacin de las fracturas de acuerdo a su modo de ruptura, queconsiste en: Modo I, Modo II y Modo III (figura 2.1). En el Modo I, el desplazamiento delos bloques es normal al plano de fractura. En el Modo II, el desplazamiento es paralelo alplano de fractura y normal al frente de propagacin de la fractura. En el Modo III eldesplazamiento de los bloques es paralelo tanto al plano de fractura como al frente de

  • propagacin de la fractura. Mientras el Modo I se denomina modo tensional, los modos IIy III corresponden a cizalle.

    Figura 2.1: Clasificacin de fracturas de acuerdo a su modo de apertura. La flecha largaindica la direccin y sentido de propagacin de la fractura. Las flechas chicas indican elsentido de movimento relativo de los bloques.

    FALLAS

    El predominio de la componente del movimiento paralelo al plano de falla o simpledeslizamiento no implica que no pueda existir otro tipo de componente segn la falla(figura 2.2). En efecto, en algunas fallas se desarrollan componentes de dilatacin o deconvergencia. En el primer caso, es frecuente observar crecimiento de fibras de calcita uotro mineral, que marcan la direccin de movimiento de los bloques, el cual es de carcterassmico. En el segundo caso el deslizamiento simple se encuentra acompaado de unafuerte aproximacin entre los bloques y aparece el mecanismo de solucin por presin. Sila roca es calcrea, se forman las llamadas slickolitas, que son estilolitas formadasdirectamente a consecuencia de la presin ejercida por el desplazamiento oblicuo de la falla.

    Definicin: Falla es una fractura planar a lo largo de la cual la roca se ha desplazadosegn una direccin que es generalmente paralela al plano de ruptura, como consecuenciade la aplicacin de un stress de cizalle.

  • Figura 2.2: Movimiento a lo largo de una falla F. (a) Movimiento paralelo. (b)Movimiento con componente de dilatacin. (c) Movimiento con componente convergente.

    En rigor, es frecuente que no se observe un plano de falla definido, sino que ms bien unaZona de falla , que puede consistir en muchas superficies de falla anastomosadas. Una zonade falla puede tener entre algunos metros y muchas decenas de metros de ancho. Enlongitud, una zona de falla puede tener hasta varios cientos de kilmetros ( e.g. la Falla deAtacama). En algunas zonas de falla ocurre un movimiento distributivo, cuando elmovimiento diferencial se realiza segn mtiples desplazamientos pequeos a lo largo deuna serie de fallas paralelas (figura 2.3).

    Figura 2.3: Movimiento distributivo a lo largo de una zona de falla.

  • Las zonas de falla suelen caracterizarse por la presencia de rocas de falla tales comobrechas de falla, cataclasitas o milonitas. Tambin, en niveles superficiales de la Corteza,puede presentarse material arcilloso denominado salbanda. Mientras los dos primeros tiposde rocas son propios de un comportamiento mecnico frgil en niveles estructuralessuperiores, el ltimo tipo aparece en zonas de falla originadas en niveles estructuralesprofundos, donde las rocas presentan comportamiento mecnico dctil. De este modo,dependiendo del nivel estructural donde nos encontremos, existe una transicin completadesde zonas de falla frgiles hasta zonas de falla dctiles, pasando por un comportamientointermedio frgil-dctil (figura 2.4). En una misma falla, la zona de falla tender aensancharse en profundidad al pasar de un comportamiento frgil a uno dctil. Elcomportamiento frgil se verifica en el dominio sismognico de la Corteza terrestre, entanto que el comportamiento dctil es assmico.

    Un sistema de fallas es un conjunto de fallas generadas en forma ms o menoscontempornea y que obedecen al mismo campo de stress.

    Figura 2.4: Transicin de zonas de falla frgiles hasta zonas de falla dctiles. (a) Frgil. (b)Frgil-dctil. (c) Semi-dctil. (d) Dctil. (1) Grietas de tensin.

  • Clasificacin de fallas

    La clasificacin ms til de las fallas en el dominio frgil es aquella basada en sudesplazamiento o rechazo. Se denomina rechazo de una falla al movimiento relativo, a lolargo del plano de falla, de dos puntos que originalmente se encontraban adyacentes. Sedistinguen fallas translacionales y fallas rotacionales. En las primeras la magnitud yorientacin del rechazo es el mismo en todas sus partes, y en las segundas, el rechazocambia segn la porcin del plano que se considere.

    En las fallas que presentan manteos menores que 90, es til tambin distinguir un bloquecolgante y un bloque yacente . Adems, la interseccin de la falla con la superficietopogrfica se denomina traza de la falla , de acuerdo a lo que se indica en figura 2.5.

    Figura 2.5: Bloques yacente y pendiente de una falla F. (1) Bloque yacente. (2) Bloquependiente. (3) Traza de la falla en terreno.

    Rechazo en fallas translacionales

    El rechazo de una falla no debe confundirse con la separacin (figura 2.6). Esta ltima esla distancia perpendicular entre las dos trazas de un plano marcador, medida sobre el plano

  • de falla (figura 2.6a). La separacin en el rumbo corresponde al desplazamiento aparentehorizontal que se observa en una capa marcadora, en tanto que la separacin en el manteocorresponde al desplazamiento aparente observable en un plano vertical que corta a la falla(figura 2.6a). Con una misma separacin existen mltiples posibilidades de rechazo (figura2.6b), por lo cual debe buscarse la determinacin precisa del vector rechazo.Figura 2.6: (a) Separacin S de una falla F. c corresponde a una capa marcadora. Sh y Sv

    corresponden respectivamente a la separacin horizontal y a la separacin vertical. (b)Mltiples posibilidades de rechazo con una misma separacin: PP1 , PP2, PP3, PP4, PP5,etc.(c) Solucin nica de rechazo PP1.En figura 2.6c se muestra el caso especial de un pez fsil que fue justo atravesado por unafalla, dejando la cola en un bloque y la cabeza en el otro. Dado que se tiene la certeza deque ambas partes estaban juntas al principio, en este caso la solucin del rechazo es nica, asaber PP1. El caso es extremadamente especial y slo sirve para ilustrar el concepto. En laprctica se recurre a rectas, construidas o materialmente existentes, que intercepten elplano de falla. Tales rectas pueden quedar definidas en terreno como sigue:- Dos planos que se interceptan (e.g. una capa y un plano que se interceptan).- Traza de un plano en otro (e.g. capas truncndose contra una discordancia).- Una recta estructural (e.g. eje de un pliegue).

  • - Rectas estratigrficas (e.g. un surco o groove-cast).En la figura 2.7a se indican dos bloques de roca desplazados paralelamente a un plano defalla F, que idealmente no han sido afectados por la erosin. Su rechazo es el vector XX yen este ejemplo PP=XX. El vector rechazo XX resulta de una recta que pincha a la fallaen los puntos X y X, respectivamente. En figura 2.7b se observa que la recta que pinchaqueda materializada por la interseccin de una capa que mantea al sur con un diquevertical.

    Figura 2.7: Dos bloques desplazados por una falla F. (a) Rechazo XX marcado por lospuntos de penetracin de una recta en el plano de falla. (b) Materializacin de la rectamediante la interseccin de una capa con un dique vertical. PP=XX. (c) Rechazo con suscomponenetes segn el rumbo y el manteo. Tambin se muestra el rake r.

  • En general, se tendr que el rechazo se puede determinar, mediante construccionesgeomtricas en los siguientes dos casos:

    - Se conoce rumbo y manteo de la falla, ms rumbo y manteo de dos planos marcadoresdesplazados por la falla.

    - Se conoce rumbo y manteo de la falla, ms el rumbo y manteo de un solo plano marcador.Adems es necesario, en este caso, conocer la direccin de movimiento, marcada por laestra de la falla.

    En el primer caso, el rechazo deducido corresponde al rechazo resultante, dado que la fallapuede haber tenido varios movimientos en direcciones diferentes. El segundo caso debeusarse con precaucin, dado que la estra slo podra estar indicando el ltimo movimientode la falla. Los mtodos de construccin geomtrica para la determinacin del rechazo deuna falla se ilustran en el Problema 2.1. El vector rechazo R puede descomponerse en unrechazo segn el manteo Rm y un rechazo segn el rumbo Rr (figura 2.7c). A su vez elrechazo segn el manteo puede descomponerse en un rechazo vertical Rv. En el Problema2.1 se determina el rechazo de una falla translacional con ayuda de la GeometraDescriptiva. El ngulo r que forma la estra de la falla con el rumbo del plano de falla,medido sobre el plano de falla, se denomina rake o barrido, y se usa en muchos problemasprcticos para definir la posicin de la estra en el espacio, ms que su rumbo y buzamiento.

