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Identificación de indicadores cinemáticos en geología estructural

Por: Luis Ayala / l.ayala@explorock.com

Los indicadores cinemáticos son las evidencias físicas de campo que permiten conocer la cinemática (movimiento) de una falla. De manera clásica, se han utilizado desde poco antes de la primera mitad del siglo XX para poder entender la evolución de cordilleras y la generación de zonas de cizalla. En sí, corresponden a una serie de evidencias tangibles que suelen aparecer a lo largo de cualquier superficie donde haya ocurrido algún tipo de desplazamiento tectónico. De hecho, la aparición de los indicadores cinemáticos es muy independiente del sentido de movimiento de una falla, además de que pueden aparecer tanto en ambientes frágiles como en dúctiles. Una de las ventajas más interesantes de su uso en temas de cartografiado geológico es que pueden encontrarse en casi toda ubicación geográfica, de forma que sirven como buen soporte para el mapeo estructural. Probablemente, sus mejores ejemplos no se encuentren en los libros sino más bien en papers de journals especializados y/o trabajos aplicados. Por lo que a continuación se explicará cómo es que pueden identificarse además de que se mencionarán sus principales características por medio de trabajos indexados y otras evidencias obtenidas en los estudios de campo de Explorock Soluciones Geológicas.

En estricto, y tal como dice su nombre, el indicador cinemático permite determinar el movimiento de una falla. Para entender a cabalidad esto, primero es necesario conocer cómo es que se genera una falla, para esto se recurrirá al modelo de ruptura clásico de un macizo rocoso (Fig. 1). Aquí es posible ver que una falla no corresponde a un plano 100% uniforme que corta a una roca, sino que realidad está compuesta por una serie de fracturas con cinemáticas propias que pueden llegar a interconectarse dando lugar a la falla en sí. Observando un poco más de cerca, dichas fracturas, conocidas como del tipo riedel, tienen relaciones geométricas bien definidas según ángulos oblicuos respecto a la traza de la falla principal. De este modo, por ejemplo en el modelo de riedel (Cloos, 1928; Riedel, 1929) se plantea que el sentido del movimiento del bloque que no alberga a los ángulos oblicuos es el mismo hacia donde estos ángulos están inclinados (Fig. 2).

Modelo de Riedel

Figura 1. Modelo de ruptura ideal para un macizo rocoso a lo largo de un plano de falla sinestral según los trabajos de Cloos (1928) y Riedel (1929). Gráfico tomado de Van Der Pluijm y Marshak (2004).

Cinematica de falla

Figura 2. Sentido del movimiento (según las flechas en rojo) que está determinado de acuerdo a la relación geométrica oblicua entre la superficie de falla y el plano de riedel. Gráfico tomado de Allmendinger (1987).

Convenientemente, las relaciones geométricas del modelo de riedel son bastante frecuentes en afloramientos rocosos de reología frágil. Es más, las fracturas tipo riedel (representadas por R) se forman durante la generación y evolución de la falla. Aparecen de forma “escalonada” o “en-echelon”, es decir que ocurren de forma repetida y paralela; así como poseen la misma cinemática que la falla principal. Entonces, para la correcta determinación cinemática de una falla es imprescindible que las relaciones geométricas entre la falla y los riedels lleguen validarse en campo para luego verificar su comportamiento según el modelo de cizalla de Ramsay (1967) (Fig. 3). Así, un buen ejemplo de estas aseveraciones puede verse en la figura 4.

Modelo de cizalla de Ramsay

Figura 3. Vista en planta del modelo de cizalla de Ramsay (1967) en el que se aprecia entre las relaciones geométricas de los planos de riedel (R) y el fallamiento principal de cinemática dextral. Nótese que según este mecanismo de deformación es posible tener diferentes tipos de movimientos tectónicos para un mismo tiempo, además que las fracturas tipo riedel y el fallamiento principal comparten el mismo tipo de cinemática (dextral).

Falla normal Morro Solar Explorock

Figura 4. Afloramiento de lutitas de la Formación La Herradura (Cretáceo inferior) que está afectado por una falla subvertical inclinada hacia la derecha en la localidad del Morro Solar en Lima-Perú. La cinemática de la falla puede determinarse según la relación geométrica oblicua entre la falla (F) y las fracturas tipo riedel (R) las que de acuerdo al modelo de riedel expuesto en la figura 2 indican que esta falla es del tipo normal.

Por otro lado, se tiene a las foliaciones tectónicas. Las cuales se les pueden reconocer de manera similar que a las fracturas tipo riedel. Se hace énfasis en la descripción de foliación “tectónica” para poder diferenciarlas de las que se forman en procesos volcánicos tal como sucede por ejemplo en la intrusión de domos o formación de diatremas. La diferencia más resaltante de las foliaciones con respecto a las fracturas tipo riedel es que las primeras poseen superficies flexionadas mientras que las segundas son rectas. Por lo que el resto de relaciones geométricas entre los riedels y fallas son también aplicables para las foliaciones (Fig. 5).

