Guia de Clase - Capitulo III

CAPTULO III

ANLISIS ESTRUCTURAL

En este captulo se vern los conceptos bsicos relacionados con las

principales estructuras geolgicas.

1. PLIEGUES

Un pliegue es una ondulacin que ocurre durante la deformacin dctil de las

rocas (Twiss & Moore, 1997; Figura 1). Los pliegues pueden observarse a

cualquier escala y son una de las estructuras geolgicas ms importantes,

pues permiten obtener una gran cantidad de informacin sobre el proceso de

deformacin que los cre. Esta importancia se ve reflejada en los

innumerables trabajos realizados sobre ellos y en la gran variedad de

propuestas para su anlisis y descripcin.

Figura 1. Pliegue regional. Fuente: http://www.zmescience.com/science/geology/geopicture-of-the-week-folds-at-mt-

head/#!bm8tuL

GUA DE CLASE - ELEMENTOS DE GEOLOGA ESTRUCTURAL

ANA MARA ABAD POSADA. ING. GELOGA, M.Sc. Pgina 2

1.1. Terminologa

El primer paso para poder describir y medir correctamente la geometra de un

pliegue consiste en conocer las partes que lo comprenden (Figura 2).

Figura 2. Partes de un pliegue. Fuente: Modificado de Fossen (2010)

(a) Flancos. Capas con orientacin diferente que, conjuntamente, forman la

geometra del pliegue. Tambin son explicados como la porcin menos

curva de un pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004).

(b) Plano axial. Plano imaginario que conecta las lneas de charnela de las

diferentes capas que conforman el pliegue (Van der Plujim &

Marshak, 2004; Fossen, 2010).

(c) Eje axial. Eje imaginario resultante de la interseccin del plano axial con

la superficie del pliegue.

(d) Zona de Charnela. Zona que conecta dos flancos con orientaciones

diferentes (Fossen, 2010), esto es, la regin de mxima curvatura del

pliegue (Van der Plujim & Marshak, 2004).

(e) Punto de charnela. Punto de mxima curvatura del pliegue

(Fossen, 2010).

(f) Lnea de charnela. Lnea que une los puntos de charnela a lo largo del

pliegue (Fossen, 2010); esta lnea es la de mayor curvatura en el pliegue

(Van der Plujim & Marshak, 2004).



(g) ngulo interlimbo. ngulo formado por dos flancos consecutivos

(Fossen, 2010).

(h) Punto de inflexin. Punto a partir del cual el flanco comienza a formar

un pliegue de curvatura opuesta, es decir, el lugar en un flanco donde el

sentido de curvatura cambia (Van der Plujim & Marshak, 2004).

(i) Cresta. Zona externa de la superficie del plegamiento en la zona de la

charnela.

(j) Ncleo. Zona interna de la superficie del plegamiento en la zona de la

charnela.

(k) Amplitud. Mitad de la altura de la estructura medida paralelamente al

plano axial, entre el punto ms alto (o bajo) del pliegue y el punto de

inflexin.

(l) Longitud de onda. Distancia entre dos charnelas de la misma capa del

pliegue y con la misma orientacin (Van der Plujim & Marshak, 2004).

A continuacin se mostrarn algunas de las clasificaciones generales que

permiten realizar una descripcin bsica de los pliegues.

1.2. Clasificacin de los pliegues segn su morfologa

Clasificar los pliegues segn su morfologa implica realizar una descripcin de

la geometra de stos con base en ciertos parmetros (sentido de curvatura,

posicin espacial, ngulo interlimbo y simetra). Es importante resaltar que

estos parmetros no son excluyentes sino complementarios, es decir, cuando

se trabaja con pliegues deben hacerse anotaciones sobre cada uno de estos

factores con el fin de obtener una descripcin tan completa como sea posible.

1.2.1. Segn su sentido de curvatura

La clasificacin segn el sentido de curvatura permite describir el pliegue

segn se dobla hacia arriba o hacia abajo, teniendo en cuenta si se conoce, o

no, la edad o posicin relativa de las capas que lo componen.

1.2.1.1. Antiforme



Un antiforme es una estructura geolgica en la que las capas que componen

el pliegue se doblan hacia abajo, quedando la charnela en la parte ms alta

(Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o

posicin relativa original entre los estratos (Figura 3a). Puede observarse que

el trmino antiforme se relaciona nicamente con la forma en la que las capas

se doblan.

1.2.1.2. Sinforme

Un sinforme es una estructura geolgica en la que las capas que componen el

pliegue se doblan hacia arriba, quedando la charnela en la parte ms baja

(Van der Plujim & Marshak, 2004). Adicionalmente, no se conoce la edad o

posicin relativa original entre los estratos (Figura 3b). Puede observarse que

el trmino sinforme se relaciona nicamente con la forma en la que las capas

se doblan.

1.2.1.3. Anticlinal

Un anticlinal es una estructura geolgica en la que las capas que componen

el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas ms nuevas se

encuentran sobre las ms antiguas (rocas ms antiguas hacia el ncleo del

pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3c). Puede observarse que

el trmino anticlinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se

doblan, como con la posicin relativa de las capas segn su edad (absoluta o

relativa).

1.2.1.4. Sinclinal

Un sinclinal es una estructura geolgica en la que las capas que componen el

pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas ms nuevas se

encuentran sobre las ms antiguas (rocas ms nuevas hacia el ncleo del

pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3d). Puede observarse que

el trmino sinclinal se relaciona tanto con la forma en la que las capas se

doblan, como con la posicin relativa de las capas segn su edad (absoluta o

relativa).

1.2.1.5. Anticlinal sinforme

Un anticlinal sinforme es una estructura geolgica en la que las capas que

componen el pliegue se doblan hacia arriba y, adicionalmente, las rocas ms

nuevas se encuentran bajo las ms antiguas (rocas ms antiguas hacia el

ncleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3e).



1.2.1.6. Sinclinal antiforme

Un sinclinal antiforme es una estructura geolgica en la que las capas que

componen el pliegue se doblan hacia abajo y, adicionalmente, las rocas ms

nuevas se encuentran bajo las ms antiguas (rocas ms nuevas hacia el

ncleo del pliegue; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 3f).

1.2.1.7. Anticlinorio

Trmino empleado para definir un antiforme o anticlinal regional compuesto

por antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) ms pequeos con

espaciamiento sistemtico razonable (Davis & Reynolds, 1996; Figura 3g). En

conclusin, un anticlinorio es un pliegue regional formado por una sucesin

de pequeos pliegues cuya lnea media define una estructura antiforme.

1.2.1.8. Sinclinorio

Trmino empleado para definir un sinforme o sinclinal regional compuesto por

antiformes y sinformes (o anticlinales y sinclinales) ms pequeos con

espaciamiento sistemtico razonable (Davis & Reynolds, 1996; Figura 3g). En

conclusin, un sinclinorio es un pliegue regional formado por una sucesin de

pequeos pliegues cuya lnea media define una estructura sinforme.

(a) (b)

(c) (d)



(e) (f)

(g)

Figura 3. Clasificacin de los pliegues segn su sentido de curvatura: (a) antiforme; (b) sinforme; (c) anticlinal; (d) sinclinal; (e) anticlinal

sinforme; (f) sinclinal antiforme; (g) anticlinorio y sinclinorio Fuente: (a), (b), (c), (d), (e) y (f) propia; (g) modificado de Davis & Reynolds (1996).

1.2.2. Segn su posicin espacial

Los pliegues pueden ser descritos segn la posicin espacial del plano axial y

del eje axial (Tabla 1; Figura 4).

Tabla 1. Clasificacin de los pliegues segn su posicin espacial.

Tipo de pliegue Buzamiento plano axial

()

Plunge o cabeceo eje

axial ()

Normal 80 10

Vertical 80 80

Recumbente 10 10



Inclinado 10 80 10

Vertical con cabeceo 80 10 80

Recostado 10 80 45 80

Inclinado con cabeceo 10 80 10 45

Figura 4. Clasificacin de los pliegues segn su posicin espacial. Fuente: Modificado de Fossen (2010)

1.2.2.1. Pliegue normal

Un pliegue se clasifica como normal cuando el buzamiento de su plano axial

es vertical o subvertical ( 80) y el plunge o cabeceo de su eje axial es

horizontal o subhorizontal ( 10).

1.2.2.2. Pliegue vertical



Un pliegue se clasifica como vertical cuando el buzamiento de su plano axial

y el plunge o cabeceo de su eje axial son verticales o subverticales ( 80

y 80).

1.2.2.3. Pliegue recumbente

Un pliegue se clasifica como recumbente cuando el buzamiento de su plano

axial y el plunge o cabeceo de su eje axial son horizontales o subhorizontales

( 10 y 10).

1.2.2.4. Pliegue inclinado

Un pliegue se clasifica como inclinado cuando el buzamiento de su plano axial

es de alto ngulo, inclinado o de bajo ngulo (10 80) y el plunge o

cabeceo de su eje axial es suave, moderado o pronunciado (10 80).

1.2.2.5. Pliegue vertical con cabeceo

Un pliegue se clasifica como vertical con cabeceo cuando el buzamiento de su

plano axial es de alto ngulo ( 80) y el plunge o cabeceo de su eje axial

es suave, moderado o pronunciado (10 80).

1.2.2.6. Pliegue recostado

Un pliegue se clasifica como recostado cuando el buzamiento de su plano axial

es de alto ngulo, inclinado o de bajo ngulo (10 80) y el plunge o

cabeceo de su eje axial es moderado o pronunciado (45 80).