    Problema 2.1: Falla translacionalEn una superficie sin relieve, una falla FF tiene una actitud de N90E/40S. Una veta derumbo N30W y manteo35NE aparece expuesta en A y A en los labios sur y norte de lafalla, respectivamente. Otra veta de rumbo N30E y manteo 60NW aparece en B y en B(figura 2.10). Se pide: (a) magnitud del rechazo, (b) el rumbo de la proyeccin horizontaldel rechazo, (c) buzamiento del rechazo y (d) movimiento relativo a lo largo de la falla,esto es determinar el bloque que subi.

    Construccin:

  • Trazar: AC y AC paralelas al rumbo N30W; BD y BD paralelas al rumbo N30E.Trazar: EE ^ BD, FF ^ AC y GG^FF. EE, FF y GG son rectas de abatimiento.Trazar: HH// EE, I I // FF y JJ// GG a la distancia h. HH, I I y JJ son rectascontenidas en un plano auxiliar que se ubica a una profundidad h por debajo del plano deldibujo.Trazar los respectivos manteos de los planos del problema: vetas y fallas. Trazar KO //FF. Desde L trazar una paralela a BD, que intercepte KO en P. Desde M trazar unaparalela a AC, que intercepte a KO en Q. KO, LP y MQ representan curvas de nivelde la falla y las vetas, vale decir que cada punto de estas rectas se encuentra situado a unadistancia h por debajo del plano del dibujo. Las intersecciones de las vetas con la falla, en elplano auxiliar, son Q y P. Rotar el plano de la falla hasta hacerlo coincidir con el plano deldibujo: tomar como recta de abatimiento FF. Desde R trazar RR // FF. El punto Q sedesplaza a Q y el punto P se desplaza a P, a consecuencia del abatimiento.

    Las rectas AQ y BP se interceptan en S. AS y BS representan las trazas de las vetas enel labio sur del plano de falla. Trazar AN // AS y BN // BS. Las rectas AN y BN seinterceptan en N, este punto representa la interseccin de las trazas de las vetas en el labionorte de la falla.

    (a) NS es la magnitud del rechazo.

    Dibujar AQ y BP, que se interceptan en S. AS es la proyeccin horizontal de la interseccinde la veta N30E con la falla. S es la interseccin de las vetas con el plano auxiliar, en ellabio sur de la falla. Trazar AN // AS y BN // BS, que determinan el punto N.

    (b) NS es la proyeccin horizontal del rechazo.Para determinar el buzamiento del rechazo, es necesario conocer la diferencia de cota paralos cuales N y S son las proyecciones horizontales. TU es la difererencia de cota entreambos puntos, a la escala del mapa.(c) El buzamiento del rechazo es de 40.(d) Movimiento relativo: el labio sur se movi hacia abajo.(e) El rake del rechazo es igual al ngulo FVS=79E.

  • Figura 2.8: Determinacin del rechazo de una falla translacional mediante geometradescriptiva, Problema 2.1.

  • Tipos de fallas translacionales

    Las fallas translacionales se clasifican, de acuerdo a su rechazo, en cuatro tipos principales:fallas normales, fallas inversas, fallas de rumbo y fallas con rechazo oblicuo (figura 2.9). Enlos dos primeros tipos el movimiento se realiza segn la direccin del manteo, en tanto queen el tercero, como su nombre lo indica, el movimiento es paralelo al rumbo de la falla. Lasfallas con rechazo oblicuo presentan movimiento compuesto, con componente segn elmanteo y segn el rumbo. En una falla normal el bloque colgante desciende respecto albloque yacente. En una falla inversa el bloque colgante se alza respecto al bloque yacente.Si la falla es vertical, debe especificarse cul de los bloques asciende o desciende. Ladenominacin de las fallas con rechazo oblicuo es compuesta y depende del valor del rake .Si el rake es menor que 45 predominar la componente transcurrente y la falla ser

    -dextral- normal o dextral- inversa.

    -sinestral- normal o sinestral- inversa.

    Si el rake de la estra es mayor que 45 predominar la componente en el manteo y la fallapasa a denominarse:

    -normal-dextral o normal-sinestral.

    -inversa-dextral o inversa- sinestral.

  • Figura 2.9: Tipos de fallas translacionales. (a) Falla normal. (b) Falla inversa. (c) Falla derumbo. (d) Falla vertical, baja bloque oriental. (e) Falla vertical, baja bloque occidental. (f)Falla con rechazo oblicuo, sinestral normal. (g) Falla con rechazo oblicuo, sinestral inverso.

  • Fallas extensionales y fallas contraccionales

    Algunos autores prefieren el uso ms general de fallas extensionales y fallas contraccionalespara fallas con desplazamiento segn la direccin del manteo. Esto se debe a que las capaso estratos marcadores del movimiento pueden presentarse con manteo. As, un par de fallassimtricamente dispuestas respecto de una capa sern extensionales si ellas indican unaextensin paralela a la capa (figura 2.10a). Por el contrario, si el par de fallas indica unacortamiento o contraccin paralelo a la capa, las fallas se denominan contraccionales(figura 2.10b). De este modo, los trminos de falla normal y falla inversa quedan incluidos,respectivamente, dentro de los trminos ms generales de falla extensional y fallacontraccional.

    Figura 2.10: Clasificacin de fallas segn la extensin o el acortamiento paralelo a unacapa. (a) Falla extensional. (b) Falla contraccional.

    Pliegue de arrastre

    Es frecuente que, a consecuencia del desplazamiento de una falla, se genere lo que seconoce como pliegue de arrastre dentro de un plano marcador, como por ejemplo unestrato. El pliegue de arrastre indica el sentido correcto del rechazo de la falla slo en el

  • caso en que el rechazo sea perpendicular al plano marcador, por lo cual este criterio dedesplazamiento debe usarse con cuidado.

    Fallas rotacionales

    Las fallas rotacionales implican, como su nombre lo indica, una rotacin de los bloquesinvolucrados en la falla. Cuando la rotacin se realiza dentro del plano de falla, sedistinguen fallas con rotacin a favor de los punteros del reloj y fallas con rotacin encontra de los punteros del reloj. Las estras de una falla rotacional son curvas. El sentido demovimiento de una falla rotacional se determina imaginando que el observador se encuentraparado en uno de los bloques, frente a la falla, mirando cmo gira el otro bloque, segn uneje perpendicular al plano de falla. Es frecuente, en muchas fallas, observar estras queindican movimientos alternantes translacionales y rotacionales, lo cual proporciona laposibilidad de establecer la historia estructural de un determinado terreno. En el Problema2.2 se determina la magnitud de la rotacin en una falla rotacional mediante el uso de laRed de Schmidt.

    Problema 2.2: Falla rotacionalConsidrese el ejemplo de figura 2.11. En el mapa de figura 2.11a se puede observar que lafalla tuvo un desplazamiento rotacional, dado que la actitud de las capas no es la misma acada lado de la falla. Efectivamente, el bloque yacente sufri una rotacin contraria almovimiento de los punteros del reloj respecto del bloque colgante.

    Construccin:Plotear en red de Schmidt el polo de la falla (punto F) y los polos de la estratificacin,respectivamente en el bloque colgante (punto A) y en el bloque yacente (punto B), figura2.11b. En seguida es necesario realizar operaciones, de tal modo que la falla quede vertical.Para esto se mueve el punto FF a lo largo del ecuador de la red. Este movimiento

  • arrastra los puntos AA y BB, en el mismo sentido, a lo largo de los crculos menoresdonde se encuentran.

    Tener presente que en fallas rotacionales el eje de rotacin es perpendicuar al plano defalla. Esto significa que debemos poner el punto F en la posicin del norte N. Se observaque A y B caen dentro del mismo crculo menor. Dentro de este crculo menor se mide ladistancia angular entre los dos puntos, que es de 60 y equivale a la rotacin de los bloques.

    Figura 2.11: Falla rotacional. (a) Visualizacin en mapa. (b) Operaciones en red deSchmidt para determinar la magnitud de la rotacin en una falla rotacional. Problema 2.2.

    Fallas lstricas

    Las fallas lstricas son fallas cuyo perfil es curvo. Ellas tambin implican una rotacin delbloque colgante, pero en este caso la rotacin se realiza segn un eje que no pincha alplano de falla sino que es paralelo a l. Asociadas a estas fallas, debido a su perfil curvo, seobservan estructuras de acomodacin en su bloque colgante tales como rotacin de capas,anticlinales por colapso (rollover anticlines) o bien fallas normales antitticas almovimiento principal de la falla (figura 2.12). Debe tenerse sumo cuidado de no confundirun anticlinal de colapso o rollover anticline con un pliegue de arrastre, ya que ambospresentan un combamiento exactamente opuesto.

