1. Introducción

El entendimiento de cómo evolucionan las zonas de falla a partir de la nucleación, unión, crecimiento y evolución de fallas y fracturas a diferentes escalas, son temas medulares en los estudios de análisis tectónicos. Muchas fallas en la corteza superior inician a partir de las zonas de debilidad (^{Nieto-Samaniego y Alaniz-Álvarez, 1997}), fracturas preexistentes y/o precursoras (de formación temprana) (^{Healy et al., 2006}) y típicamente crecen por la interacción mecánica y la unión entre estas. En rocas cristalinas, tales como granitoides, rocas volcánicas y rocas metamórficas foliadas, la arquitectura de la roca, su composición, el enfriamiento y la exhumación influyen en el enlace de dichas estructuras para la iniciación de las fallas (^{Žák et al., 2006}; ^{Crider, 2015}). La reactivación de las debilidades o estructuras precursoras es común a diversas escalas y por lo general requiere mucha menos energía que la generación de nuevas estructuras (^{Flodin y Aydin, 2004}; ^{Mazzoli et al., 2009}). La ruptura de la roca y la reactivación de fallas preexistentes obedecen a múltiples parámetros como las orientaciones (rumbo e inclinación) de estructuras previas, la razón de esfuerzos y un régimen tectónico favorable, así como la profundidad, la cohesión, el coeficiente de fricción y la presión de poros (^{Alaniz-Álvarez et al., 1998}).

Las heterogeneidades mecánicas (planos de debilidad preexistentes) tienen una fuerte influencia sobre la nucleación y la propagación de fallas, tal y como se ha documentado en estudios experimentales, así como, de campo (^{Martel, 1990}; ^{Peacock y Sanderson, 1992}; ^{Gross et al., 1997}; ^{Kattenhorn et al., 2000}; ^{Wilkins et al., 2001}; ^{Wilkins y Gross, 2002}; ^{Flodin y Aydin, 2004}; ^{Soliva y Benedicto, 2004}; ^{Mazzoli et al., 2009}). Por ejemplo, se ha demostrado que tales heterogeneidades pueden evolucionar a fallas mayores, generando rampas de relevo y superficies de fallas corrugadas (^{Gupta y Scholz, 2000}; ^{Kattenhorn y Pollard, 2001}; ^{Mansfield y Cartwright, 2001}; ^{Marchal et al., 2003}).

La reactivación de fracturas de enfriamiento ha motivado diferentes investigaciones enfocadas a entender qué papel juegan durante la nucleación de fallas en rupturas sísmicas, la propagación y el enlace de fracturas hidráulicas en la producción de hidrocarburos, la dirección del transporte de fluidos para yacimientos minerales, y la distribución de la temperatura en fluidos dentro de la corteza superior (^{Rutqvist et al., 2013}; ^{Taleghani et al., 2014}, ^{Álvarez del Castillo, 2017}). Hasta ahora, los trabajos sobre reactivación de las fracturas de enfriamiento en rocas volcánicas que influyan en la evolución de sistemas de fallas son pocos (^{Segall y Pollard, 1983}; ^{Pennacchioni et al., 2006}) y, menos aún, aquellos que contribuyan a entender qué papel juegan dentro de la configuración de importantes sistemas de fallas normales en México. En este trabajo documentamos cómo la evolución y crecimiento de fallas frágiles normales en rocas volcánicas pueden estar influenciados por la reactivación de algunas fracturas de enfriamiento. En el centro de México, cerca del límite entre las provincias fisiográficas Sierra Madre Oriental (SMO) y la Mesa Central (MC), en el campo volcánico San Luis Potosí (CVSP) y específicamente en el Complejo Volcánico Santa María (CVSM) (^{SGM, 2004}) (Figura 1) se tiene el caso ideal. En esta región, la cubierta volcánica cenozoica está compuesta básicamente por ignimbrita y riolita y está afectada por tres sistemas de fallas bien definidos. El primer sistema es el Taxco-San Miguel Allende (SFTSMA) de rumbo general N-S. El segundo, el más notable en el área de estudio y en el que hemos enfocado nuestra investigación, es el (SFSLT), un grupo de fallas normales con orientación N20°-50°W (Figura 1). Y por último están las fallas de rumbo NE-SW que incluyen al Graben Villa de Reyes (GVR).