1.2.2.7. Pliegue inclinado con cabeceo

Un pliegue se clasifica como inclinado con cabeceo cuando el buzamiento de

su plano axial es de alto ngulo, inclinado o de bajo ngulo (10 80)

y el plunge o cabeceo de su eje axial es suave o moderado (10 45).

1.2.3. Segn su ngulo interlimbo

Los pliegues pueden clasificarse midiendo la apertura de su ngulo interlimbo

(Fossen, 2010; Figura 5).



Figura 5. Clasificacin de los pliegues segn su ngulo interlimbo. Fuente: Modificado de Fossen (2010)

1.2.3.1. Pliegue suave

Un pliegue se clasifica como suave cuando su ngulo interlimbo est entre

120 y 180.

1.2.3.2. Pliegue abierto

Un pliegue se clasifica como abierto cuando su ngulo interlimbo est entre

70 y 120.

1.2.3.3. Pliegue cerrado

Un pliegue se clasifica como cerrado cuando su ngulo interlimbo est entre

30 y 70.

1.2.3.4. Pliegue isoclinal

Un pliegue se clasifica como isoclinal cuando su ngulo interlimbo est entre

0 y 30.

1.2.4. Segn su simetra

Un pliegue puede ser descrito segn su simetra con respecto al plano axial


1.2.4.1. Pliegue simtrico

Se dice que un pliegue es simtrico cuando su superficie envolvente es

aproximadamente perpendicular (10) a su plano axial (Van der Plujim &

Marshak, 2004).



1.2.4.2. Pliegue asimtrico

Se dice que un pliegue es asimtrico cuando su superficie envolvente no es

perpendicular a su plano axial (Van der Plujim & Marshak, 2004).

(a)

(b)

Figura 6. Clasificacin de los pliegues segn su simetra: (a) simtrico; (b) asimtrico

Fuente: Modificado de Grotzinger et al. (2007)

Ejercicio. Realice la descripcin geomtrica de los pliegues de la Figura 7 segn su

morfologa.



(a)

(b)

(c)



(d)

Figura 7. Plegamientos. Fuentes: (a) y (b) http://sweetwatercolorado.us/geologic_formations_at_sweetwater.htm; (c)

http://www.supertopo.com/climbing/thread.php?topic_id=1037429&tn=100; (d)

http://www.saudicaves.com/geotour/index.html

1.3. Clasificacin de los pliegues segn su estilo

Clasificar un pliegue segn su estilo significa asignarle el nombre de un tipo

comn de pliegue, al cual se parece segn su forma (Fossen, 2010). Esta

clasificacin proviene de la comparacin con pliegues que se encuentran

comnmente en la naturaleza y que poseen nombres especficos.

1.3.1. Tipo Kink

Los pliegues tipo kink son pliegues asimtricos con flancos rectos y charnelas

agudas; ocurren generalmente como un flanco corto que conecta dos flancos

ms largos (Burchfiel & Studnicki-Gizbert, 2005; Figura 8).

1.3.2. Tipo Chevron

Los pliegues tipo chevron son pliegues simtricos con flancos rectos y

charnelas agudas que usualmente acomodan un acortamiento paralelo a la

orientacin de las capas de la secuencia (Twiss & Moore, 1997; Figura 9).



Figura 8. Pliegue tipo kink. Fuente: Modificado de http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/04/03/kink-fold-in-castner-marble/

Figura 9. Pliegue tipo Chevron. Fuente: http://www.zmescience.com/other/geopicture/geopicture-week-british-folds/#!bn5M8N

1.3.3. Pliegues parsitos

Los pliegues parsitos son plegamientos de segundo orden que se forman en

grandes estructuras sinformes o antiformes (Fossen, 2010; Figura 10). Los

pliegues parsitos son asimtricos y esta geometra caracterstica indica su

posicin en la estructura de primer orden, ayudando as en la interpretacin

de la estructura regional cuando no puede ser observada directamente en el

campo (Fossen, 2010).



Figura 10. Pliegues parsitos. Fuente: http://kathygoestobristol.blogspot.com/2012/05/scotland-land-of-castles-scenery.html

1.3.4. Pliegues ptigmticos (ptygmatic fold)

Los pliegues ptigmticos son plegamientos intensos, disarmnicos

(Twiss & Moore, 1997), que ocurren generalmente en venas o capas delgadas

de litologa altamente contrastante con la encajante (Van der Plujim &

Marshak, 2004; Figura 11). Las rocas en las que mejor se observa este tipo

de plegamiento son las migmatitas.

Figura 11. Pliegues ptigmticos. Fuente: http://saturniancosmology.org/files/geology/sect2_1a.html



1.3.5. Homoclinal

Un pliegue se denomina homoclinal cuando las capas poseen un buzamiento

diferente a 0, a escala regional, sin charnelas visibles (Twiss & Moore, 1997;

Figura 12).

Figura 12. Pliegue homoclinal. Fuente: Modificado de http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/04/03/kink-fold-in-castner-marble/

1.3.6. Monoclinal

Un pliegue se denomina monoclinal cuando slo tienen un flanco inclinado;

las capas a cada lado del flanco inclinado son horizontales (Van der Plujim &

Marshak, 2004; Figura 13)

Figura 13. Pliegue monoclinal. Fuente: http://clasfaculty.ucdenver.edu/callen/1202/Battle/Build/Folding/MonoclinesExtreme.jpg



1.3.7. Pliegues superpuestos

Un pliegue superpuesto se forma cuando un nuevo evento de plegamiento se

sobrepone sobre un plegamiento ms antiguo (Figura 14).

Figura 14. Pliegues superpuestos. Fuente: http://hypocentre.files.wordpress.com/2012/01/rock3660103-scaled1000.jpg

Ejercicio. Realice la descripcin geomtrica de los pliegues de la Figura 7 segn su

estilo.

1.4. Caractersticas adicionales de los pliegues

Otra caracterstica importante en la descripcin de un pliegue es la

identificacin de su orden, pues es comn encontrar que bajo un mismo

sistema de esfuerzos se desarrollen plegamientos a mltiples escalas.

Grandes pliegues incluirn en sus flancos y charnelas plegamientos menores

(Twiss & Moore, 1997). Los grandes pliegues se conocen como de primer

orden, los plegamientos dentro de estos pliegues se conocen como de

segundo orden y as, sucesivamente (Figura 15).

1.5. Cinemtica del plegamiento

El plegamiento constituye un doblamiento (deformacin dctil) de una o

varias capas de roca como resultado de la aplicacin de un esfuerzo. Cada

una de estas capas, durante el proceso de doblamiento sufre tensin en su

parte superior y compresin en su parte inferior. Esto ocurre porque, durante

el plegamiento, la zona de la cresta del pliegue est siendo estirada en tanto

que la zona del ncleo del pliegue est siendo comprimida (Figura 17).



Figura 15. Orden de los pliegues. Fuente: Modificado de Twiss & Moore (1997)

(a)

(b)

Figura 16. Cinemtica de los pliegues: (a) antes de la deformacin; (b) despus de la deformacin.

Fuente: (a) propia; (b) Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).



1.6. Estructuras internas de los pliegues

Una de las estructuras internas de los pliegues ms tiles en geologa

estructural son los pliegues parsitos. Cuando existe una alternancia entre

capas delgadas y gruesas, las capas delgadas tienden a plegarse primero

mientras que las capas gruesas aumentarn su espesor conservando su

orientacin original; posteriormente, las capas gruesas se plegarn,

desarrollando la estructura de primer orden que controlar la geometra final

del pliegue (Fossen, 2010; Figura 17).

Figura 17. Formacin de pliegues parsitos: (a) antes de la deformacin; (b) etapa de plegamiento de las capas delgadas; (c) etapa de plegamiento

de las capas gruesas. Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Los pliegues parsitos generalmente son nombrados segn la letra del

alfabeto a la que se asemejan (Fossen, 2010; Figura 18). Aquellos que

parecen una letra Z (zeta) son llamados pliegues tipo Z, los parecidos a la

letra S (ese) son llamados pliegues tipo S. En los antiformes, en la zona de la

charnela se forman pliegues similares a una letra M (eme), por lo cual son

llamados pliegues tipo M; en los sinformes, en la zona de la charnela se

forman pliegues similares a una letra W (doble u), por lo cual son llamados

pliegues tipo W. Los pliegues tipo S y tipo Z son asimtricos, en tanto que los

pliegues tipo M y tipo W son simtricos (Van der Plujim & Marshak, 2004;

Fossen, 2010).



Figura 18. Tipos de pliegues parsitos en antiformes y sinformes. Fuente: Modificado de Fossen (2010).

La importancia de estas estructuras radica en que, a partir de la observacin

de pliegues parsitos es posible inferir lo siguiente:

(a) Los pliegues parsitos son indicadores inequvocos de la

presencia de un pliegue. Si en campo slo se observa una secuencia

estratificada con pliegues parsitos, puede concluirse que la secuencia

observada es parte de un plegamiento de mayor orden (Figura 19).

(a)

(b)

Figura 19. Presencia de pliegues parsitos: (a) secuencia plegada; (b) Secuencia plegada? Secuencia sin deformacin?

Fuente: Propia.

(b) Los pliegues parsitos pueden ayudar a interpretar la geometra

de un plegamiento no observado. A partir de los pliegues parsitos es

posible conocer la cinemtica del pliegue e indicar as donde se encuentran la

charnela, el ncleo y la cresta del mismo (Figura 20). Observar que las flechas

que indican la cinemtica del pliegue convergen hacia la cresta y divergen

desde el ncleo.