  • Figura 2.12: Criterios de terreno para reconocer fallas lstricas. (a) Perfil curvo, (1) capamarcadora. (b) Rotacin de capas. (c) Anticlinal de colapso (2). (d) Fallas antittica (3).

    Fallas de crecimiento

    Las fallas de crecimiento (growth faults) son fallas que han tenido actividad durante ladepositacin de una secuencia sedimentaria. Es decir, son fallas contemporneas con lasedimentacin. Evidencias en favor de un origen contemporneo con la sedimentacin son:

    - Un mayor espesor de sedimentos en el bloque colgante, siempre que no ocurra erosin enel bloque yacente. Esto origina diferencia en los rechazos a uno y otro lado de la falla(figura 2.13a).

    - Depositacin de conglomerados y brechas adyacentemente a la falla en su bloque colgante(figura 2.13b).

    - Diferencia en los rechazos a uno y otro lado de la falla, debido a variacin del espesor delas capas (figura 2.13c).

    - Omisin de capas y truncamiento de la falla contra una discontinuidad intraformacional(figura 2.13d).

  • - Efectos de deformacin de sedimento no consolidado en relacin con la falla,especialmente en el caso en que la sedimentacin se realice bajo agua (e.g. presencia depliegues convolutos).

    - Perforaciones de organismos penetrando a la superficie de la falla. Esto tambin ocurre enel caso que la depositacin se realice bajo agua.

    - Erosin del bloque rotado, en caso que la falla sea lstrica.

    Figura 2.13: Fallas de crecimiento. (a) Mayor espesor de capas en el bloque colgante. (b)Depositacin de conglomerados y brechas en el bloque colgante. (c) Diferencia de rechazor1 r2 debido a variacin de espesor de capas. (d) Variacin de espesor y omisin de capas,truncamiento de la falla contra una discontinuidad estratigrfica. Los nmeros indican lasucesin estratigrfica desde ms antiguo a ms moderno.

  • VETAS

    Las vetas y vetillas son fracturas rellenas con mineral precipitado a partir de fluidos quecirculan en su interior. El material de relleno puede presentarse masivo o en fibras. Cuandoes masivo, el material cristaliz en cavidades abiertas, observndose muchas veces cristaleseuhedrales. Estas vetas se forman en niveles superficiales de la Corteza terrestre, donde lasbajas presiones litostticas permiten la existencia de fracturas abiertas. A profundidadesmayores, las fracturas abiertas pueden existir slo si la presin de fluido al interior de lafractura es suficientemente alta como para mantener las paredes de la fractura separadas.

    Las vetas rellenas con cristales fibrosos se forman lentamente a medida que la fractura seabre, por lo tanto implican desplazamientos assmicos a lo largo de las fracturas. Las fibrascrecen segn la direccin de elongacin del momento y por lo tanto pueden usarse paramarcar el strain infinitesimal. Las fibras al interior de las vetas pueden ser rectas osigmoidales. Entre las primeras, las fibras pueden crecer perpendiculares a las paredes de laveta, o bien oblicuas (figura 2.14). Muchas contienen materiales datables y presentaninclusiones fluidas, por lo tanto la posibilidad de determinacin de las condiciones de P y Timperantes durante la deformacin.

    Figura 2.14: Vetas con relleno de minerales fibrosos. (a) Fibras perpendiculares a lasparedes de la veta. (b) Fibras oblicuas a las paredes de la veta. (c) Fibras sigmoidales.

    Tipos de vetas con rellenos de fibras

  • Las vetas con rellenos de fibras son importantes en el anlisis estructural porque permitenestablecer la historia de la deformacin asociada a ellas.Existen cuatro tipos de vetas de usoen el anlisis estructural: vetas sintaxiales, antitaxiales, compuestas y rellenas con cristalesestirados.

    Las vetas sintaxiales se forman cuando el material de relleno es de la misma composicinque la roca de caja. Por ejemplo, fibras de calcita formadas a partir de una roca de cajacalcrea. En este caso los cristales formados crecen en continuidad ptica con los cristalesde calcita de la roca de caja. Las fibras aparecen limpias, ya que el material ms nuevo se vaagregando en el centro, a medida que la veta se abre. Las fibras son perpendiculares a losbordes de la veta y oblicuas en el centro. La direccin de los incrementos ms tempranosqueda registrada por las fibras en los mrgenes de la veta, en tanto que los ltimosincrementos se registran en el centro de la veta.

    Las vetas antitaxiales se rellenan con fibras de un material de composicin diferente de laroca de caja, por ejemplo fibras de calcita en una roca de caja cuarctica. Las fibrasaparecen, en este caso, creciendo a partir de una lnea de sutura central hacia los bordes dela veta. La lnea de sutura central se encuentra marcada por inclusiones de la roca de caja,que generalmente siguen la forma de las paredes. Las fibras aparecen sucias por la adicinde material de la roca de caja. Ellas son oblicuas a los bordes de la veta y perpendiculares asu superficie de sutura en el centro de las vetas. La direccin de los incrementos mstempranos queda registrada por las fibras en la superficie media central, en tanto que losincrementos finales por las fibras en los bordes de la vena.

    Las vetas compuestas consisten en dos o ms especies de minerales dispuestas en zonasparalelas a las paredes de la veta. Uno de los minerales es afn a la roca de caja y crece encontinuidad ptica con el borde de la vena.

    Los cristales estirados consisten en fibras que crecen en continuidad ptica con cristalesdel borde de la veta.

    Vetas en echelon

  • En figura 2.15a se ilustra la posicin inicial a de un marcador. En tanto que en figura 2.15baparece el mismo marcador en una posicin final a, despus de la aplicacin de un cizallesimple g= tg j. De esa misma figura, es posible deducir que el cizalle simple viene dado porla frmula:

    g = cot a - cot a'

    La frmula slo es utilizable en el caso en que no haya cambio de volmen en direccin

    perpendicular a la zona de cizalle.

    Figura 2.15: (a)Un marcador inicial de orientacin a. (b) El mismo marcador, sometido aun cizalle simple g= tg j, ocupa una orientacin final a.

    En forma similar, la disposicin de vetas en echelon (figura 2.16a), formadas durante ladeformacin por cizalle simple de una de una franja de roca, aqu materializada por unacapa de arenisca, proporciona informacin sobre la deformacin progresiva que se acumulaen ella. La punta de la veta crece siempre perpendicularmente a la direccin de extensinmxima infinitesimal, a 45 del borde de la zona de cizalle, , an cuando el resto de la vetahaya rotado a consecuencia del movimiento (figura 2.16b). Por este motivo se infiere, parala veta rotada, que no se produjo cambio de volmen, siendo por lo tanto aplicable lafrmula anterior en su forma particular:

    g = cot 45 - cot a'

  • Figura 2.16: Vetas en echelon. (a) Formacin incipiente como vetas rectas.(b) Vetas rotadas en virtud de un cizalle simple paralelo a la estratificacin So.

    DIACLASAS

  • Las diaclasas tienen gran importancia prctica, ya que determinan en gran parte laspropiedades geomecnicas y la porosidad de origen tectnico de un macizo rocoso. Porello tienen un significado inmediato en minera y en labores a tajo abierto, en canteras,diseo de obras ingenieriles, circulacin de aguas subterrneas, reservorios dehidrocarburos y circulacin de fluidos hidrotermales y depsitos minerales.

    Son las estructuras tectnicas ms comunes en la superficie terrestre, presentndose en unagran variedad de rocas y ambientes tectnicos. Ellas afectan profundamente la fisiografa dela superficie terrestre, por ejemplo a travs del control sobre el trazado de las costas y eldiseo de las redes de drenaje.

    A pesar de su presencia en todo tipo de rocas, existen varias razones por las cuales suanlisis es difcil. Efectivamente, su edad generalmente no se conoce, se reactivanfcilmente como fallas, no representan una magnitud de strain cuantificable o deimportancia y, finalmente, existen varios mecanismos posibles que explican su origen.

    Clasificacin

    Se distinguen principalmente dos tipos de diaclasas: sistemticas y no-sistemticas. Lasprimeras ocurren en sistemas paralelos bien definidos y poseen superficies planas, ademsinterceptan en ngulo recto al plano de estratificacin. Las diaclasas no-sistemticas, encambio, poseen superficies irregulares y no cortan a las diaclasas sistemticas, adems seterminan generalmente contra los planos de estratificacin.

    Las diaclasas sistemticas paralelas se agrupan en un sistema de diaclasas (en ingls set).Dos o ms sistemas de diaclasas constituyen una red de diaclasas (en ingls system),figura 2.17.

    Definicin: Se definen como fracturas a lo largo de las cuales no existe desplazamiento.Es un plano de discontinuidad en la roca, sin desplazamiento.