Figura 1 Fallas geológicas mayores sobre la provincia fisiográfica de la Mesa Central y alrededores. Las letras negras representan algunas localidades. RC: Real de Catorce, Ags: Aguascalientes, Cl: Celaya, G: Guanajuato, L: León, SLP: San Luis Potosí, SLDP: San Luis de la Paz, SMR: Santa María del Río y SMA: San Miguel Allende. Las letras cursivas y recuadros en colores gris y verde representan el Campo Volcánico San Luis Potosí (CVSP) y el Complejo Volcánico Santa María (CVSM), respectivamente. Las estructuras tectónicas más importantes: Sistema de fallas San Luis Tepehuanes, FB: Falla del Bajío, SFTSMA: Sistema de Fallas Taxco San Miguel Allende, Gvr: Graben Villa de Reyes, Gb: Graben de Bledos. Los bloques hundidos de las fallas están representados por las pequeñas líneas perpendiculares a los trazos de las fallas. El rectángulo verde indica la zona de estudio. El * muestra la localización de los fechamientos U/Pb de este trabajo. Los círculos amarillos marcan los sitios de análisis estructural: a. El Original, b. El Arbolito y c. Llano de Guadalupe. En amarillo se muestra la zona de trabajo. Modificado desde ^{Nieto-Samaniego et al. (2007)}. 

El análisis de la geología, las fracturas de enfriamiento o diaclasas y de las fallas normales dentro del CVSM, su relación con los lineamientos regionales, el alineamiento de domos riolíticos emplazados a lo largo de fallas, el basculamiento en las unidades litológicas, y el papel que juega la profundidad en la reactivación, nos permiten proponer un modelo de evolución del sistema de fallas normales presentes en la región de estudio.

2. Geología del área de estudio

La Mesa Central (MC) es una provincia fisiográfica localizada en la parte central de México (Figura 1). Geológicamente, es parte de la Sierra Madre Occidental (SMO) y de la provincia de Cuencas y Sierras (^{Henry y Aranda-Gómez, 1992}; ^{Nieto-Samaniego et al., 1999}; ^{Ferrari et al., 2007}; ^{Best et al., 2013}) y ha estado sometida a diversas fases de extensión desde el Eoceno tardío (^{Aranda-Gómez y McDowell, 1998}; ^{Nieto-Samaniego et al., 2007}), siendo la más notoria la ocurrida entre los 30 Ma y 27 Ma (^{Nieto-Samaniego et al., 1999}). En el área de estudio, afloran una serie de fallas complejas con rumbo NW, NE (parcialmente NNE) y N-S (Figuras 1 y 2), cuya distribución está controlada básicamente por dos sistemas de fallas principales: el sistema de fallas San Luis-Tepehuanes de rumbo NW (SFSLT) y el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende de rumbo ~ NS (SFTSMA) (^{Alaniz-Álvarez et al., 2002}; ^{Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005}).

Figura 2 Mapa geológico-estructural de la región de Santa María del Río (SMR) modificado de ^{Tristán-González et al. (2009)}. Las líneas negras largas son las trazas de fallas geológicas que afectan la región, en ellas se indica con líneas cortas el bloque de techo. Las líneas grises onduladas en la columna estratigráfica indican discordancias regionales. * Fechamientos U/Pb de este trabajo, y las edades restantes fueron tomadas de ^{Tristán-González et al. (2009)}. Las estrellas marcan los sitios de análisis estructural: a. El Original, b. El Arbolito y c. Llano de Guadalupe. La proyección estereográfica con pequeñas cruces azules representa los polos de planos de fractura medidos en las áreas a, b y c, mientras que los gráficos con círculos cruzados por una flecha muestran polos de planos de falla (círculo) y la dirección y sentido de movimiento del bloque de techo (flecha), usando el hemisferio inferior de una proyección estereográfica. 

2.1. UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS

El área de estudio se ubica en el Complejo Volcánico Santa María (CVSM) (Figura 2), descrito por ^{Tristán-González et al. (2009)} y localizado en inmediaciones del municipio de Santa María del Río, S.L.P., en la porción sureste de la Mesa Central. La litología característica en el área estudiada son rocas volcánicas félsicas cenozoicas. La unidad estratigráfica más antigua corresponde a rocas marinas cretácicas, donde destaca la Formación Caracol (Ks), una alternancia rítmica de arenisca y lutita carbonatada de la Sierra Madre Oriental (SMO), que fue plegada durante la Orogenia Laramide (^{Orozco-Esquivel et al., 2002}; ^{Labarthe-Hernández et al., 1983}). Sobre estas rocas carbonatadas descansan discordantemente las rocas volcánicas de edad, en su mayoría, Oligoceno. Este material ascendió como respuesta a la tectónica extensional cenozoica que afectó la porción occidental de la Mesa Central (^{Aranda-Gómez et al., 2000}; ^{Nieto-Samaniego et al., 2007}) desde el Eoceno medio hasta el Cuaternario (^{Labarthe-Hernández et al., 1982}; ¹⁹⁸⁷; ^{Tristán-González et al., 2009}).