Falla dextral en la Formacion Pisco, Ica-Peru

Figura 5. Planos de foliaciones tectónicas (señaladas por las flechas en blanco) que tienen superficies flexionadas y que son oblicuas al plano de movimiento principal (main slip plane) de cinemática dextral dentro de las rocas de la Formación Pisco (Mioceno) en Ica-Perú. Imagen tomada de Rustichelli et al. (2015).

Las fibras de recristalización o conocidas también en inglés como slickenfibers son fibras de mineral de origen tectónico. El tipo de mineral en estos casos puede ser de cualquier tipo, aunque los ejemplos más ideales se presentan en calcitas. Un detalle a tomar en cuenta sobre tales fibras es que aparte de aparecer sobre la misma falla también ocurren sobre planos de recristalización que son oblicuos a ella. Así, las relaciones geométricas pueden asemejarse a las descritas para el ejemplo de los riedels; sin embargo, en este caso la determinación cinemática es en sentido opuesto. Es decir que el movimiento del bloque que no alberga a los ángulos oblicuos es en sentido contrario respecto a la dirección de inclinación de los ángulos oblicuos formados entre los planos de recristalización y la falla (Fig. 6). En la Cordillera Occidental del centro del Perú, las calizas de la Formación Jumasha exhiben excelentes ejemplos de fibras y planos de recristalización tectónica (Fig. 7).

 

Fibras y planos de recristalizacion

Figura 6. Gráfico esquemático de fibras y planos de recristalización. Nótese que la relación geométrica entre el plano de recristalización y la superficie de la falla también es según un ángulo oblicuo. Aunque a diferencia de lo que sucede con la determinación cinemática utilizando planos de riedel, en este caso el sentido del movimiento es en 180º respecto a la dirección de inclinación de los planos de recristalización. Tomado de Allmendinger (1987).

Fibras y planos de recristalizacion Uchucchacua Explorock

Figura 7. Afloramiento de caliza de la Formación Jumasha (Cretáceo superior) en los alrededores de Uchucchacua en la Cordillera Occidental del centro del Perú. Aquí se aprecia una superficie de falla sinestral representada por las fracturas subverticales que corresponden a planos de recristalización. Asimismo, los lineamientos de ángulo bajo corresponden a fibras tectónicas de calcita.

Las estructuras S-C o S-C fabrics son zonas de cizalla que pueden desarrollar algún tipo de desplazamiento neto por lo que a veces es posible observarlas como fallas propiamente dichas. La zona de cizalla principal donde ocurre el movimiento se le conoce como “C”, mientras que las estructuras “S” corresponden a las esquistosidades que yacen dentro y a lo largo de las trazas de C. Es importante recalcar que la relación geométrica entre C y S suele ser bastante notoria (Fig. 8). De modo que no es posible que su identificación sea confundida con otras relaciones geométricas que puedan parecer similares tal como es el caso de fracturas tipo riedel y/o foliaciones respecto a la zona de cizalla principal. Así, la regla establece (Allmendinger, 1987; McClay, 1987) que la traza de las esquistosidades (S) tiende a ser perpendicular a la dirección de compresión máxima (sigma 1), siendo esta última oblicua respecto a C por lo que este tipo de convergencia determina el sentido del movimiento según sea el caso (Fig. 9).

Ejemplo de estructura S-C

Figura 9. Vista de una estructura S-C, nótese que la compresión principal máxima (sigma 1) tiende a ser perpendicular a la traza de la esquistosidad (S). Tomado de Geology slides.

Los stepovers o jogs son estructuras que se forman a lo largo de zonas de cizalla dextrales o sinestrales. De forma general, como producto de una compresión o extensión a una escala más restringida respecto a la escala en la que se produce la cinemática correspondiente a la zona de cizalla principal. Por ello es que durante su formación desarrollan formas romboédricas muy definidas que bien pueden estar abiertas o rellenadas por mineral. Para esta descripción, se hará hincapié en cómo luce un stepover formado por extensión. Donde en un inicio, dos de los cuatro lados del romboedro son oblicuos respecto a la zona de cizalla subvertical. A la vez que son paralelos al sigma 1 por lo que actuaron como fallas normales que dieron lugar a la apertura de la estructura romboédrica (Figs. 10 y 11).

Stepover extensional

Figura 10. Stepover extensional visto en los alrededores de Balmorhea-Texas. Nótese que la cinemática extensional se corrobora a partir del salto y rechazo de la capa delgada que yace directamente encima de la estructura romboédrica ubicada en el centro de la imagen. Tomado del Southwest Research Institute SwRI®.