  • Figura 2.17: Red de diaclasas, formada por dos sistemas de diaclasas (1) y (2). El sistema(1) tiene mayor frecuencia que el sistema (2).

    Las diaclasas pueden tambin clasificarse segn su extensin. As por ejemplo se definencomo diaclasas grandes aquellas diaclasas que atraviesan varias unidades litolgicas ypueden ser mapeadas por varias decenas o cientos de metros. Las diaclasas mayores sonaquellas que presentan un orden de magnitud menos que las diaclasas grandes, pero quetodava presentan un aspecto muy definido. Las diaclasas menores son, como su nombrelo indica, de menor importancia.

    En cuanto a su importancia relativa o frecuencia de diaclasamiento se distinguen diaclasasprincipales y secundarias. Cuando un determinado sistema de diaclasas presenta mayorfrecuencia y extensin se denomina principal. Otro sistema menos importante en cuanto afrecuencia y extensin se denomina secundario.

    Intensidad del diaclasamiento

  • Se entiende por intensidad de diaclasamiento de una red de diaclasas a la superficie totalabarcada por las diaclasas sistemticas en la unidad de volmen. Supngase un cilindro delongitud L, que atraviesa un sistema de diaclasas j con n diaclasas, cada una con rea A(figura 2.18). La intensidad de diaclasamiento I del sistema j est dada por la frmula:

    Ij = superficie total / volmen total = n A / L A = n / L

    Lo que es igual a la frecuencia del diaclasamiento del sistema j :

    Fj = n / L = nmero de diaclasas por centmetro

    Figura 2.18: Cilindro de longitud L atravesando perpendicularmente un sistema dediaclasas. La interseccin del cilindro con cada diaclasa determina un rea A .

    Esto significa que, en la prctica, la intensidad del diaclasamiento se mide a travs de lafrecuencia de diaclasamiento. Esta ltima es el nmero de diaclasas atravesadas por unarecta perpendicular a cada sistema de diaclasas. Se mide en nmero de diaclasas porcentmetro (n/cm) o en nmero de diaclasas por metro lineal (n/m).

    Para determinar la intensidad de diaclasamiento total de una red de diaclasas, basta consumar la frecuencia individual de cada uno de los sistemas que conforman la red. Sea unared de diaclasas con m sistemas de diaclasas, la intensidad de diaclasamiento total ser:

  • j=m

    I total = Fj = F1 + F2 + F3 +.........+ Fm j=1

    La intensidad del diaclasamiento puede expresarse tambin en funcin del espaciamientomedio Ej ya que para un sistema de diaclasas j se tiene:

    Ej = distancia total medida / nmero de diaclasas = L / n = 1/ Ij

    Esto quiere decir que la intensidad de un sistema de diaclasas Ij es el recproco delespaciamiento medio Ej . Por tanto, para una red de diaclasas se tendr:

    j=m

    I total = 1 / Ej j=1

    Sin embargo, la medida de intensidad a travs de esta frmula puede distorsionarse cuandoocurren espaciamientos muy grandes o muy pequeos. Tambin cuando se realizan pocasmedidas hay fuentes de error. Las distribuciones a menudo son polimodales o bien cargadashacia un lado. Existen tres maneras de evitar estos problemas:

    - Aumentar el nmero de medidas de espaciamiento. Esto no funciona para afloramientosmuy pequeos. Tampoco funciona si se dispone de poco tiempo en terreno.

    - En vez de usar la media del espaciamiento, se puede usar la mediana, que es unestadgrafo menos sensitivo a los valores extremos . Adems como la distribucin deldiaclasamiento es muchas veces asimtrica ( lognormal), la mediana es un mejor y msestable estadgrafo del centro de la poblacin que la media aritmtica. La frmula de laintensidad total queda entonces como sigue:

    j=m

    Itotal = 1 / Ej mediana j=1

  • - Otra alternativa es usar la media trimodal. Esta medida es buena porque no es sensible alos valores extremos:

    j=m

    Itotal = 1 / Ej media trimodalj=1

    En que la media trimodal viene dada por la siguiente frmula:

    E media trimodal = 1/4 (Q1 + 2 Emediana + Q3)

    Q1 = primer cuartilQ3 = tercer cuartilEmediana= mediana del espaciamiento

    Edad relativa de distintos sistemas de diaclasas

    Se examinan aqu tres criterios para determinar la edad relativa entre dos sistemas dediaclasas (figura 2.19). El primero de ellos es la terminacin en forma de tenedor de unsistema de diaclasas ms nuevo contra un sistema ms antiguo (figura 2.19a). El segundocriterio es evidente cuando uno de los sistemas aparece rellenado por minerales de origenhidrotermal tales como cuarzo, clorita, calcita, etc. y el otro no (figura 2.19b). En estecaso, el sistema ms nuevo corresponde al que carece de mineralizacin. El tercer criteriousado es que una diaclasa ms nueva tender a desviar su rumbo al llegar a otra msantigua, adoptando una posicin perpendicular a ella (figura 2.19c). Esto en virtud de queen las inmediaciones de una diaclasa el campo de stress se modifica de tal manera que laorientacin del stress tensional es paralelo a la diaclasa antigua.

  • Figura 2.19: Edad relativa de distintos sistemas de diaclasas. (a) Terminacin en tenedordel sistema J3 contra el sistema J2. (b) Dos sistemas de diaclasas, uno anterior mineralizado(1) y el otro posterior no mineralizado (2). (c) Dos sistemas que se interceptan, (1) esanterior a (2).

  • RASGOS FISIOGRAFICOS RELACIONADOS CON FALLAS

    Las fallas realitivamente recientes quedan morfolgicamente marcadas en el terreno poracantilados rectos o alineaciones de valles, ros o cuencas. El fracturamiento que acompaaa una falla, facilita la erosin, de manera de que riachuelos, ros y quebradas tienden aseguir la falla. Sin embargo debe tenerse presente que la expresin morfolgica ms omenos destacada de una falla no permite concluir nada sobre la importancia de su rechazo.La morfologa de una falla se expresa con ventajas en fotos aras e imgenes satelitales yconstituye uno de los criterios para identificar la presencia de una falla.

    Por su traza rectilnea, las fallas originan escarpes de falla . Un escarpe es un quiebre dependiente relativamente fuerte de traza recta. La altura de un escarpe oscila entre algunosmetros y algunas decenas de metros, hasta cientos de metros. Los escarpes no son rasgosexclusivamente ligados a fallas, pudiendo deberse a fenmenos erosivos tambin. Entreestos ltimos se cuentan los por ejemplo escarpes de erosin, fsiles o activos, debidos a laabrasin marina.

    Los escarpes asociados a fallas son de tres tipos:

    -escarpe de falla.-escarpe de lnea de falla.-escarpe compuesto.

    Escarpe de falla

    En los escarpes de falla, el quiebre de pendiente debe su relieve directamente al movimientoa lo largo de la falla. Un ejemplo de este tipo de escarpes se encuentra en la Falla Salar delCarmen, que es un segmento de la Falla de Atacama a la latitud de Antofagasta.En un escarpe fresco, no alterado por la erosin, la altura h del escarpe ser igual alrechazo vertical Rv (figura 2.20a). Pero si la erosin ha actuado, se tendr en general quela altura del escarpe no es igual al rechazo vertical de la falla. Tan pronto como se produceel escarpe, comienza la erosin bisectndolo y acumulando material en su base, formandoconos de deyeccin (figura 2.20b).

  • Figura 2.20: Escarpe de falla. (a) El salto del escarpe h corresponde al rechazo vertical Rv, este ltimo segn el desplazamiento de una capa marcadora (1). (b) Comienzo de erosindel escarpe de falla con formacin de conos de deyeccin al pie del escarpe.

    Con mayor desarrollo de la erosin se originan en la cara del escarpe rasgos morfolgicosque se conocen como facetas triagulares . Estos rasgos se asocian sobre todo a fallasnormales y su evolucin se ilustra en la figura 2.21, donde se puede apreciar que la erosinacta constantemente, degradando el escarpe, a medida que ste se construye comoconsecuencia de sucesivos pequeos desplazamientos. Sin embargo, dicho rasgogeomorfolgico debe interpretarse con precaucin ya que no siempre las facetastriangulares se encuentran necesariamente relacionadas con escarpes de falla.

    Figura 2.21: Distintas etapas en la erosin de un escarpe de falla desde (a) hasta (d), con elresultado final de formacin de facetas triangulares.