Las unidades cenozoicas que afloran en la zona de estudio han sido descritas detalladamente por ^{Labarthe-Hernández et al. (1984)} y ^{Aguillón-Robles et al. (2004)}, cartografiadas a detalle y fechadas por el método K-Ar, roca entera, por ^{Tristán-González et al. (2009)}, básicamente son: Andesita Salitrera (Tas, 31.9 ± 0.7 Ma), Ignimbrita Santa María (Tis, 32.5 ± 0.8 y 31.3 ± 0.7 Ma), Traquita Ojo Caliente (Toc, 31.8 ± 0.7 Ma y 31.6 ± 0.7 Ma), Andesita El Estanco (Tae, 29.5 ± 0.7 Ma), Latita Portezuelo (Tlp, 30.6 ± 1.5 Ma, 31.0 ± 0.7 Ma), Dacita Potrerillo (Tdp), Ignimbrita Panalillo (dos miembros Tap y Trp, 28.9 ± 0.5 Ma y 25.4 ± 0.6 Ma), que ocasionalmente están separados por coladas del Basalto La Placa (Tbp 26.9 ± 0.4 Ma) y Basalto Las Cabras (Tbc, 21.5 ± 0.3 Ma). Todas estas fechas fueron obtenidas mediante el método K-Ar por ^{Tristán-González et al. (2009)}.

En este estudio nos centramos en la Ignimbrita Santa María (Tis) y la Traquita Ojo Caliente (Toc), la primera es una roca de color gris-rosáceo, de textura porfirítica-eutaxítica, con fenocristales de cuarzo y sanidino, y estructuras tipo fiammes. Su base está marcada por la presencia de vitrófidos negros lenticulares. La segunda corresponde a una roca leucocrática, holocristalina, con presencia de sanidino, plagioclasa y esporádicos cristales de piroxeno. Estas dos unidades presentan la superposición de estrías de falla generadas por tectonismo, sobre las estructuras lineales de las fracturas de enfriamiento. Las edades que obtuvimos para estas unidades, usando el método U-Pb en zircón (LA-ICPMS, media ponderada), son 30.9 ± 0.28 Ma para la Ignimbrita Santa María y 30.20 ± 0.75 Ma para la Traquita Ojo Caliente (Figura 3). Las fechas que reportamos en este trabajo son un poco más jóvenes que las edades K-Ar reportadas en trabajos anteriores.

Figura 3 Edades de cristalización para la Ignimbrita Santa María y la Traquita Ojo Caliente, 30.90 ± 0.28 Ma y 30.20 ± 0.75 Ma, respectivamente. Los diagramas de la izquierda muestran las elipses de error de los zircones analizados. Las elipses y barras rojas representan los zircones que se tomaron en cuenta para el cálculo de las edades de cristalización. En los recuadros más pequeños se observa la distribución de edades de todos los zircones analizados. 

2.3. CARACTERÍSTICA DE LAS FALLAS ESTUDIADAS

Para estudiar las características geométricas de las fracturas y las fallas normales se midieron el rumbo e inclinación de las fracturas de enfriamiento y de los planos de falla estriados. Las mediciones se realizaron en tres sitios: El Original, El Arbolito y Llano de Guadalupe (Figura 1). Los resultados de las mediciones (Figuras 2 y 4) nos permiten resumir las siguientes generalidades:

1. En El Original, los rumbos preferenciales para las fracturas son NW (330°-340°) y NE (40-50°) con inclinaciones entre 70° y 90°; mientras que las fallas exhiben un rumbo similar, entre los 320° y 340° con inclinaciones mayores que 45°. Prácticamente no hay fracturas con rumbo similar a las fallas ~NS.

2. En El Arbolito el rumbo preferente de las fracturas es N-S con inclinaciones entre 70° y 80°; mientras que las fallas tienen un rumbo preferente NW-SE con inclinaciones de 45°-50° y 80°-90°.

3. En Llano de Guadalupe, el rumbo preferencial de las fracturas es WNW-ESE con inclinaciones entre 70° y 80°, mientras que las fallas tienen un rumbo preferencial NE-SW con inclinaciones de alto ángulo.