Figura 20. Cinemtica de los pliegues parsitos (las flechas moradas indican la cinemtica de los pliegues parsitos).

Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Ejercicio. Identifique la cinemtica y posible geometra de los pliegues de

primer orden de las fotografas de la Figura 21.

(a)



(b)

Figura 21. Pliegues parsitos. Fuentes: (a) http://www.webpages.uidaho.edu/~simkat/geol345_files/chevron_fold_NZ.jpg; (b)

http://en.wikipedia.org/wiki/Fold_(geology)#mediaviewer/File:Dextral_shear_folds.JPG

Ejercicio. Identifique los pliegues parsitos en S, Z, M y W de las fotografas

de la Figura 22. Dibuje la cinemtica del plegamiento.

(a)



(b)

Figura 22. Pliegues parsitos. Fuentes: (a) http://www.ncwcom.com/~jones/Geology/mount.htm; (b)

http://earthphysicsteaching.homestead.com/Principles_Structural_Geology_I.html

1.7. Mecanismos de plegamiento

Existen tres mecanismos bsicos de plegamiento: plegamiento activo o

doblamiento (active folding o buckling), plegamiento pasivo (passive folding)

y flexin (bending).

1.7.1. Plegamiento activo o doblamiento

EL plegamiento activo ocurre cuando los estratos se deflectan

perpendicularmente a la estratificacin (Suppe, 1985), como consecuencia de

la aplicacin de un esfuerzo compresivo paralelo a la estratificacin (Twiss &

Moore, 1997; Figura 23). Generalmente, en principio ocurre un aumento en

el espesor de los estratos y luego, el plegamiento; por lo tanto el espesor

inicial del material y sus propiedades determinan la forma del pliegue (Fossen,

2010; Figura 24).



(a)

(b)

(c)

Figura 23. Plegamiento activo: (a) Antes de la deformacin; (b) deformacin evidenciada en aumento de espesor; (c) plegamiento activo

Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Figura 24. Plegamiento activo. Fuente: http://www.see.leeds.ac.uk/structure/folds/describing/closer/disharm.htm



1.7.2. Plegamiento pasivo

El plegamiento pasivo ocurre como resultado de la amplificacin de

irregularidades naturales en las capas o como la consecuencia de flujo

diferencial (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 25). El plegamiento

pasivo ocurre en capas de poca competencia que actan como marcadores

que registran la deformacin, pero que no ejercen influencia alguna en la

forma del pliegue y en el proceso de plegamiento (Fossen, 2010; Figura 26).

(a)

(b)

(c)

Figura 25. Plegamiento pasivo: (a) Antes de la deformacin; (b) y (c) aumento de espesor y plegamiento pasivo del estrato verde.

Fuente: Modificado de http://www.geo.arizona.edu/~scojoh/103materials/Lecture17slides.pdf

Figura 26. Plegamiento pasivo. Fuente: http://commons.wikimedia.org/wiki/File:Rock_-_geograph.org.uk_-_204562.jpg



1.7.3. Flexin

El plegamiento por flexin ocurre cuando los esfuerzos actan

perpendicularmente o a un alto ngulo con respecto a la orientacin de las

capas (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 27).

(a)

(b)

Figura 27. Flexin: (a) Antes de la deformacin; (b) despus de la deformacin.

Fuente: Fossen (2010).

Existen varios fenmenos en la naturaleza que pueden producir un

plegamiento por flexin:

(a) Boudinage. El boudinage es un fenmeno en el que, como consecuencia

de un estiramiento, cuerpos de litologa rgida quedan aislados, en forma de

lentes (boundins), dentro de una matriz dctil (Van der Plujim & Marshak,

2004). El plegamiento por flexin ocurre porque la matriz dctil se dobla para

rellenar el espacio dejado por los boudins (Figura 28).

Figura 28. Flexin asociada a Boudinage. Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imagen:

http://folk.uib.no/nglhe/PhotoAlbum/Boudinage%20Chapter%2014/index.html

(b) Flexin asociada a rampas de cabalgamiento (fault-bend fold).

Se habla del trmino cabalgamiento cuando un bloque de roca sube con



respecto a otro a travs de una falla de bajo ngulo (falla de cabalgamiento o

thrust). Durante el proceso de cabalgamiento, el arrastre y levantamiento del

bloque superior es acomodado por plegamientos por flexin (Fossen, 2010;

Figura 29).

Figura 29. Flexin asociada a rampas de cabalgamiento. Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imagen: http://memoirs.gsapubs.org/content/200/357/F6.large.jpg

(c) Flexin asociada a fallas reactivadas del basamento. Cuando una

secuencia sedimentaria es empujada como consecuencia de la reactivacin de

fallas en el basamento, ocurre plegamiento por flexin (Fossen, 2010; Figura

30).

(d) Flexin asociada a domos de sal e intrusivos. Los domos de sal y

los intrusivos someten a las rocas encajantes a grandes empujes, como

consecuencia de la bsqueda de menores presiones (equilibrio). Estos

empujes generan plegamiento por flexin en las encajantes (Fossen, 2010;

Figura 31).

(e) Flexin asociada a compactacin diferencial. La compactacin

diferencial ocurre cuando los sedimentos se doblan como resultado de

diferentes grados de compactacin de las capas inferiores (Fossen, 2010;

Figura 32). Este fenmeno tambin puede ocurrir en obras de ingeniera, en

las que puede ocurrir compactacin diferencial en el suelo donde se cimentan

las obras (Figura 32).



Figura 30. Flexin asociada a fallas reactivadas. Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imgenes: http://www.ncgeolsoc.org/Field%20Trips/2003%20-

%202004/PTReyesFT/Pt%20Reyes%20Area%20FT.htm y

http://tle.geoscienceworld.org/content/30/12/1408/F2.large.jpg

Figura 31. Flexin asociada a domos de sal e intrusivos.

Fuente. Esquema: Fossen (2010); Imgenes:

http://wholefish.files.wordpress.com/2009/05/salt_domeseismic.jpg y http://www.ged.rwth-

aachen.de/Ww/projects/ogtech/saltdomes/saltdomes.html



Figura 32. Flexin asociada a compactacin diferencial.

Fuente. Esquema: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week12/neotectonics.html; Imgenes:

http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week12/neotectonics.html y http://www.nachi.org/visual-

inspection-concrete.htm

2. ESTRUCTURAS PLANARES Y LINEALES

En geologa estructural se emplea el trmino fbrica para definir la distribucin

geomtrica de componentes caractersticos en la roca (Van der Plujim &

Marshak, 2004). La fbrica de una roca puede ser lineal, planar o ambas. Se

dice que una roca tiene fbrica planar cuando contiene minerales tabulares,

laminares o planos con una orientacin comn; una fbrica lineal se define

cuando la roca posee elementos alargados con una orientacin preferencial


(a)

(b)

Figura 33. Fbrica (a) planar; (b) lineal. Fuente: Fossen (2010).

A continuacin se vern las principales estructuras planares y lineales que

ocurren en las rocas.



2.1. Estructuras planares

Las estructuras planares son aquellas que son definidas por fbricas planares

o curviplanares (Van der Plujim & Marshak, 2004). En geologa estructural las

ms importantes son la foliacin y el clivaje.

2.1.1. Foliacin

La foliacin es un trmino general empleado para describir una fbrica planar

o curviplanar en una roca (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010).

Al ser un trmino tan genrico, la foliacin puede ser tanto una estructura

primaria como una estructura secundaria.

2.1.1.1. Foliacin primaria

La foliacin primaria es aquella que se forma durante la formacin de la roca.

Puede observarse tanto en rocas gneas como sedimentarias.

(a) Foliacin diagentica. La foliacin diagentica se desarrolla, como su

nombre lo indica, durante la diagnesis de los sedimentos, a modo de

pequeas estructuras planares paralelas a la estratificacin (Figura 34). Esta

foliacin se caracteriza por la orientacin paralela de delgados granos de mica

con aristas desgastadas (Passchier & Trouw; 2005).

Figura 34. Foliacin diagentica. Fuente: Passchier & Trouw (2005).



(b) Bandeamiento de flujo. El bandeamiento de flujo ocurre durante la

cristalizacin de las rocas gneas plutnicas como consecuencia de un flujo

planar no uniforme (Figura 35) y se define como una intercalacin de capas

con mayores y menores concentraciones de cristales que, conjuntamente,

definen una foliacin (Best, 2003; Figura 36).

Figura 35. Origen del bandeamiento de flujo. Fuente: Best (2003).

Figura 36. Bandeamiento de flujo. Fuente: http://flowbanded.blogspot.com/2010/12/flow-banding-short-primer-also-my-first.html

(c) Estructura schlieren. La estructura schlieren se define como

concentraciones tenuemente orientadas de minerales mficos en una matriz

ms leucocrtica (de color claro; Best, 2003). Esta foliacin puede formarse

por (Best, 2003): (1) acumulacin de plagioclasas tabulares en el piso de la

cmara magmtica; (2) compactacin de un arreglo aleatorio de cristales

tabulares, por su propio peso; (3) flujo planar del magma que orienta las

plagioclasas tabulares.

(d) Estructura eutaxtica. La estructura eutaxtica es una estructura

planar que se forma en las rocas gneas volcnicas como consecuencia de la

compactacin gravitacional de piroclastos y de la eliminacin de espacios

porosos en la matriz volcnica (Best, 2003; Figura 39).