  • Escarpe de lnea de falla

    Es un escarpe que debe su relieve a una erosin a lo largo de la traza de la falla. Supngaseque en una determinada localidad se desarrolla un nivel antiguo de erosin, por ejemplo unpediplano (figura 2.22a). Si por algn motivo la erosin se reactiva, sta tender a eliminarlas rocas ms blandas hasta exhumar una falla que afectaba a las rocas del sector. Junto conproducir la exhumacin de la falla, la erosin elimina las rocas ms blandas exponiendo a lasuperficie un nivel estratigrfico duro que marca el rechazo vertical de la falla (figura2.22b). El escarpe se desarrolla en el bloque que subi y en este caso se denomina escarperesecuente. Si la erosin acta con mayor intensidad en el bloque que subi (figura 2.22c),el escarpe se desarrolla en el bloque que baj y se trata de un escarpe obsecuente . Unescarpe de falla compuesto es un escarpe que debe su altura a dos factores combinados:movimiento a lo largo del plano de falla y erosin.

    Figura 2.22: Escarpe de lnea de falla. (a) Estado inicial. (b) Escarpe resecuente. (c)Escarpe obsecuente.

  • BIBLIOGRAFIA

    BILLINGS, M.P.(1954). Structural Geology. 514 pgs. Prentice-Hall, Inc. New York.

    DURNEY,D.W. y RAMSAY,J.G.(1973). Incremental strain measured by syntectoniccrystal growths. In DE JONG,K.A. y SCHOLTEN,R. (Editores). Gravity and Tectonics.John Wiley and Sons, New York, pgs. 67-96.

    RAGAN,D.(1987). Geologa Estructural: introduccin a las tcnicas geomtricas. EditorialOmega, Barcelona.

    WHEELER,R.L. y DIXON;J.M.(1980). Intensity of systematic joints: Methods andapplications. Geology , Volume 8: 230-233.

  • CAPITULO 3:SISTEMAS DE FALLAS EXTENSIONALES

    El trabajo en terrenos extensionales ha demostrado que la extensin puede realizarse segnuna gran variedad de fallas que han permanecido activas durante el proceso de extensin. LaProvincia del Basin and Range, en el oeste de los Estados Unidos, ha sido fundamental en eldesarrollo del conocimiento sobre los terrenos extensionales. Esto se debe a las siguientesrazones:

    - No ha experimentado subsidencia termal, debido a lo cual no ha sido cubiertas desedimentos con posterioridad a la formacin de las estructuras.

    - Las estructuras se encuentran bien expuestas y localmente bien mapeadas.

    - Presentan una gran variedad de tipos de fallas extensionales.

    - En ella los movimientos verticales y la erosin han sido importantes, lo cual significa quese exponen en superficie diferentes niveles estructurales.

    - Finalmente, la magnitud de la extensin se encuentra bien calculada, variando entre 60% y100%, superando en algunos casos el 100%.

    En Chile, los movimientos extensionales son conocidos desde el comienzo de la actividadgeolgica, con el reconocimiento del Valle Central como una fosa tectnica limitada porfallas normales, al menos en su flanco oriental. La Pennsula de Mejillones y el taludcontinental sumergido del borde continental del Norte de Chile constituyen tambin unejemplo de un campo de fallas extensionales, que configuran un caracterstico paisaje dehorst y graben, cuyo funcionamiento comenz en el Terciario superior (figura 3.1). Trabajosrecientes llevados a cabo en la Precordillera de Copiap han demostrado la existencia deestructuras de extensin en gran escala, donde se han reconocido verdaderas napasextensionales de edad cretcica. En Chile y Argentina, el Trisico representa tambin un

    Definicin: Una falla extensional es una falla normal segn la cual el bloque colgantedesciende respecto del bloque yacente. Las estras de la falla son paralelas o subparalelas ala direccin del manteo de la falla.

  • perodo con tectnica extensional de gran magnitud, relacionada con abundantesedimentacin terrgena y el desarrollo importante de volcanismo contemporneo.

    Figura 3.1: Perfiles estructurales a travs de un horst en Pennsula de Mejillones, Regin deAntofagasta (a) y (b). (1) Basamento metamrfico. (2) Formacin Caleta Herradura,areniscas y limolitas (Mioceno). (3) Depsitos de Cerro Bandurrias, areniscas y limolitas(Plioceno inferior). (4) Depsitos de Cuesta del Burro, coquinas arenosas (Pliocenosuperior). (5) Depsitos aterrazados del Plioceno superior-Cuaternario. (7) Depsitosaterrazados de conglomerados y areniscas coquinceas (Plioceno- Cuaternario). (8)Depsitos de conos aluviales (Cuaternario). (F) Falla normal. (FCH) Falla Caleta Herradura.(F?) Falla inferida. (m.s.n.m.) Metros sobre el nivel del mar. (c) Relieve de graben (9) yhorst (10) en Pennsula de Mejillones, donde se ubican los perfiles estructurales (A) y (B).

    Ambientes tectnicos de los sistemas extensionales

  • Los sistemas extensionales pueden ocurrir afectando a gran parte de la Corteza terrestre obien asociados a otras estructuras o procesos geolgicos especficos.

    - Afectando a gran parte de la Corteza terrestre: Sistemas de rift intracontinentales. Sistemas de dorsales meso-ocenicas. Mrgenes continentales pasivos. Cuencas de tras-arco. Mrgenes continentales colapsantes.

    - Asociados a otras estructuras o procesos geolgicos: En deltas progradantes. En la parte superior de diapiros gneos o salinos. Como estructuras subsidiarias asociadas a fallas transcurrentes.

    FALLAS EXTENSIONALES EN PERFIL

    La visin del perfil de una falla consiste en una seccin perpendicular al rumbo de la falla.Segn la geometra del perfil de las fallas extensionales y su efecto sobre los estratos u otrasfallas, se distinguen cuatro grupos: fallas planas no rotacionales, fallas planas rotacionales, fallas lstricas y combinacin de fallas planas. Finalmente se distinguen casos mscomplicados.

    Fallas planas no rotacionales

    Como su nombre lo indica, no rotan ni los estratos ni las fallas. El perfil de las fallas es rectoy de un valor de manteo alto, el cual se mantiene constante. Se asocian a una extensin depoca monta, generando el tpico relieve de horst y graben (figura 3.2).

  • Figura 3.2: Relieve de horst (H) y graben (G) debido a fallas extensionales. (e.h.) Extensinhorizontal. (a.v.) Acortamiento vertical.

    En los bordes de los graben o fosas tectnicas, las fallas pueden estar acompaadas porflexuras monoclinales o bien por mesofallas, es decir fallas ms pequeas, ya sea sintticas oantitticas con respecto a la actitud y movimiento de una falla principal (figura 3.3).

  • Figura 3.3: Fallas en el borde de un graben. (1) Falla principal. (2) Mesofalla normalantittica. (3) Mesofalla normal sinttica. (4) Falla extensional sinttica. (5) Falla extensionalantittica.

    El desarrollo simultneo de dos fallas normales en una morfologa tectnica de horst H ygraben G plantea un problema de espacio. Si el movimiento es simultneo a lo largo de lasdos fallas, la cua subtendida entre ambas se hundir, cabiendo slo la posibilidad de que losbloques H se muevan hacia los lados, producindose un espacio geolgicamente imposible(figura 3.4a). En efecto, existe un problema de compatibilidad del movimiento, ya que lacondicin geolgica exige que los bloques presenten continuidad de la roca a un lado y aotro de las fallas.

  • Los experimentos de laboratorio llevados a cabo en modelos de arcilla demuestran que enrealidad existe un desarrollo secuencial de las fallas conjugadas, tal como se indica en figura3.4b. As se tendr que la falla 1 se activa y luego se estabiliza. Luego se activa la falla 2,que tiene la direccin conjugada de 1, desplazando a esta ltima. Finalmente se detiene enmovimiento en la falla 2 y el movimiento prosigue en la falla 3. Cuando en las rocas existeun plano de anisotropa previa, por ejemplo un plano estructural muy marcado como unaesquistosidad, lo ms probable es que los movimientos se canalicen a lo largo de este plano yno segn planos conjugados, como predice la mecnica del fracturamiento. Volveremossobre este punto en el Captulo 6.

    Figura 3.4: Desarrollo de fallas normales planas conjugadas. (a) Incompatibilidad demovimiento simultneo segn dos fallas conjugadas, con signo de interrogacin se indicanespacios geolgicamente imposibles. (b) Desarrollo secuencial de fallas conjugadas, primero(1), segundo (2) y tercero (3).

  • Fallas planas rotacionales

    En este caso rotan tanto las fallas como los estratos involucrados en el movimiento, por elconocido mecanismo de bookshelf mechanism o deslizamiento de libros en unaestantera, tambin llamado de domin . En este caso el perfil de las fallas es recto,presentando un valor de manteo menor a medida que el sistema evoluciona. Asimismo,mientras esto ocurre, los estratos rotan, inclinndose cada vez ms (figura 3.5a). Estemovimiento implica que en la base del movimiento debe haber un nivel de despegue dctil,por ejemplo el nivel de transicin entre el comportamiento ssmico y assmico dentro de laCorteza. Los espacios producidos por los bloques rgidos son rellenados con magma, que alsalir a la superficie conforma aparatos volcnicos (figura 3.5b).