Stepover extensional Morro Solar Explorock

Figura 11. Stepover extensional cuya zona de cizalla es subvertical y de inclinación hacia la derecha. La estructura romboédrica posee dos bordes que tienden a ser paralelos al sigma 1 los cuales también coinciden con el área de apertura del stepover.

Asimismo, podemos hacer una breve lista con los criterios más relevantes que se necesitan tener en mente al momento de realizar la identificación de indicadores cinemáticos:

-Suelen aparecer sobre cualquier tipo de falla, independientemente de la cinemática y la escala de fallamiento. A diferencia de otras discontinuidades como las diaclasas, la ocurrencia de los indicadores cinemáticos se da bien dentro o cerca del núcleo de la falla más no en sitios alejados de ella; por supuesto, esto puede ser variable en función de la complejidad tectónica del sitio que se esté observando.

-La escala de observación a la que se les puede apreciar es bastante asequible cuya identificación y análisis dependerá de la experiencia del observador.

-Su identificación no debe ser subestimada. Es decir, que en la mayor parte de ejemplos reales no es posible determinar la cinemática a partir de “escalones”, “cuñas” ni mucho menos según el criterio de rugosidad-suavidad de la superficie frontal de la falla (Billings, 1942). Esto es así debido a que la parte frontal de una falla suele ser más propensa a erosionarse/alterarse lo que genera ambigüedad en el reconocimiento del sentido de la cinemática. Por lo que para determinar el tipo de movimiento es más recomendable realizar una vista en perfil de la falla para lograr observar la relación geométrica entre ésta y el indicador cinemático de turno.

-De manera fiable hacen conocer el tipo de cinemática de una falla para un tiempo de deformación en específico. Por esta razón, es que también permiten determinar criterios de reactivación tectónica. Sobre todo en superficies donde la cinemática no sólo puede estar reconocida por el desplazamiento de niveles estratigráficos/diques o tal como sucede en el uso del criterio de bloques younger-on-older y viceversa.

-Los indicadores cinemáticos más comunes son las fracturas tipo riedel y/o las foliaciones tectónicas. En casos más excepcionales es posible encontrar un conjunto de riedels asociados a fibras de recristalización o a estructuras S-C. Pero es muy difícil apreciar todos los indicadores sobre una misma superficie de falla.

-Son elementos necesarios para la toma de datos microestructurales y por supuesto, para el análisis poblacional de fallas.

En conclusión, muy aparte de que la identificación de indicadores cinemáticos pueda parecer una tarea sencilla, es imprescindible tener en cuenta que en la mayor parte de situaciones reales no se presentarán de forma ideal. Para contrarrestar esta dificultad es válido recomendar que una buena metodología de identificación siempre comienza por el conocimiento teórico y luego va sujeta a (1) la observación minuciosa de campo, (2) la toma de rumbos y buzamientos para el establecimiento de las debidas relaciones geométricas entre fallas (o zonas de cizalla) y los indicadores cinemáticos, (3) la correcta determinación cinemática de cada estructura en particular y (4) la asociación geométrica-cinemática de la estructura observada con respecto a otras que afloren cerca de ella. De esta manera, cualquier mapeo geológico estructural podrá quedar bien establecido independientemente del área geográfica que se pretenda estudiar.

Referencias

-ALLMENDINGER, R.W. (1987). Técnicas Modernas de Análisis Estructural. Asociación Geológica Argentina. Serie B: Didáctica y Complementaria Nº16. 90p.

-BILLINGS, M.P. (1942). Structural Geology. Prentice-Hall, New York, NY, 473 pp.

-CLOOS, H. (1928). Experimenten zur inneren Tektonic. Centralblatt fur Mineralogie und Paleontologie B, 609.

-MCCLAY, K.R. (1987). The Mapping of Geological Structures. Geological Society of London Handbook. John Wiley & Sons, 161p.

-RAMSAY, J.G. (1967). Folding and Fracturing of Rocks. New York, McGraw-Hill, 567p.

-RIEDEL, W. (1929). Zur Mechanik Geologischer Brucherscheinungen. Zentral-blatt fur Mineralogie, Geologie und Paleontologie B, 354-368.

-RUSTICHELLI, A., DI CELMA, C., TONDI, E., BIANUCCI, G. (2015). Deformation within the Pisco Basin sedimentary record (southern Peru): Stratabound ortogonal vein sets and their impact on fault development. Journal of South American Earth Sciences. Manuscript Draft SAMES-D-15-00160.

-VAN DER PLUIJM, B. Y MARSHAK, S. (2004). Earth Structure, An Introduction to Structural Geology and Tectonics. Second Edition. W.W. Norton & Company. 656p.

Fuentes web

-Geology slides:

http://myweb.facstaff.wwu.edu/talbot/cdgeol/Structure/Mylonite/Mylonite.html

-Southwest Research Institute SwRI®:

https://www.swri.org/sites/default/files/brochures/geoscience-services-for-the-oil-and-gas-industry_0.pdf

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