Figura 37. Estructura schlieren. Fuente: Best (2003).

Figura 38. Estructura schlieren. Fuente: Propia.

Figura 39. Estructura eutaxtica. Fuente: http://flowbanded.blogspot.com/2010/12/flow-banding-short-primer-also-my-first.html



2.1.1.2. Foliacin secundaria.

La foliacin secundaria es aquella que se forma durante la deformacin de la

roca, por lo tanto es una foliacin tectnica que se desarrolla generalmente

perpendicular al esfuerzo principal mximo (1; Fossen, 2010; Figura 40). La

foliacin de las rocas metamrficas, al ser rocas secundarias, tambin se

considera secundaria.

(a)

(b)

Figura 40. Diferentes tipos de foliacin y su relacin con el esfuerzo principal mximo: (a) antes de la deformacin; (b) despus de la

deformacin Fuente: modificado de Passchier & Trouw (2005)

Para las filitas y pizarras, rocas formadas antes de alcanzar la condicin de

facies esquisto verde (temperaturas menores a 300), se emplea el trmino

clivaje para referirse a su foliacin (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura

41 y Figura 42).



Figura 41. Clivaje pizarroso (slaty cleavage). Fuente: http://www.hdwallsweb.com/wp-content/uploads/2013/06/sea-stone-slate-rock.jpg

Figura 42. Clivaje filtico (phyllitic cleavage). Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week8/fabrics.html

Para los esquistos, anfibolitas, gneises y milonitas el trmino foliacin es

correcto (Figura 43, Figura 44, Figura 45 y Figura 46).



Figura 43. Foliacin o esquistosidad en esquistos. Fuente: http://www.sdnhm.org/archive/research/geology/jschist1.html

Figura 44. Foliacin o esquistosidad en anfibolitas. Fuente: http://www.geol.ucsb.edu/faculty/hacker/geo102C/lectures/shearBands.jpg



Figura 45. Foliacin o bandeamiento en gneises. Fuente: http://geomaps.wr.usgs.gov/archive/socal/geology/transverse_ranges/index.html

Figura 46. Foliacin en milonitas. Fuente: http://users.monash.edu.au/~weinberg/Pages/Reru_valley/Reru_valley/50pct/DSC03555.JPG

2.1.2. Clivaje en pliegues

El clivaje en los pliegues es un tipo particular de foliacin secundaria que

generalmente se forma paralelamente al plano axial del plegamiento (clivaje

de plano axial; Fossen, 2010). Durante la etapa inicial de compresin del

plegamiento por doblamiento (buckling), etapa que involucra aumento en el

espesor de los estratos sin plegamiento, algunas veces se desarrollan

estructuras perpendiculares al esfuerzo principal mximo (1) que finalmente,

durante la etapa de plegamiento, formarn el clivaje caracterstico de los



pliegues (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 47 y Figura

48).

(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 47. Formacin del clivaje en los pliegues (la lnea negra representa la estratificacin, la roja punteada el clivaje y la flecha roja al esfuerzo

principal mximo - 1): (a) antes de la deformacin; (b) etapa 1 de deformacin con aumento de espesor de los estratos; (c) etapa 2 de deformacin con aumento de espesor de los estratos; (d) etapa 3 de

deformacin con desarrollo de plegamiento. Fuente: Propia



(a)

(b)

Figura 48. Clivaje de plano axial. Fuente: http://www.geocaching.com/geocache/GC26CM1_axial-planar-cleavage-in-folded-

slate?guid=d437155e-85ec-4a3d-bebb-4fc88428f764

Algunas veces, cuando hay contraste en la competencia de los estratos, el

clivaje puede sufrir rotacin debido a la deformacin diferencial en los

estratos. Lo anterior se conoce como refraccin de clivaje (Fossen, 2010; Van

der Plujim & Marshak, 2004). Como puede verse en la Figura 49, el clivaje

sufre refraccin en los estratos de arenisca (ms competentes), en tanto en



los estratos de shale (menos competentes) el clivaje permanece perpendicular

al esfuerzo principal mximo (1) responsable por la formacin del pliegue;

sin embargo, es importante observar que en la zona de la charnela el clivaje

tiende a permanecer perpendicular a la estratificacin.

(a)

(b)

Figura 49. Refraccin del clivaje (a) etapa 1 de deformacin con aumento de espesor de los estratos; (b) etapa 2 de deformacin con desarrollo de

plegamiento. Fuente: Fossen (2010).

Figura 50. Refraccin del clivaje. Fuente: http://www.fault-analysis-group.ucd.ie/structurecontours/contours/outcrop_folds.html.



Dado que el clivaje es casi siempre paralelo o subparalelo al plano axial del

pliegue, ste puede emplearse para deducir la geometra completa del

pleagamiento teniendo en cuenta que un plano de clivaje solo cortar una sola

vez una superficie plegada en particular y que tiende a ser perpendicular a la

estratificacin en la zona de la charnela (Twiss & Moore, 1997; Figura 1;

Figura 51).

(a)

(b)

(c)

Figura 51. Clivaje como medio para interpretar la geometra del pliegue (a) datos de campo; (b) interpretacin del pliegue acorde con el clivaje; (c)

interpretacin errada del pliegue dado que el clivaje corta ms de una vez cada superficie plegada.

Fuente: Fossen (2010).

Ejercicio. Para las fotografas mostradas en la Figura 52 interprete la estratificacin, el

clivaje y disee la posible geometra del pliegue completo.



(a)

(b)



(c)

Figura 52. Clivaje de plano axial. Fuente: (a) http://blogs.agu.org/mountainbeltway/2012/07/07/structures-seen-at-floe-lake/; (b)

http://csmres.jmu.edu/geollab/vageol/vahist/Fracstru.html; (c)

http://www.geosci.usyd.edu.au/users/prey/FieldTrips/BrokenHillOlary/Mapping.html

2.2. Estructuras lineales

El trmino lineamiento se emplea para describir elementos lineales que

ocurren en una roca (Fossen, 2010). Cuando una estructura lineal se

desarrolla durante la deformacin de la roca se dice que es un lineamiento

construido (Twiss & Moore, 1997).

Desde el punto de vista estructural, la mayor parte de las lineaciones son

desarrolladas paralelamente al esfuerzo principal mnimo (3), por lo que su

identificacin resulta particularmente til en trminos de la definicin del

campo de esfuerzos.

Las principales estructuras lineales tectnicas son:

2.2.1. Lineacin de interseccin

La lineacin de interseccin es formada por el corte entre el clivaje y la

estratificacin en un pliegue (Fossen, 2010). Dado que el clivaje es

aproximadamente paralelo al plano axial (plano perpendicular a 1), la

lineacin de interseccin define la direccin del esfuerzo principal mnimo 3.



Figura 53. Lineacin de interseccin Fuente: http://www.rci.rutgers.edu/~schlisch/structureslides/foldhingeclbed.html

2.2.2. Lineacin mineral

La lineacin mineral de inters para la geologa estructural consiste en la

orientacin de minerales de geometra asimtrica (anfboles, plagioclasas,

etc.). Dicha orientacin, cuando es producida por un fenmeno tectnico,

suele ser paralela a la direccin de estiramiento (generalmente paralela al

esfuerzo principal mnimo 3) y por esta razn se conoce como lineacin de

estiramiento (Fossen, 2010).

Figura 54. Lineacin mineral. Fuente: http://www.ugr.es/~jmmm/Fotos/big/DSC00844.JPG



2.2.3. Estras de falla

Las estras de falla son estructuras lineales que se forman por abrasin de las

paredes puestas en contacto por la superficie de falla (Fossen, 2010). Estas

estructuras no son paralelas a ninguno de los esfuerzos principales, pero s lo

son con respecto a la direccin del movimiento de la falla.

Figura 55. Estras de falla. Fuente: Propia.

3. FRACTURAS

Una fractura es una discontinuidad planar o subplanar que se desarrolla en la

roca cuando su lmite de elasticidad es superado como consecuencia de la

aplicacin de un esfuerzo (Fossen, 2010).

Las fracturas pueden ser clasificadas en diaclasas (o fracturas de apertura),

fallas y venas o diques.

3.1. Diaclasas

Una diaclasa se define en trminos generales como una fractura natural en la

roca, a lo largo de la cual no hay un desplazamiento de cizalla medible

(desplazamiento paralelo al plano de la fractura; Van der Plujim & Marshak,

2004). El origen ms aceptado para la formacin de las diaclasas establece

que stas se abren perpendicularmente al esfuerzo principal mnimo -3-

sobre el plano que contiene a los esfuerzos principales mximo -1- y medio

-2 (Fossen, 2010; Figura 75).



Figura 56. Diaclasas y su relacin con los esfuerzos. Fuente: propia

A la hora de estudiar las diaclasas de un afloramiento, es importante tener en

cuenta la siguiente terminologa (tomada de Van der Plujim & Marshak, 2004):

(a) Familia de diaclasas. Se define una familia de diaclasas como un

arreglo de diaclasas que son paralelas o subparalelas (Figura 57).

(a)



(b)

Figura 57. Familias de diaclasas: (a) Familia de diaclasas en amarillo; (b) familia de diaclasas en verde.

Fuente: propia

(b) Sistema de diaclasas. Se define un sistema de diaclasas como dos o

ms familias de diaclasas que se intersectan a un ngulo aproximadamente

constante. Si son ortogonales, se habla de sistema ortogonal de diaclasas, si

hacen un ngulo de 30 o 60 se habla de sistema conjugado de diaclasas

(Figura 58).