    Figura 3.5: (a) Mecanismo de fallamiento extensional de tipo domin, (1) Fallas, (2)Rotacin de bloques, con signos de interrogacin se indican los espacios geolgicamenteimposibles. (b) Fenmenos asociados al fallamiento en domin, (1) Magma rellenandoespacio en profundidad, (2) Volcanismo en superficie, (3) Erosin de las aristas de bloques,(4) relleno de cuencas. (c) Sedimentacin asociada a una falla de crecimiento, (1) Menorespesor, (2) Mayor espesor.

  • Tambin las aristas de los bloques son afectadas por la erosin y el material se vaacumulando en las cuencas tectnicas producidas, originando depsitos asociados alcrecimiento de fallas o growth-fault deposits. Los sedimentos presentan un manteo mspronunciado en la base de la secuencia y ste se dirige siempre contra las fallas, excepto alllegar a la falla donde se pone asinttico a ella (figura 3.5c). Notar adems que lossedimentos presentan forma de cua, siendo sus estratos cada vez ms gruesos alaproximarse a la falla.

    En el mecanismo de fallamiento del tipo domin, llega un momento en que el sistema sebloquea, y en este caso se inauguran nuevas fallas que cortan a las anteriores, segn lascuales el movimiento es ms fcil.

    Fallas lstricas

    En el caso de las fallas lstricas rotan tanto los estratos como las fallas en el bloquecolgante. Es caracterstico de las fallas lstricas el hecho de que el valor de su manteodisminuya hacia abajo, hasta hacerse asintticas a un horizonte de despegue. Se transforma,de este modo, en una falla de despegue.

    Definicin: Se denomina falla de despegue o detachement fault a una falla de bajo nguloque marca un lmite mayor entre rocas no falladas abajo, y un bloque colgante arriba, que sepresenta comnmente deformado y fallado.

    En una falla de despegue extensional, rocas jvenes se colocan tectnicamente sobre rocasantiguas (figura 3.6a), a diferencia de las fallas de despegue compresionales, en las cualesrocas antiguas se colocan sobre rocas ms jvenes (figura 3.6b).

    Existen evidencias tanto directas como indirectas que permiten inferir la presencia de unafalla lstrica. Entre las evidencias directas se cuenta:

    -Definicin de la posicin exacta de las fallas, segn sondajes, por ejemplo en un campopetrolfero.

  • -Definicin exacta de los afloramientos, con relieve suficiente que permita determinar laposicin de la falla en profundidad. Esta es una situacin poco usual.

    -Definicin de la falla por ssmica de refraccin y reflexin.

    Entre las evidencias indirectas que permiten inferir la existencia de una falla lstrica secuenta:

    - La disposicin fuertemente curvada de la superficie de las fallas.

    - Incremento del manteo de los estratos con la profundidad conjuntamente con la aparicinde un anticlinal de colapso o rollover anticline.

    - Basculamiento diferencial entre bloques de fallas imbricadas. El basculamiento es cada vezms pronunciado en el sentido del manteo de las fallas.

    -Presencia de sucesiones estratigrficas progradantes, con lutitas de gran espesor (dctiles)por debajo de areniscas (frgiles). En este caso, las lutitas constituyen un probable nivel dedespegue.

    Figura 3.6: Fallas de despegue de bajo ngulo. (a) Despegue extensional. (b) Despeguecompresional. (r a ) Rocas antiguas. (r j ) Rocas jvenes.

  • Existen cuatro modelos posibles que explican, en forma plausible, la acomodacin de lasrocas del bloque colgante al movimiento a lo largo de una falla lstrica.

    En el Modelo 1 rotan las capas solamente. Como consecuencia del desplazamiento a lo largode la falla lstrica, se genera un espacio geolgicamente imposible entre la falla y la base delbloque colgante, permaneciendo la longitud L de los estratos constante (figura 3.7a). Eneste caso la deformacin se distribuye en el bloque colgante, permitiendo que los bloquespermanezcan en contacto. Esto se obtiene por la generacin de un anticlinal de colapso orollover anticline(figura 3.7b). Esta situacin impone las siguientes condiciones en elbloque colgante: primero, debe ocurrir un cizalle de toda la secuencia y, segundo, seproduce un espacio triangular a la derecha del anticlinal de colapso, que debe ser llenado dealgn modo.

    Figura 3.7: Modelo 1, de falla lstrica con desarrollo de anticlinal de colapso, (1) Espaciogeolgicamente imposible, (2) Anticlinal de colapso. (L) Longitud de las capas, se conservaconstante.

    El Modelo 2 soluciona el problema del espacio mediante la aparicin de numerosas fallasantitticas respecto del movimiento de la falla lstrica (figura 3.8). En la base de los bloquesel espacio ser cada vez menor mientras ms seguidas se presenten las fallas. Los espaciospueden acomodarse fcilmente por el fracturamiento local de los bloques, con laconsiguiente aparicin de brechas de falla.

  • Figura 3.8: Modelo 2, de falla lstrica con desarrollo de fallas planas antitticas (1). (2)Espacios que deben rellenarse por ejemplo con brechas de falla.

    El Modelo 3 plantea un mecanismo de tipo domin en el bloque colgante. El mecanismo dedomin se desarrolla segn una serie de fallas planas sintticas con el movimiento de la fallalstrica principal (figura 3.9 a). Los bloques rotan hasta que la situacin se estabiliza,producindose deslizamiento paralelo segn las fallas planas y conservando el manteo de lascapas constante (figura 3.9 b). Los espacios en la base de los bloques pueden acomodarsepor fallamiento a pequea escala, brechizacin o bien por flujo dctil de las rocas sobre elnivel de despegue. En figura 3.9 se aprecia cmo este mecanismo puede conducir a unadelgazamiento cortical de importancia, si es que la extensin compromete toda la Corteza.En este caso, la falla de despegue se sita en niveles estructurales dctiles de la Corteza.

    Figura 3.9: Modelo 3, de fallas lstricas con desarrollo de fallamiento en domin sintticoen el bloque colgante. (1) estratos con manteo constante. (2) Fallas planas. (3) Espacios quedeben rellenarse.

    El Modelo 4 consiste en el deslizamiento segn una serie de fallas imbricadas lstricas,sintticas y asintticas a la falla de despegue principal (figura 3.10 a). En este caso, losbloques, a medida que se deslizan, deben deformarse para adaptarse a la forma de las fallas.Si ocurre un porcentaje de extensin de gran magnitud, la estratigrafa en el bloque colgante

  • sufre una rotacin y un trozamiento importante. Se observa un aumento del manteo de lascapas en los bloques ms alejados del despegue. Hacia la derecha se observa la aparicin deun anticlinal de colapso (figura 3.10 b).

    Figura 3.10: Modelo 4, de fallas lstricas con desarrollo de una serie de fallas lstricasimbricadas (1) en el bloque colgante. (2) Estratos rotados. (3) Anticlinal de colapso.

    Combinacin de fallas planas

    En este caso el perfil de la falla es plano, pero presenta cambios bruscos de manteo con laprofundidad. Al igual que en las fallas contraccionales, los segmentos de bajo ngulo seconocen con el nombre de lisos o flats, y los de alto ngulo se conocen como rampas oramps. La deformacin del bloque colgante se produce por adaptacin de sus rocas a unrelieve estructural producido por una sucesin de lisos y rampas. La figura 3.11a muestra lageneracin de un sinclinal de colapso o rollover syncline en la zona de paso de una rampaa un liso. En figura 3.11b se muestra la formacin de un anticlinal por cambio de manteo ofault-bend anticline al pasar de un liso a una rampa. La figura 3.11c presenta la formacinde una cavidad al abrigo de una zona de rampa, donde pueden generarse brechas deimplosin, y hacia la cual pueden migrar fluidos mineralizantes.

  • Figura 3.11: Combinacin de fallas planas con cambios bruscos de manteo. (a) Desarrollode un sinclinal de colapso (S). (b) Desarrollo de un anticlinal por cambio de manteo (A). (1)Rampas. (2) Lisos. (c) Espacio generado por una rampa en extensin.