Figura 4 Diagramas de roseta que muestran la dirección de las fracturas de enfriamiento y las fallas. Para cada subfigura, la izquierda indica distribución de los rumbos de las estructuras y la derecha indica distribución de echados de las estructuras. Aunque hay fallas y fracturas en todas direcciones, hay una concentración de las fracturas entre los 320° y 340° y para las fallas entre los 300° y 330°. Obsérvese que el echado de las fallas es predominantemente vertical. 

Los rumbos preferentes observados en las fallas muestran su paralelismo con los dos sistemas de falla regionales: el Sistema de Fallas San LuisTepehuanes (NW-SE) y el Sistema de Fallas Taxco-San Miguel Allende (~N-S). Una de las formas de clasificar la cinemática de las fallas es en función del pitch de las estrías sobre los planos de falla (Figura 5). En la zona de estudio se tienen fallas de 3 tipos: con pitch menores que 30° asociados con fallas laterales, las menos abundantes en el área de estudio (Figura 5a), con pitch entre 31° y 70° propios de fallas oblicuas normales y con pitch mayor que 70° que consideramos propias de fallas normales y que son las más abundantes en este estudio (Figura 5a).

Figura 5 a. Histograma con valores de pitch de las fallas identificadas en el área de estudio, donde se observa la mayor concentración entre los 70° y 90°, propios de fallas normales y la mínima concentración para los valores de 10° a 30° que representan la presencia de fallas laterales en la zona. b. Ejemplo de 3 tipos de estrías que definen la cinemática de los planos de falla observados en el sitio de El Original. Las estrías de falla marcadas en la figura con flechas blancas corresponden a pitch casi horizontal (h), vertical (v) y oblicuo (o). 

3. Fracturas de enfriamiento en las rocas volcánicas cenozoicas

En general, las fracturas de enfriamiento son fracturas de tensión (modo 1) y se forman perpendiculares al esfuerzo principal compresivo mínimo (p. ej. ^{Pollard y Aydin, 1988}). En las rocas ígneas es común que las fracturas de enfriamiento desarrollen estructuras columnares poligonales sobre los flujos de lava basáltica (^{DeGraff y Aydin, 1987}), y también en rocas piroclásticas soldadas (^{Fritz y Stillman, 1996}; ^{Michol et al., 2008}). En el CVSR, las fracturas de enfriamiento se generaron en las rocas volcánicas (ignimbrita y traquita), en familias de fracturas rectas a curviplanares, típicamente perpendiculares a los límites de la capa de las ignimbritas (Figuras 6a y 6c).

Figura 6 Fracturas de enfriamiento. a. Morfología general observada en la localidad de llano de Guadalupe. b. Morfología en forma de cubo para el sitio de El Arbolito. c. Fracturas ortogonal con rumbos NW y NE en el sitio de El Arbolito. d. Fracturas poligonales que forman polígonos de 5 lados y superficies convexas hacia arriba en El Original. No se observan anillos dentro de los polígonos. e. Plano de falla el sitio de El Original. 

En las superficies horizontales se observan dos tipos de fracturas: ortogonales con intervalos de espaciamiento que varían desde 0.4 m a 1.5 m, y poligonales con secciones transversales de 5 lados (Figuras 6d). Dos sets de fracturas verticales y un set subhorizontal definen los bloques en forma de cuboides (Figura 6c). Las fracturas ortogonales generalmente se orientan entre N30°-50°W y N30°-50°E (líneas rojas y azules respectivamente en la Figura 6c), ambas con echados verticales. Los echados de las fracturas cuasihorizontales varían desde 0° a 35°.

Para este trabajo medimos en imágenes aéreas los lineamentos de más de 300 m de longitud, obteniendo dos rumbos preferentes: NW y NE (Figura 7a), que son similares a los rumbos de las fracturas medidas en campo (Figura 4) y al rumbo de los domos riolíticos emplazados durante el Oligoceno tardío (ver Figuras 2, 3, 6 y 7 en ^{Tristán-González et al., 2009}).

Figura 7 Diagramas de roseta que muestran la dirección de los lineamientos y fallas mayores en el área de Santa María del Río medidos sobre imágenes de satélite. a. lineamientos; dos concentraciones de rumbo, NW y NE. b. Fallas mayores: muestran una concentración de rumbos entre 300° y 330°. Los rumbos NW (~320°) están presentes tanto para los lineamientos como en las fallas mayores. 