Figura 58. Sistema conjugado de diaclasas (ngulo de 60 entre diaclasas). Fuente: propia



Es un tema controversial si los sistemas de diaclasas se forman

simultneamente o no. Por ahora se tiene como teora ms aceptada que slo

un sistema de diaclasas se forma bajo un sistema de esfuerzos particular,

siendo los otros sistemas resultado de un cambio local en los esfuerzos, o

sistemas formados en otra poca (no contemporneos), o fracturas de cizalla

mal clasificadas (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004).

3.1.1. Edad relativa

Twiss & Moore (1997) establecen que cuando ms de una familia de diaclasas

se desarrolla, las diaclasas ms jvenes terminan contra las ms antiguas

dado que la energa no puede propagarse por causa del fracturamiento previo

(Figura 59). Para estos autores, la edad relativa de las diaclasas puede ser

enmascarada por los siguientes factores:

Figura 59. Edad relativa de las diaclasas. Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/GEOL3300/week1/joints.html

(a) Si las diaclasas antiguas son cementadas por minerales hidrotermales,

el lmite entre estas diaclasas ya no actuar ms como una barrera para la

propagacin de la energa y las nuevas diaclasas podrn atravesarlas. Esta

situacin puede ser particularmente confusa si, en el presente, el cementante

de las diaclasas antiguas ya ha sido diluido por el agua (Figura 60).



(a) (b)

(c) (d)

Figura 60. Entrada de cementante en diaclasas ms antiguas: (a) formacin de las diaclasas ms antiguas; (b) entrada de cementante en las diaclasas; (c) formacin de la diaclasas ms nuevas; (d) disolucin del cementante.

Fuente: Propia

(b) Una diaclasa nueva puede desarrollarse a ambos lados de una ms

antigua, por lo que parecera que es continua y que la corta.

(a) (b)

(c)

Figura 61. Desarrollo de diaclasas ms nuevas alrededor de diaclasas ms antiguas: (a) formacin de la diaclasa ms antigua; (b) formacin de una diaclasa ms nueva; (c) formacin de otra diaclasa frente a la anterior.

Fuente: Propia



(c) Si se confunde una fractura de cizalla con una diaclasa, la fractura de

cizalla (fractura con movimiento milimtrico o centimtrico relativo) puede

mostrar el falso fin de una diaclasa que realmente est cortando. Para esto es

muy importante reconocer bien la fractura de cizalla y no confundirla con una

diaclasa.

(a) (b)

Figura 62. Confusin entre una diaclasa y una fractura de cizalla: (a) visualizacin de dos fracturas, una cortando a la otra; (b) aumento de escala de observacin donde se observa que la fractura que corta a la

diaclasa es realmente una fractura de cizalla. Fuente: Propia

Si en una misma roca se tiene una familia de diaclasas mineralizada o con

diques, y otra familia sin mineralizacin o diques, es muy probable que ambas

se hayan formado en etapas diferentes (Twiss & Moore, 1997).

3.1.2. Origen de las diaclasas

Las diaclasas no solo se forman por orgenes tectnicos, pueden formarse

como consecuencia en cambios en los sistemas de esfuerzos por factores

diferentes.

3.1.2.1. Diaclasas por liberacin de presin

Las diaclasas por liberacin de presin o diaclasas columnares son columnas

hexagonales, separadas por fracturas, que se forman durante el enfriamiento

y contraccin de rocas hipoabisales y lavas (Van der Plujim & Marshak, 2004;

Figura 63 y Figura 64).



Figura 63. Formacin de las diaclasas columnares. Fuente: http://homepage.usask.ca/~mjr347/prog/geoe118/geoe118.054.html

Figura 64. Diaclasas columnares. Fuente: http://www.cedd.gov.hk/eng/about/organisation/kkh_brief.html

3.1.2.2. Diaclasas en hoja o de exfoliacin (sheet joints)

Las diaclasas de exfoliacin son fracturas que se desarrollan de forma paralela

a la superficie topogrfica (Figura 65 y Figura 66); se forman normalmente

como consecuencia de un cambio en el sistema de esfuerzos local por

desconfinamiento de las rocas (exhumacin), donde los esfuerzos

horizontales dominan sobre los verticales (Van der Plujim & Marshak, 2004).



(a)

(b) (c)

Figura 65. Formacin de las diaclasas en hoja o de exfoliacin (sheet joints): (a) tiempo presente; (b) inicio de formacin; (c) vista

regional tiempo presente. Fuente: Modificado de Fossen (2010).

Figura 66. Diaclasas en hoja o de exfoliacin (sheet joints). Fuente: http://maps.unomaha.edu/maher/geo117/117igneous.html



3.1.2.3. Diaclasas por fracturamiento hidrulico

Las diaclasas por fracturamiento hidrulico son fracturas que se forman en

mltiples direcciones (direcciones aleatorias) como consecuencia de un

incremento en la presin de poro que, al superar la resistencia de la roca,

hace que las grietas o espacios que estn rellenos con fluido se propaguen

como fracturas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 67 y Figura 68).

Figura 67. Formacin de las diaclasas por fracturamiento hidrulico. Fuente: Modificado de Lillo y Oyarzun (2013).



Figura 68. Diaclasas por fracturamiento hidrulico. Fuente: https://www.flickr.com/photos/29750062@N06/6365848857/sizes/l/in/photostream/

3.1.2.4. Diaclasas tectnicas

Las diaclasas tectnicas son aquellas que se forman como resultado de la

aplicacin de un esfuerzo de tipo tectnico sobre la roca. Estas estructuras se

forman sobre el plano que contiene a los esfuerzos principales mximo -1- y

medio -2 y se abren perpendicularmente al esfuerzo principal mnimo -3-

(Fossen, 2010; Figura 69 y Figura 70).

Figura 69. Diaclasas tectnicas. Fuente: propia



Figura 70. Diaclasas tectnicas. Fuente: propia

3.1.3. Relacin de las diaclasas con otras estructuras

Las diaclasas, al igual que la mayora de las estructuras geolgicas, no ocurren

aisladas dentro de la roca sino acompaadas con otras estructuras. A

continuacin se presentan algunas de las diaclasas que pueden formarse

simultneamente con otras estructuras.

3.1.3.1. Diaclasas y fallas

Las diaclasas se encuentran comnmente asociados con las fallas por ser

ambas estructuras frgiles. Existen tres tipos comunes de asociacin entre

fallas y diaclasas (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 71): (a) diaclasas

tectnicas formadas por el mismo campo de esfuerzos que crea la falla; (b)

diaclasas formadas por el desarrollo de extensin local en una zona de

irregularidad geomtrica, en uno de los bloques divididos por la falla; (c)

diaclasas denominadas diaclasas pinadas (pinnate joints), adyacentes a zona

de ruptura de la falla, a 30 o 45 de la superficie de falla, que se forman por

extensin local mientras la falla se mueve.



(a)

(b)

(c)

Figura 71. Diaclasas asociadas al fallamiento: (a) diaclasas tectnicas; (b) diaclasas formadas sobre una irregularidad en la superficie de falla;

(c) diaclasas pinadas. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak, 2004.

3.1.3.2. Diaclasas y pliegues

Las diaclasas que se forman contemporneamente con los pliegues, en un

rgimen de deformacin frgil-dctil pueden ser (Twiss & Moores, 2007;

Figura 72): (a) diaclasas tectnicas que se forman bajo el mismo rgimen de

esfuerzos que crea el plegamiento; (b) fracturas de tensin asociadas al

estiramiento en la zona de la cresta del pliegue, las cuales suelen ser

conjugadas formando 30 con respecto al plano definido por 3 y 2; (c)

fracturas compresivas asociadas a la constriccin en el ncleo del pliegue,

generalmente son conjugadas, formando 30 con respecto al plano definido

por 3 y 2.

Figura 72. Diaclasas asociadas al plegamiento: (a) diaclasas tectnicas, en rojo; (b) diaclasas de tensin en la cresta, en azul; (c) diaclasas

compresivas en el ncleo, en verde. Fuente: Modificado de Twiss & Moores (2007)



3.1.3.3. Diaclasas e intrusivos

Los frentes de intrusin, especialmente aquellos de grandes cuerpos

plutnicos, generalmente modifican el campo de esfuerzos local, haciendo que

el esfuerzo principal mximo sea paralelo al frente de intrusin. Esta

modificacin hace que se desarrollen diaclasas paralelas al frente de intrusin

que, generalmente se rellenan con fluido magmtico (Figura 73).

Geomorfolgicamente se crean plegamientos por flexin (bending) y

estructuras circulares (Figura 74).

Figura 73. Diaclasas asociadas a intrusiones (1 est representado por la flecha roja)

Fuente: Modificado de Best (2003).

Figura 74. Geomorfologa de diaclasas asociadas a intrusiones. Fuente: http://www.expeditionportal.com/forum/threads/62664-Granite-Batholiths-Bedouin-Wells-and-

Abandoned-Villages-of-Arabia-Shield



3.2. Fallas

Las fallas son estructuras complejas y por esta razn hay diversas propuestas

en su definicin, siendo la ms aceptada aquella que establece que una falla

es una discontinuidad, con desplazamiento paralelo a las paredes, dominado

por mecanismos de deformacin frgil y que se forma, en teora, mediante la

unin de pequeas fracturas de tensin que se expanden a lo largo de su

propio plano de discontinuidad (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak,

2004; Figura 75, Figura 76).