    Casos ms complicados en perfil

    La geometra de los sistemas de falla reales, es generalmente ms compleja que los modelossimples examinados arriba. La figura 3.12a ilustra por ejemplo el caso de una falla lstricaprincipal con geometra de liso y rampa, originando respectivamente un anticlinal de colapsoy un sinclinal de rampa. Adicionalmente, en el bloque colgante comienzan a desarrollarsefallas normales de alto ngulo. La figura 3.12b muestra la evolucin del sistema por lapropagacin progresiva de la falla lstrica en el bloque yacente, originando un abanicolstrico cerca de la superficie y un duplex extensional en profundidad. El duplex estformado por horses o caballos, limitados por una falla de piso y una falla de techo. La fallade piso, que define la base del duplex, es la falla activa. La falla de techo, no est nuncaactiva como una sola falla. En el bloque colgante, entre tanto, se forman fallas normalesconjugadas que absorben la deformacin (figura 3.12 c).

  • Figura 3.12: Caso complicado de fallas extensionales. (a) Generacin de anticlinal A ysinclinal S en relacin con lisos lstricos (1) y una rampa curva (2). (3) Falla en el bloquecolgante (3). (b) Abanico lstrico AL y duplex D, (4) Caballo. (c) Secuencia en el desarrollode las fallas, ma: ms antiguo, mn: ms nuevo.

    FALLAS EXTENSIONALES SEGUN EL RUMBO

    La clasificacin de perfil de los sistemas de fallas extensionales se complementa con unavisin a lo largo de su rumbo. Se distinguen los siguientes rasgos: segmentacin, zonas detransferencia y rampas de relevo.

    Segmentacin de fallas normales

    En su etapa inicial de evolucin, las fallas presentan una configuracin segmentada. Es decirellas se componen de segmentos separados por espacios de roca no afectados por elfallamiento y dentro de los cuales no existe actividad ssmica. Los segmentos puedenresolverse en una sola falla en profundidad. Cuando la falla madura, los segmentos se unenen superficie.

  • Zonas de transferencia

    Son zonas a lo largo de las cuales se produce la transferencia del desplazamiento desde unsistema de fallas a otro sistema de fallas (figura 3.13a).

    Por ejemplo, una falla transcurrente oblicua, denominada falla de transferencia, puedeconectar partes de un mismo sistema de fallas normales, con desplazamientos en el mismosentido, en el borde de un graben (figura 3.13b).

    Figura 3.13: Fallas de transferencia. (a) Falla con vector-desplazamiento oblicuo (1) quetransfiere los movimientos de dos sistemas de fallas normales (2) y (3). (b) Fallas detransferencia T conectando fallas normales N en el borde de un graben.

    Notar en este ltimo caso, el vector rechazo oblicuo de la falla de transferencia. Tambin sedistinguen zonas de transferencia ubicadas entre fallas normales con manteos opuestos, peroque comparten una misma lnea de rumbo (figura 3.14).

  • Figura 3.14: Falla de transferencia transcurrente conectando fallas normales lstricas condistinto sentido de manteo. (1) Corteza frgil. (2) Nivel de corteza dctil.

    En este caso, la transferencia se realiza a lo largo de una falla de rumbo que separa dosgeometras lstricas con sentidos opuestos. Finalmente, la transferencia puede realizarsesegn una zona de ramificacin de fallas normales conjugadas que nacen respectivamente dedos fallas maestras de mayor dimensin y que se unen en profundidad (figura 3.15).

    Figura 3.15: Transferencia entre dos juegos de fallas con sentido de manteo opuesto. (a)Mapa. (b) Perfil estructural AA.

  • Rampas de relevo

    Ocurren en la zona terminal de dos fallas de rumbo paralelo. En superficie, eldesplazamiento en cada una de las fallas decrece hacia un punto en que se hace igual a cero.Sin embargo, en profundidad, las dos fallas se resuelven en una sola falla lstrica. Por estemotivo, la sola presencia de una rampa de relevo en superficie es indicativa de una fallalstrica en profundidad (figura 3.16).

    Figura 3.16: Rampas de relevo. (a) Rampa de relevo entre dos fallas en escaln de igualrumbo, (1) Punto extremo de cada una de las fallas. (b) Rampa de relevo con una fallasecundaria adelante. (c) Rampa de relevo con una falla atrs.

  • CALCULO DE LA MAGNITUD DE LA EXTENSION

    .

    La frmula para la extensin expresada en porcentaje es:

    Extensin = L -LoLo

    = DLLo

    100%

    Figura 3.17: Extensin en una geometra de fallas en domin.(a) Lo : Longitud inicial. (b)L: Longitud final.

    Fallas planas no rotacionales

    Este caso se ilustra en figura 3.18a. De la figura se tiene que, para una falla determinada, elcambio de longitud DL se encuentra relacionado con el rechazo segn el manteo d y con elmanteo m segn:

    DL =d cos m

    As, la extensin total ser:

    Extensin =e =DLi

    i = 1

    i = N

    Loi

    i = 1

    i = N

    Definicin: La extensin es el cambio de longitud en una determinada direccin, causada por ladeformacin. En figura 3.17 se ilustra la extensin para una geometra de fallas en domin porencima de un nivel de despegue.

  • Figura 3.18: Parmetros de la extensin. (a) Fallas planas no rotacionales. (b) Fallas planasrotacionales. L Longitud de la capa. d rechazo segn el manteo . m manteo de las fallas.q manteo de las capas.(1) Longitud agregada por la extensin.

    Fallas planas rotacionales

    Recurriendo a la figura 3.18b, se tiene, segn la frmula de la extensin:

    e = ABfinal - ABinicialABinicial

    = d cosm + L cosq - LL

    = dL

    cosm+ cosq -1

    Pero:dL

    = senqsenm

    Luego: e = senqsenm

    cosm +cosq -1

    Adems, ordenando y reemplazando en la ecuacin anterior la siguiente identidad:

    sen(m + q) = senq cosm +senmcosq

    Se obtiene:

    e = sen(q + m)senm

    -1

  • BIBLIOGRAFIA

    NIEMEYER,H. GONZALEZ,G. y MARTINEZ DE LOS RIOS,E.(1996). Evolucintectnica cenozoica del margen continental activo de Antofagasta, Norte de Chile. RevistaGeolgica de Chile, 23 (2): 165-186.

    RAMSAY,J.G. y HUBER,M.I.(1987). The techniques of Modern Structural Geology.Volmen 2: Folds and Fractures. 700 pgs. Academic Press.

    TWISS,R.J. y MOORES,E.M.(1992). Structural Geology. 532 pgs. Freeman and Co. NewYork.

    WERNICKE,B. y BURCHFIELD,B.C.(1982). Modes of extensional tectonics. Journal ofStructural Geology, 4 (2): 105-115.

  • CAPITULO 4SISTEMAS DE FALLAS CONTRACCIONALES

    CONCEPTOS GENERALES

    Antes de comenzar el estudio de las fallas inversas en detalle, se analizarn algunosconceptos generales que se relacionan con el tema, que son: sobrescurrimiento, antepas,traspas, tectnica thin-skinned, tectnica thick-skinned, terrenos alctonos, terrenosautctonos, klippe y ventana.

    SobrescurrimientoEs una falla inversa de bajo ngulo que generalmente se canaliza por un nivel estratigrficoms blando o incompetente. El sobrescurrimiento puede aumentar su manteo cuando cortauna secuencia sedimentaria hacia arriba, a travs de niveles ms duros o competentes.

    AntepasEs una zona estable, marginal a un cinturn orognico, hacia la cual las rocas del cinturnorognico se plegaron y sobrescurrieron. Comprende sobrescurrimientos thin-skinned queno involucran al basamento.

    TraspasSe refiere al interior del cinturn orognico. All, la deformacin involucra niveles msprofundos de la corteza. En los cinturones montaosos de borde continental, el traspasincluye todo el espacio comprendido entre el cinturn orognico y el arco magmtico.Tectnica thin-skinned Clsicamente este trmino se ha aplicado a la deformacin de estratos sedimentarios(cobertura ) por sobre rocas de basamento (zcalo ) no deformadas. Se encuentran

    Definicin:Consisten en sistemas o en familias de fallas inversas que generalmente ocurren juntas en loscinturones de plegamiento y fallamiento o cinturones orognicosfold-and-thrust belts.

  • separados por un nivel de despegue. Cuando el terreno despegado es de gran magnitud,recibe el nombre de napa.

    Tectnica thick-skinnedLa definicin clsica del trmino involucra deformacin de basamento segn fallas inversasde alto ngulo.

    AlctonoSe usa para un paquete de rocas que se ha movido tectnicamente lejos de su lugar dedepositacin original. Se usa en trminos relativos tales como: estas rocas son alctonasrespecto a estas otras... (figura 4.1).

    AutctonoSe refiere a rocas que han tenido escaso movimiento respecto de su lugar de formacinoriginal (figura 4.1).

    KlippeEs un bloque aislado de roca, que alguna vez form parte de un terreno alctono o napa, yque ha quedado aislado por la erosin, en una posicin de avanzada respecto al resto de lanapa (figuras 4.1).