4. Reactivación de las fracturas de enfriamiento

El origen de muchas fallas mayores frágiles está influenciado por zonas de debilidad preexistentes (^{Bott, 1959}; ^{McKenzie, 1969}; ^{Dixon et al., 1987}), generando patrones de falla con geometría variada y compleja, que presentan variaciones del rumbo y del echado de uno o varios planos de falla, geometrías en zig-zag e intersecciones de planos. ^{Segall y Pollard (1983)} reportan fallas que nuclean a partir de las fracturas de enfriamiento previas en el Mouth Abbot, en la Sierra Nevada central, California; ^{Martel (1990)} documenta enlaces de este tipo de fracturas por movimiento a través de pequeños splays y ^{Evans et al. (2000)} explican los deslizamientos sobre fracturas abiertas (como lo son las de enfriamiento) y fallas menores, que se unen para formar fallas más extensas. Así la geometría de fracturas preexistentes puede tener influencia en la evolución de las fallas geológicas. Por ejemplo, el espesor de una zona de falla puede estar controlado por la amplitud de las fracturas abiertas preexistentes, que cuando se enlazan pueden generar zonas de cataclasis cada vez mayores, creando una zona de falla amplia (^{Shipton et al., 2006}).

Para efectos de este trabajo se considera que las ignimbritas soldadas son más densas que los depósitos no soldados, tienen menos porosidad y permiten que se generen zonas con un intenso fracturamiento por enfriamiento, mientras que en ignimbritas poco soldadas se forman bandas de deformación (^{Shipton et al., 2006}).

Un ejemplo de que los planos de enfriamiento actuaron como fracturas preexistentes de fallamiento en el sector de Santa María del Río se muestra en la Figura 8a, donde se observa estrías de falla soberpuestas a marcadores (o estrías) de enfriamiento, comúnmente plumosos, o de costilla como el que se esquematiza en la Figura 8b. En las estructuras plumosas, una vez que se activa una terminación de grieta (desde algún punto o vértice débil), el frente de la grieta avanza rápidamente generando dichas estructuras. Sin embargo, pueden detener su propagación debido a que llegan a zonas más plásticas o de mayor temperatura (^{Ryan y Sammis, 1978}). Cada marca delgada en el lado de una columna o fractura de enfriamiento registra una dirección de propagación, que a su vez puede variar longitudinalmente y pueden diferir de las estrías previas (^{DeGraff y Aydin, 1987}; ^{Goehring, 2013}).

Figura 8 (a) Un plano típico de una fractura de enfriamiento en Santa María del Río, con las flechas negras se resaltan las marcas plumosas de enfriamiento horizontales observadas sobre el plano. Dicho plano se reactivó por un esfuerzo tectónico. Las estrías causadas por movimiento entre dos bloques, marcadas por las flechas de color verde, son oblicuas a las marcas plumosas de enfriamiento. (b) Marcas plumosas típicas de fracturas de enfriamiento, la flecha indica la dirección de propagación. 

Para que una fractura se active como falla es necesario que la diferencia de esfuerzos necesaria para deslizarla sea menor que la necesaria para generar una falla nueva (^{Alaniz-Álvarez et al., 1998}). Las orientaciones más favorables para la reactivación son aquellas de rumbos perpendiculares a la dirección de extensión máxima (o del esfuerzo principal mínimo) y una inclinación entre 50° y 75° y las menos favorables son los planos paralelos al esfuerzo principal mínimo (^{Alaniz-Álvarez et al., 1998}; ^{Álvarez del Castillo et al., 2017}).

5. Basculamiento de las rocas volcánicas por fallamiento cenozoico

Para las fallas normales, el modelo de la rotación de bloque rígido ha sido ampliamente aceptado, aunque también han sido propuestos modelos de cizalla vertical e inclinada que implican una deformación interna de los bloques de falla (^{White et al., 1986}; ^{Westaway y Kusznir, 1993}). El modelo de la cizalla vertical y el de la rotación del bloque rígido implican diferentes relaciones entre el basculamiento de las fallas y el de los estratos. La rotación de los estratos es siempre mayor que la rotación de las fallas en el modelo de la cizalla vertical, pero en el modelo de rotación de bloque rígido, las rotaciones experimentadas por los estratos y por las fallas son iguales. Para el modelo de la rotación de bloque rígido, la inclinación de los estratos a través de un bloque es uniforme, mientras que en otros modelos de cizalla vertical/inclinada, la rotación de los estratos disminuye gradualmente hasta cero al alejarse de la falla. La cizalla vertical produce más extensión que la rotación del bloque rígido (^{Westaway y Kusznir, 1993}; ^{Xu et al., 2004}).