Figura 75. Esquema de una falla. Fuente: Propia.

Figura 76. Falla geolgica. Fuente: http://en.wikipedia.org/wiki/Fault_(geology)#mediaviewer/File:The_Blue_Anchor_Fault_-

_geograph.org.uk_-_2455274.jpg.

3.2.1. Terminologa bsica

Para poder estudiar las fallas es importante conocer las partes que las

componen (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010; Figura 77):

(a) Plano de falla: plano en el que ocurri el desplazamiento de cizalla.



(b) Bloque techo (o bloque superior, o bloque colgante; hanging-wall

block): si la falla no es vertical (buzamiento menor que 90), el bloque techo

es aquel que queda sobre el plano de falla.

(c) Bloque piso (o bloque inferior, o bloque yacente; footwall block):

si la falla no es vertical (buzamiento menor que 90), el bloque piso es aquel

que queda bajo el plano de falla.

(d) Bloque levantado: cuando la falla es vertical (buzamiento igual a 90),

el bloque levantado se define como aquel que se levant con respecto al otro

bloque.

(e) Bloque hundido: cuando la falla es vertical (buzamiento igual a 90),

el bloque hundido es aquel que se hundi con respecto al otro bloque.

(f) Rumbo de la falla (fault strike): ngulo entre el norte y la lnea de

rumbo (lnea de interseccin entre el plano de falla y un plano horizontal).

(g) Buzamiento de la falla (fault dip): ngulo entre un plano horizontal

y la lnea de buzamiento (interseccin de la falla con un plano vertical).

(a)

(b)

Figura 77. Partes de una falla: (a) falla con buzamiento menor que 90; (b) falla vertical (con buzamiento igual a 90).

Fuente: propia



(h) Movimiento neto (net slip): el movimiento neto describe la magnitud

del movimiento relativo entre los bloques, conectados por una lnea

imaginaria llamada vector de deslizamiento (slip vector) que une dos puntos

que originalmente eran adyacentes (Figura 78).

Figura 78. Movimiento neto (la flecha roja indica el vector desplazmiento) Fuente: propia

3.2.2. Clasificacin

Las fallas tienen dos tipos de clasificaciones: geomtrica y segn su

movimiento relativo. A continuacin se presentar un resumen de ambas.

3.2.2.1. Segn su morfologa

Segn su morfologa las fallas pueden describirse de la siguiente manera:

(a) Fallas planares. Se dice que una falla es planar cuando la superficie de

falla es un plano. Estas fallas pueden clasificarse segn el buzamiento de este

plano, segn muestra la Tabla 2 (Figura 79).

Tabla 2. Clasificacin de las fallas segn su buzamiento (modificado de Van der Plujim & Marshak, 2004).

Tipo de falla Buzamiento plano axial ()

Vertical = 90

Subvertical 80 < 90

De alto ngulo 60 < 80

Inclinada 30 < < 60

De bajo ngulo 10 < 30

Subhorizontal 0 < 10

Horizontal = 0



(a)

(b)

(c)

(d)

(e)

(f)

(g)

Figura 79. Clasificacin de las fallas segn su buzamiento: (a) verticales; (b) subverticales ; (c) de alto ngulo; (d) inclinadas; (e) de bajo ngulo;

(f) subhorizontales; (g) horizontales. Fuente: propia

(b) Fallas lstricas. Se dice que una falla es lstrica cuando tiene un alto

buzamiento cerca de la superficie y un buzamiento bajo en profundidad (Van

der Plujim & Marshak, 2004; Figura 80). Esta es una falla curva.



Figura 80. Falla lstrica. Fuente: propia

(c) Falla en flor. Una falla en flor es una superficie curva que posee

buzamiento vertical a subvertical en profundidad y, hacia la superficie,

disminuye el ngulo de buzamiento (Figura 81).

(a) (b)

Figura 81. Fallas en flor: (a) flor negativa; (b) flor positiva. Fuente: Modificado de Woodcock & Fischer (1986).

3.2.2.2. Segn su movimiento relativo

Segn el movimiento relativo entre los bloques que componen la falla, stas

pueden clasificarse en:

(a) Fallas con movimiento paralelo a la lnea de buzamiento. El bloque

superior puede moverse paralelamente a la lnea de buzamiento en dos

direcciones: hacia arriba o hacia abajo (Figura 82). Si el bloque superior se

mueve hacia arriba (sube) con respecto al inferior, se dice que la falla es

inversa; si el bloque superior se mueve hacia abajo (baja) con respecto al



inferior, se dice que la falla es normal (Fossen, 2010; Van der Plujim &

Marshak, 2004).

(a) (b)

Figura 82. Fallas con movimiento paralelo a la lnea de buzamiento: (a) falla normal; (b) falla inversa.

Fuente: propia.

(b) Fallas con movimiento paralelo a la lnea de rumbo. Un bloque

puede moverse con respecto a otro, paralelamente a la lnea de rumbo, en

dos direcciones: hacia la derecha o hacia la izquierda (Figura 83). Si el bloque

se mueve hacia la derecha con respecto al otro bloque, se dice que la falla es

dextral; si el bloque se mueve hacia la izquierda con respecto al otro bloque,

se dice que la falla es sinistral (Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak,

2004).

(a) (b)

Figura 83. Fallas con movimiento paralelo a la lnea de rumbo: (a) falla dextral; (b) falla sinistral.

Fuente: propia.

(c) Fallas oblicuas. En las fallas oblicuas el bloque del techo se mueve con

respecto al bloque del piso en una direccin que involucra movimiento tanto

a lo largo de la lnea de rumbo, como a lo largo de la lnea buzamiento,

definiendo un movimiento diagonal a ambas lneas. Dependiendo de la

caracterstica del movimiento, las fallas oblicuas se clasifican en:

Normal-dextral. Se dice que una falla es normal-dextral cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la lnea de buzamiento. En este

tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la derecha con

respecto al bloque inferior (Figura 84).



Figura 84. Falla normal-dextral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

Normal-sinistral. Se dice que una falla es normal-sinistral cuando el


tipo de falla el bloque superior baja y se mueve hacia la izquierda con


Figura 85. Falla normal-sinistral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

Inversa-dextral. Se dice que una falla es inversa-dextral cuando el


tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con




Figura 86. Falla inversa-dextral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

Inversa-sinistral. Se dice que una falla es inversa-sinistral cuando el


tipo de falla el bloque superior sube y se mueve hacia la izquierda con


Figura 87. Falla inversa-sinistral (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

Dextral-normal. Se dice que una falla es dextral-normal cuando el

movimiento dominante es a lo largo de la lnea de rumbo. En este tipo de

falla el bloque superior baja y se mueve hacia la derecha con respecto al

bloque inferior (Figura 88).



Figura 88. Falla dextral-normal (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

Dextral-inversa. Se dice que una falla es dextral-inversa cuando el


falla el bloque superior sube y se mueve hacia la derecha con respecto al


Figura 89. Falla dextral-inversa (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

Sinistral-normal. Se dice que una falla es sinistral-normal cuando el


falla el bloque superior baja y se mueve hacia la izquierda con respecto al




Figura 90. Falla sinistral-normal (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

Sinistral-inversa. Se dice que una falla es sinistral-inversa cuando el


falla el bloque superior sube y se mueve hacia la izquierda con respecto al


Figura 91. Falla sinistral-inversa (las flechas indican el movimiento del bloque superior)

Fuente: propia.

3.2.3. Relacin entre las fallas y los esfuerzos principales

Con base en la teora de fallamiento, propuesta por Anderson en 1951, se ha

establecido que, en condiciones ideales, las fallas pueden formarse en pares

conjugados (a 60) cuya bisectriz es el plano que contiene a los esfuerzos

principales mximo y medio (1 y 2, respectivamente; Van der Plujim &

Marshak, 2004). Dependiendo de la orientacin de los esfuerzos principales

se tiene el desarrollo de las siguientes fallas:



3.2.3.1. Fallas normales

Las fallas normales se desarrollan cuando el esfuerzo principal mximo (1)

es vertical, el esfuerzo principal medio es horizontal (2) y el esfuerzo principal

mnimo (3) es horizontal (Figura 92).

Figura 92. Fallas normales y su relacin con los esfuerzos principales. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.3.2. Fallas inversas

Las fallas inversas se desarrollan cuando el esfuerzo principal mximo (1) es

horizontal, el esfuerzo principal medio es horizontal (2) y el esfuerzo principal

mnimo (3) es vertical (Figura 93).

Figura 93. Fallas inversas y su relacin con los esfuerzos principales. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).



3.2.3.3. Fallas de rumbo

Las fallas de rumbo se desarrollan cuando el esfuerzo principal mximo (1)

es horizontal, el esfuerzo principal medio es vertical (2) y el esfuerzo principal

mnimo (3) es horizontal (Figura 94). Notar que bajo un mismo sistema de

esfuerzos pueden crearse fallas tanto dextrales como sinistrales.

Figura 94. Fallas de rumbo y su relacin con los esfuerzos principales: (a) dextrales; (b) sinistrales

Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.3.4. Fallas oblicuas

La direccin de los esfuerzos principales ser inclinada con respecto a la

horizontal o a la vertical para formar los diferentes tipos de fallas oblicuas.

3.2.4. Caractersticas de los principales tipos de falla

Los principales tipos de falla generalmente presentan unas caractersticas

especficas que ayudan en su correcta identificacin en el campo.