    Ventana Viene del Alemn, fenster. Se usa para designar una depresin labrada por la erosin enterrenos de una napa, dejando al descubierto los terrenos autctonos (figura 4.1).

  • Figura 4.1: (a) Bloques diagramas mostrando una napa. Un sobrescurrimiento S.E. separalos terrenos autctonos (1) de los terrenos alctonos (2). (b) La misma situacin anteriorpero despus que ha actuado la erosin. (3) Klippe. (4) Ventana. (c) La misma situacin queen (b) pero representada en mapa. (d) Misma situacin que en (c) pero en perfil.

    CARACTERISTICAS DE UN CINTURON DE PLEGAMIENTO YSOBRESCURRIMIENTO

    Las caractersticas generales de un cinturn de plegamiento y sobrescurrimiento son lassiguientes:

  • -Franja lineal o arqueada de pliegues y sobrescurrimientos de bajo ngulo.

    -Se forman en secuencias sedimentarias subhorizontales o con forma de cua.

    -Los sobrescurrimientos y pliegues se dirigen generalmente hacia el continente.

    -El nivel de despegue mantea levemente (1 a 6) hacia el interior del cinturn orognico.

    -Constituyen el resultado del acortamiento y engrosamiento tectnico de sedimentitas en lazona de antepas.

    Una caracterstica general de un cinturn orognico es que la deformacin procede desde elinterior hacia el exterior, es decir desde el traspas hasta el antepas. Los sobrescurrimientosms internos se observan plegados y deformados a causa de los ms externos, formando loque se denomina Piggi-back thrust sequence. Los detritos derivados de la erosin delcinturn de plegamiento y sobrescurrimiento se depositan en una cuenca de antepas. Estacuenca es asimtrica a causa del hundimiento del cinturn de plegamiento, provocado por suaumento de espesor.

    GEOMETRIA BASICA

    La geometra bsica de los cinturones de plegamiento y sobrescurrimiento se puede resumiren las tres reglas de Dahlstrom:

    -Los sobrescurrimientos cortan estratigrficamente hacia arriba la secuencia en sentido deltransporte tectnico (figura 4.2a).

    -Los sobrescurrimientos son, generalmente,paralelos a los estratos incompetentes (sal,lutitas, etc.), y oblicuos a los estratos competentes.

    -Los sobrescurrimientos se hacen ms jvenes en el sentido del movimiento (figura 4.2a).

  • El supuesto bsico implcito en estas reglas es que ntes de la deformacin las capas eranplanas y paralelas. Adems no estaban deformadas. La aplicacin de las reglas conduce almodelo de fallamiento inverso, y plegamiento, en escalones o geometra de rampas(ramps) y lisos (flats). As, segn la figura 4.2b, se tienen los siguientes elementosgeomtricos:

    X= punto de quiebre del bloque yacente

    Y= punto de quiebre del bloque colgante

    AB= Liso en el bloque colgante/ Liso en el bloque yacente

    BC= Liso en el bloque colgante/ Rampa en el bloque yacente

    CD= Liso en el bloque colgante/ Liso en el bloque yacente

    DE= Rampa en el bloque colgante/ Liso en el bloque yacente

    EF= Liso en el bloque colgante/ Liso en el bloque yacente

    En el modelo de rampas y lisos deben tomarse en cuenta los siguientes aspectos:

    - Los sobrescurrimientos o fallas inversas sobreponen rocas antiguas sobre rocas msnuevas.

    - El engrosamiento estructural ocurre slo entre la rampa del bloque yacente y la rampa delbloque colgante.

    - El anticlinal se produce slo en el bloque colgante, en tanto que las rocas del bloqueyacente permanecen no deformadas.

    - El sobrescurrimiento corta la secuencia estratigrfica en la rampa del bloque yacente y enla rampa del bloque colgante.

    - El rechazo estratigrfico no constituye un buen indicador de la magnitud deldesplazamiento.

  • Figura 4.2: Geometra de rampas y lisos. (a) Orden de aparicin de los sobrescurrimientos.(b) Elementos geomtricos. (1) Nivel incompetente. (2) Sobrescurrimiento potencial. (4)Primer sobrescurrimiento. (5) Segundo sobrescurrimiento. (6) Anticlinal en el bloquecolgante. (7) Limbo delantero. (8) Limbo trasero. (9) Sentido del transporte del bloquecolgante.

    Existen tres tipos de pliegues que se pueden desarrollar en relacin con unsobrescurrimiento:

    - Pliegue por cambio de manteo de una falla o fault-bend fold.

    - Pliegue debido a la propagacin de una falla o fault-propagation fold.

    - Pliegue por despegue simple o detachement.

    En los pliegues por cambio de manteo de una falla o fault bend fold se supone que lospliegues que se producen son del tipo chevron, es decir poseen flancos rectos y charnelasagudas, dado que obedecen a cambios bruscos en el manteo de una falla. El pliegue presentaun flanco delantero o forelimby un flanco trasero o backlimb (figura 4.3a). Estos flancospermiten determinar la ubicacin de las rampas en subsuperficie. Existen dos tipos de estospliegues: Pliegues del Modo I y Pliegues del Modo II. En los Pliegues del Modo I, el flancodelantero presenta su estratigrafa en posicin normal (figura 4.3b). En los Pliegues delModo II, el flanco delantero presenta sus capas en posicin invertida (figura 4.3c).

  • Figura 4.3: (a) Pliegue anticlinal por cambio de manteo de una falla inversa (FI). (b) ModoI. (c) Modo II. (1) Limbo delantero. (2) Limbo trasero.

    En los pliegues por propagacin de falla, el sobrescurrimiento sigue primero un nivelincompetente y luego forma una rampa hasta un punto de trmino o tip point (figura4.4a). El rechazo de las capas en el bloque colgante disminuye progresivamente hasta elpunto de trmino. Despus del punto de trmino, las capas mantienen su continuidadestratigrfica en el limbo delantero del pliegue. Con posterioridad, la falla inversa osobrescurrimiento puede activarse nuevamente, ya sea abrindose camino a travs del flancodelantero, o bien siguiendo un horizonte estratigrfico.

    En los pliegues por despegue simple o detachement el caso ms frecuente es el de undeslizamiento de cobertura sedimentaria por sobre un zcalo rgido o basamento (figura4.4b), como consecuencia del acortamiento. Los pliegues se forman en la cobertura en lamisma forma que se forman pliegues en una alfombra que se desliza sobre un piso msrgido.

  • Figura 4.4: (a) Pliegue por propagacin de falla. (b) Pliegue por despegue simple. (1) Puntode trmino. (2) Cobertura. (3) Basamento. (FI) Falla inversa. (ND) Nivel de despegue.

    PLIEGUES PORCAMBIO DE MANTEO DE UNA FALLA INVERSA

    En lo que sigue se determinan las relaciones angulares y la evolucin de los pliegues porcambio de manteo de una falla inversa.

    Relaciones angulares

    Las premisas para encontrar relaciones entre los diferentes ngulos involucrados para unpliegue por cambio de manteo de una falla inversa son:

    - Los cambios de manteos son bruscos.- Se conserva el rea ntes y despus de la deformacin.- El espesor de las capas se conserva.

    Estas premisas tienen las siguientes implicaciones:

    - La longitud de las capas se conserva.- La deformacin se realiza por deslizamiento paralelo de las capas.- Los pliegues son de tipo chevron.

  • Los ngulos involucrados en un pliegue por cambio de manteo de una falla son: el nguloaxial g, el ngulo de corte de las capas con la rampa q, el ngulo de cambio de manteo de lafalla inversa f y el ngulo que forma el flanco delantero del pliegue con el liso superior b(figura 4.5).

    Figura 4.5: Elementos geomtricos en un pliegue por cambio de manteo de una falla inversa(FI).

    Siendo g fcil de medir en terreno, el problema geomtrico a resolver es: Cul es el cambiode manteo f de la rampa que produce un pliegue con ese ngulo axial g ? Recurriendo a laspremisas se tiene que:

    Area de capas deformadas=Area de capas no deformadasD ABD = D ABC

    Longitud de capas deformadas = Longitud de capas no deformadas BD=BC=l

    En figura 4.6 se detallan las relaciones trigonomtricas que se forman al interior de losdiferentes tringulos:

    BE = lsenqsen( 2g - q)

    ED = lsengsenfsen(f+g -q)sen( 2g -q)

  • Sumando las dos expresiones anteriores, se tiene:

    l =BE+ED= lsenqsen( 2g - q)

    + lsengsenfsen(f + g - q)sen( 2g - q)

    Simplificando por l y arreglando la expresin anterior, se llega finalmente a una ecuacinque expresa el ngulo de rampa f en funcin del ngulo axial g y el ngulo de corte q: :

    f =(