3.2.4.1. Fallas normales

Las fallas normales son aquellas en las que el bloque del techo se mueve hacia

abajo, con respecto al bloque del piso. Este movimiento hace que ocurra

prdida de secuencias estratigrficas y que rocas ms jvenes se posicionen

junto a rocas ms antiguas (Twiss & Moores, 2007; Figura 95). Segn la teora

de fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas normales

tienden a poseer un ngulo de buzamiento cercano a los 60 (Twiss & Moores,

2007).



Figura 95. Caractersticas de las fallas normales. Fuente: propia

Aunque las fallas normales pueden desarrollarse en cualquier tipo de

ambiente, los principales sistemas de fallas normales regionales se

desarrollan principalmente en (Van der Plujim & Marshak, 2004): rifts (reas

de la litsfera sometidas a extensin), dorsales ocenicas (mid-ocean ridges)

y mrgenes pasivas (mrgenes continentales que no son, actualmente, lmites

de placa). Estos sistemas de fallas suelen estar caracterizados por arreglos

paralelos de fallas planares o lstricas (Figura 96) definiendo las estructuras

conocidas como graben, horst y hemigraben (Van der Plujim & Marshak,

2004). Es comn encontrar mltiples fallas asociadas a las fallas lstricas,

aquellas que buzan en la misma direccin de la falla lstrica se conocen como

fallas sintticas y, aquellas que buzan en direccin opuesta, son llamadas

fallas antitticas.

(a)

(b)

Figura 96. Sistemas de fallas normales: (a) planares; (b) lstricas Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).



3.2.4.2. Fallas inversas

Las fallas inversas son aquellas en las que el bloque del techo sube con

respecto al bloque del piso. Este movimiento hace que ocurra repeticin de

las secuencias estratigrficas y que rocas ms antiguas se posicionen sobre

rocas ms nuevas (Twiss & Moores, 2007; Figura 97). Segn la teora de

fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas inversas tienen a

poseer un ngulo de buzamiento cercano a los 30 (Twiss & Moores, 2007).

Figura 97. Caractersticas de las fallas inversas. Fuente: propia

Los sistemas de fallas inversas son arreglos de fallas que acomodan el

acortamiento regional generado en mrgenes convergentes de lmites de

placa y en orgenos colisionales, formando cinturones de plegamiento y

cabalgamiento (fold-thrusts belts; Van der Plujim & Marshak, 2004). Estos

cinturones suelen desarrollar abanicos imbricados de fallas de cabalgamiento

o estructuras dplex (Figura 98).

(a)



(b)

Figura 98. Sistemas de fallas inversas: (a) abanicos imbricados; (b) dplex. Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.4.3. Fallas de rumbo

Las fallas de rumbo son aquellas en las que un bloque de falla se mueve

horizontalmente con respeto al otro. Si el movimiento del bloque de referencia

es hacia la derecha, se dice que la falla es dextral; si este movimiento es hacia

la izquierda, se dice que la falla es sinistral (Figura 99). Segn la teora de

fallamiento de Anderson, bajo condiciones ideales, las fallas de rumbo tienen

a poseer un ngulo de buzamiento cercano a los 90 (Twiss & Moores, 2007).

(a)

(b)

Figura 99. Fallas de rumbo: (a) falla dextral; (b) falla sinistral. Fuente: propia.

Los sistemas de fallas de rumbo son arreglos de fallas que ocurren

generalmente como lmite de placas o dentro de placas en orgenos

convergentes, usualmente caracterizados por la presencia de mltiples fallas

de rumbo conectadas a travs de fallas de segundo y tercer orden (Van der

Plujim & Marshak, 2004; Figura 100).



Figura 100. Modelamiento fsico de la formacin de las fallas de rumbo: (a) antes de la deformacin; (b) despus de la deformacin; (c) vista en planta (fallas de segundo orden en azul y verde, fallas de tercer orden en

rojo). Fuente: Modificado de Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.4.4. Fallas oblicuas

Las fallas oblicuas son aquellas que tienen movimiento combinado paralelo a

las lneas de rumbo y buzamiento. Geomtricamente, y como consecuencia

del movimiento combinado, estas fallas tienden a ser curvas. Si la falla posee

movimiento de rumbo combinado con movimiento inverso se tendr una falla

vertical en profundidad que suaviza su buzamiento hasta llegar a superficie,

formando una flor negativa (Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura 101a).

Si el movimiento de rumbo se combina con un movimiento normal se tendr

una falla vertical en profundidad que tiende a llegar a la superficie con altos

buzamientos (aproximadamente 60; Van der Plujim & Marshak, 2004; Figura

101b).



(a) (b)

Figura 101. Fallamiento oblicuo: (a) estructura en flor positiva; (b) estructura en flor negativa.

Fuente: Modificado de Woodcock & Fischer (1986).

3.2.5. Inflexiones en zonas de falla

El hecho de que las fallas se curven es natural (Suppe, 1985; Gamond, 1987;

Ramsay, 2006; Dieterich & Smith, 2009). La orientacin de las fracturas est

condicionada por los esfuerzos principales y el comportamiento mecnico de

los materiales. La heterogeneidad en la geologa de casi cualquier sector y a

cualquier escala puede resultar en la formacin de fallas no planares (Lillo &

Oyarzun, 2013). A continuacin se presentarn los dos tipos principales de

inflexin en zonas de falla.

3.2.5.1. Dplex

Las estructuras dplex son aquellas en las cuales ocurre una inflexin (o varias

inflexiones) en el plano de falla (Woodcock & Fischer, 1985). Estas inflexiones

generalmente producen reas en las que se forman zonas de apertura o

cerramiento de espacios debido a esfuerzos diferenciales en el rea de la

inflexin (transpresin o transtensin, respectivamente). La geometra de los

dplex depende del tipo de falla principal en la que se forman (normal,

inversa, de rumbo u oblicua; Figura 102).



(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 102. Estructuras dplex: (a) falla sinistral; (b) falla dextral; (c) falla normal; (d) falla inversa.

Fuente. Esquemas: modificado de Woodcock & Fischer (1986); Fotografas: (a) y (b) http://plate-

tectonic.narod.ru/faultsphotoalbum.html; (c) http://www.geol.lsu.edu/jlorenzo/Oman/Oman.html;

(d) http://www.webpages.uidaho.edu/~simkat/geol345_files/duplex_horses.jpg.



3.2.5.2. Fallas en echelon

Las fallas en echelon son aquellas en las que ocurre un salto en el plano de

falla. Estos dos planos generalmente son unidos por arreglos de fracturas o

fallas de segundo orden (llamados puentes o bridges) que se combinan y

entrelazan entre s (Figura 103; Gamond, 1987). Es comn que estos saltos

ocurran en fallas de rumbo (movimiento dextral o sinistral), pero tambin

pueden verse en fallas de cinemtica normal, inversa u oblicua.

(a)

(b)

Figura 103. Puentes compresivos en fallas en echelon: (a) esquema; (b) afloramiento.

Fuente: (a) Modificado de Gamond (1987);

(b) http://geoscience.wisc.edu/~chuck/Classes/Mtn_and_Plates/rock_deformation.html

En fallas de rumbo, el escalonamiento puede darse hacia la derecha

(escalonamiento dextral, Figura 104a) o hacia la izquierda (escalonamiento

sinistral, Figura 104b). Segn el movimiento de la falla, pueden generarse

reas de compresin (Figura 105) o de tensin (Figura 106).

(a) (b)

Figura 104. Escalonamiento en fallas de rumbo: (a) dextral; (b) sinistral. Fuente: propia.



(a) (b)

(c) (d)

Figura 105. Zonas de compresin generadas por los puentes (bridges) en los tipos principales de falla: (a) sinistral; (b) dextral; (c) normal;

(d) inversa. Fuente: propia.

(a) (b)

(c) (d)

Figura 106. Zonas de extensin generadas por los puentes (bridges) en los tipos principales de falla: (a) sinistral; (b) dextral; (c) normal; (d) inversa.

Fuente: propia.

3.2.5.3. Terminacin de fallas

Las fallas terminan en un punto en el que el movimiento neto a lo largo del

plano de falla es nulo (Van der Plujim & Marshak, 2004). Estas terminaciones

suelen estar representadas geomtricamente por un abanico de fracturas

menores llamadas cola de caballo (horsetail) o, en zonas de deformacin



dctil, por plegamientos cuyo plano axial es perpendicular al movimiento de

la falla (Van der Plujim & Marshak, 2004; ).

Figura 107. Terminaciones de una falla (colas de caballo en rojo, ejes de plegamiento en azul).

Fuente: Van der Plujim & Marshak (2004).

3.2.6. Estructuras relacionadas al fallamiento

Como se vio anteriormente, las estructuras geolgicas generalmente no

ocurren de forma aislada sino asociadas a otras estructuras. A continuacin

se presentan las principales relaciones entre fallamiento, plegamiento y

fracturamiento.

3.2.6.1. Pliegues

Existen mltiples tipos de plegamientos asociados a las fallas, dentro de los

ms comunes se tienen:

(a) Pliegues de arrastre (drag folds). Los pliegues de arrastre se forman

en estados previos a la formacin de la falla, como resultado del movimiento

incipiente de los bloques que, finalmente, la definirn (Van der Plujim &

Marshak, 2004; Figura 108). Estos pliegues normalmente se comportan como

indicadores cinemticos del movimiento de la falla.



(a)

(b)

(c)

(d)

Figura 108. Pliegues de arrastre: (a) antes de la deformacin; (b) formacin del pliegue; (c) formacin de la falla; (d) pliegue de arrastre en

afloramiento Fuentes. (a), (b) y (c) Van der Plujim & Marshak (2004);

(d) http://web.mst.edu/~rogersda/cp_megalandslides/1162-

fault_with_drag_folds_preserved_in_boulder_near_granite_park_fault_in_205_mile_canyon.jpg

(b) Rollover. Durante el desarrollo de una falla lstrica, el plegamiento

desarrollado en el bloque del techo es conocido como rollover (Van der Plujim

& Marshak, 2004; Figura 109).



(a)

Figura 109. Rollover: (a) formacin; (b) imagen ssmica de un rollover. Fuentes:(a) http://www.geosci.usyd.edu.au/users/prey/ACSGT/EReports/eR.2003/GroupD/Report2/web

%20pages/Listric_Faults.html; (b) http://specialpapers.gsapubs.org/content/409/353/F16.large.jpg.

(c) Fault-propagation fold (pliegue por propagacin de falla). Cuando

una falla se doble y termina en profundidad, sin alcanzar superficie (fault tip),

el desplazamiento del bloque superior sobre el inferior hace que, en

inmediaciones del final de la falla, los estratos se plieguen formando la

estructura conocida como pliegue por propagacin de falla (Fossen, 2010;

Figura 110). Estas estructuras son comunes en las cuencas sedimentarias

formadas bajo un rgimen compresivo.



(a)

(b)

Figura 110. Pliegue por propagacin de falla: (a) formacin; (b) afloramiento.

Fuentes:(a) modificado de Fossen (2010);

(b) http://www.structuralgeology.org/2011_04_01_archive.html.

(d) Fault-bend fold (pliegue por doblamiento de falla). Cuando una

falla se dobla, se desarrollan pliegues paralelos a la geometra de la falla

llamados pliegues por doblamiento de falla (Fossen, 2010; Figura 111).



Estas estructuras son comunes en las cuencas sedimentarias formadas bajo

un rgimen compresivo.

(a)

(b)

Figura 111. Pliegue por doblamiento de falla: (a) formacin; (b) afloramiento.

Fuentes:(a) modificado de Fossen (2010);

(b) http://www.structuralgeology.org/2011_04_01_archive.html.



3.2.6.2. Fracturas de segundo orden

Es comn que durante las diferentes etapas de movimiento en una falla se

desarrollen fracturas de segundo orden de magnitud que ayuden a acomodar

los esfuerzos bajo los que se encuentra sometida la roca. Dentro de las

fracturas de segundo y tercer orden que comnmente se asocian a una zona

de falla, se tienen:

(a) Fracturas tipo Riedel (R). Son fracturas de cizalla secundarias

(fracturas de menor magnitud que la falla principal, con pequeos

movimientos paralelos al plano de la fractura) que se forman a un bajo ngulo

con respecto a la zona de falla principal (10-20) y tienen su misma

cinemtica (Twiss & Moores, 2007; Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak,

2004; ).

(b) Fracturas tipo Antiriedel (R). Son fracturas de cizalla secundarias

(fracturas de menor magnitud que la falla principal, con pequeos

movimientos paralelos al plano de la fractura), conjugadas de las fracturas

tipo Riedel, que se forman a un alto ngulo con respecto a la zona de falla

principal (70-80) y tienen cinemtica opuesta (Twiss & Moores, 2007;

Fossen, 2010; Van der Plujim & Marshak, 2004; ).

(a)



(b) (c)

Figura 112. Fracturas Riedel y Antiriedel: (a) geometra general; (b) falla regional; (c) falla local.

Fuentes:(a) modificado de Van der Plujim & Marshak (2004);

(b) http://geology.gsapubs.org/content/40/1.cover-expansion;

(c) http://www.scielo.org.ar/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S0004-

48222013000100002&lng=pt&nrm=iso&tlng=es

3.2.7. Indicadores cinemticos

Los indicadores cinemticos son estructuras o rasgos geolgicos que permiten

identificar el movimiento de una falla. Dentro de los principales indicadores

cinemticos de las zonas de falla, se tienen:

3.2.7.1. Pliegues de arrastre

Los pliegues de arrastre, como se mencion anteriormente, son plegamientos

que acomodan el deslizamiento entre los bloques antes de la fractura. Son

indicadores cinemticos porque la curvatura del pliegue de un bloque indica

el sentido de movimiento del bloque opuesto (Figura 113).

3.2.7.2. Fracturas Riedel y Antiriedel

El hecho de que las fracturas Riedel y Antiriedel posean, respectivamente,

cinemticas sintticas y antitticas a la de la zona de falla, permite interpretar

la cinemtica de la falla. Adicionalmente, si se sabe que las fracturas riedel y

antiriedel hacen ngulos conocidos con respecto a la zona de falla, puede

determinarse la orientacin de la zona de falla cuando sta no es clara;



adicionalmente, el ngulo agudo que forman las fracturas Riedel y Antiriedel

siempre se abre en direccin al movimiento de la zona de falla (Figura 114).

Figura 113. Pliegue de arrastre. Fuente: http://www.rci.rutgers.edu/~schlisch/structureslides/dragfold2.html

(a) (b)

Figura 114. Fracturas Riedel y Antiriedel: (a) sin interpretacin; (b) con interpretacin cinemtica (Riedel en azul, Antiriedel en rojo, zona de falla

en amarillo) Fuente: (a) y (b http://geology.gsapubs.org/content/40/1.cover-expansion



3.2.7.3. Estras y escalones de falla

Las estras y escalones de falla son estructuras que generalmente se forman

en zonas de crecimiento de nuevos minerales dentro de los planos de falla

(Van der Plujim & Marshak, 2004).

Las estras son lneas que se forman en direccin paralela al movimiento de

la falla (Figura 115) y, segn el ngulo que forman con la horizontal (medido

directamente sobre el plano; pitch), permiten identificar la componente

principal de movimiento en una falla oblicua (Figura 116; Tabla 3).

(a)

(b)

(c)

Figura 115. Estras de falla como indicadores cinemticos (la lnea punteada sobre el plano de falla representa a las estras, y la flecha indica

el movimiento del bloque superior): (a) plano de falla estriado; (b) interpretacin de posible movimiento de la falla; (c) interpretacin de

posible movimiento de la falla. Fuente: propia

(a) (b)



(c) (d)

(e) (f)

Figura 116. Pitch de las estras como indicadores de la componente dominante de movimiento en una falla (la lnea punteada sobre el plano de

falla representa a las estras, y la flecha indica el movimiento del bloque superior): (a) falla normal o inversa; (b) falla dextral o sinistral; (c) falla

normal-dextral o inversa-sinistral; (d) falla normal-sinistral o inversa-dextral; (e) falla dextral-normal o sinistral-inversa; (f) falla sinistral-

normal o dextral-inversa. Fuente: propia

Tabla 3. Posibles movimientos de una falla segn el pitch de sus estras.

Pitch () Movimiento 1 Movimiento 2

= 0 Dextral Sinistral

0< < 45 Dextral-inversa Sinistral-normal

Sinistral-inversa Dextral-normal

45< < 90 Normal-dextral Inversa-sinistral

Inversa-dextral Normal-sinistral

= 90 Normal Inversa

Los escalones de falla son planos a modo de escalones que se forman

perpendicularmente a las estras de falla y definen el sentido del movimiento

de la falla (Figura 117). Hacia donde se deslice la mano sin chocar con los

escalones, es el movimiento del bloque que la mano representa (bloque

opuesto al bloque que poseen los escalones).



(a) Falla normal

(b) Falla inversa

(c) Falla dextral

(d) Falla sinistral

(e) Falla normal-dextral

(f) Falla inversa-sinistral



(g) Falla normal-sinistral

(h) Falla inversa-dextral

(i) Falla dextral-normal

(j) Falla sinistral-inversa

(k) Falla sinistral-normal

(l) Falla

Figura 117. Escalones de falla como indicadores del movimiento de una falla (la flecha roja representa el movimiento del bloque superior,

asumiendo que geomtricamente el bloque de la foto es el inferior). Fuente: modificado de http://www.turnstone.ca/rom82.htm

3.2.8. Rocas de falla

Las rocas de falla han sido clasificadas en dos categoras principales (Van der

Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010): no cohesivas y cohesivas (Tabla 4).



Tabla 4. Tipos de rocas de falla (Fossen, 2010).

Rocas no cohesivas Brecha de falla

Harina de falla

Rocas cohesivas

Pseudotaquilita

Brecha de aplastamiento

Cataclasita

3.2.8.1. Brecha de falla

Las brechas de falla son rocas no consolidadas que poseen clastos angulares,

de la roca fallada, en una matriz en un porcentaje menor al 30%

(Fossen, 2010; Figura 118). El tamao de los clastos puede variar entre 1 mm

a varios metros (Van der Plujim & Marshak, 2004).

Figura 118. Brecha de falla Fuente: modificado de http://www.turnstone.ca/rom82.htm

3.2.8.2. Harina de falla (fault gouge)

Roca molida compuesta por fragmentos de roca de menos de 1 mm de

dimetro en ms de un 70% (Van der Plujim & Marshak, 2004; Fossen, 2010).

Ocasionalmente pueden encontrarse foliadas, en cuyo caso su nombre cambia

a harina de falla foliada (foliated gouge; Van der Plujim & Marshak, 2004;

Fossen, 2010, Figura 119).


ANA MARA ABAD POS

Guia de Clase - Capitulo III

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