La cima de las ignimbritas y de los depósitos de flujos piroclásticos tiene echados originales muy cercanos a la horizontal. En el caso de los sitios de estudio, los echados de las pseudoestratificaciones en los depósitos piroclásticos se concentran entre los 15° y 35° de inclinación (Figuras 9a, 9b y 9c), lo cual se ha interpretado como resultado de rotación por la actividad de las fallas cenozoicas de la MC (^{Nieto-Samaniego et al., 2007}; ^{Xu et al., 2004}, ²⁰⁰⁵) y al alejarse del Graben Villa de Reyes los echados de la pseudoestratificaciones se hacen mayores, siendo muy notoria la presencia de dos concentraciones en Llano de Guadalupe, donde los echados dominantes son 20°-25° y 30°-35° (Figura 9c).

Figura 9 Actitud de la pseudoestratificaciones de las ignimbritas de la zona de estudio. Para cada subfigura, la izquierda indica distribución de los rumbos de las capas y la derecha indica distribución de echados de las capas. (a) El original, (b) El Arbolito, (c) Llano de Guadalupe y (d) todos los datos de pseudoestratificiación, incluidos los que se encuentran en la carta geológica 1:50000 de Santa María del Río, SLP (^{SGM, 2004}). No hay un rumbo predominante. Sin embargo, es clara la concentración de los datos de echados entre los 20° y 35° para la Ignimbrita Santa María. (e) Representa las pseudoestratificaciones para la Ignimbrita Panalillo en la zona de estudio. Obsérvese que los echados están concentrados entre los 10° y 20° y son menores a los observados sobre la Ignimbrita Santa María. 

Otro de los puntos importantes a tener en cuenta acerca del basculamiento de las rocas volcánicas es que la unidad más antigua, en este caso la Ignimbrita Santa María, exhibe echados con concentraciones preferenciales entre los 20° y 25° (Figura 9d), mientras que, en unidades más jóvenes como la Ignimbrita Panalillo, los echados se concentran principalmente en los 15° (Figura 9e), las rocas más antiguas tienen echados mayores debido a que acumulan subsecuentes fases de fallamiento.

6. Efecto de la interacción entre las fracturas existentes en la reactivación

La interacción de fallas normales es uno de los rasgos más característicos de las zonas en extensión de la corteza terrestre. La interacción cinemática entre dos planos de falla puede producir perturbaciones del campo de esfuerzo en la vecindad de sus intersecciones, desviándose de la dirección en la que las cizallas máximas del tensor de esfuerzo remoto se resuelven sobre ellas. Este efecto ha sido documentado por datos de trabajo de campo (^{Mouslopoulou et al., 2008}; ^{Xu et al., 2013a}) y por algunos modelos numéricos basados en la teoría de elasticidad lineal (^{Pollard et al., 1993}; ^{Maerten, 2000}). La interacción entre fallas tiene tres efectos. El primero es que las orientaciones de desplazamiento cambian dependiendo de la distancia a la línea de intersección (Figura 10a). En el segundo efecto, el ángulo de pitch de las estrías en la misma ubicación cambiará con el tiempo, debido a los cambios de posición de la línea de intersección entre los dos planos (Figura 10b). El movimiento de la ubicación de la intersección es causado por la traslación o rotación de los bloques durante el fallamiento (^{Xu et al., 2013b}). El tercer efecto se debe a la interacción cinemática de dos fallas (Figura 10c). Si dos fallas se intersectan el movimiento de una falla puede estar condicionada por la otra, de tal manera que una de las fallas no se podrá mover hasta que se alcance la diferencia de esfuerzos necesaria para mover la otra falla (^{Nieto-Samaniego y Alaniz-Álvarez, 1997}). El movimiento resultante que se da será el del bloque contenido entre las dos fracturas dando como resultado tres direcciones de estrías, una de ellas paralela a la intersección de las dos fallas.

Figura 10 Efecto de interacción entre las fracturas intersectadas. (a) Cambio sistemático en el pitch de las líneas de deslizamiento dependiendo de la distancia a la línea de intersección. F- bloque de piso; H-bloque de techo. (b) El pitch de las líneas de desplazamiento cambia con el movimiento de la línea de intersección sobre la falla. La línea de intersección se mueve desde 1 a 3. (Modificado desde ^{Xu et al., 2013b}). c) Modelo de Interacción cinemática de fallas propuesto por ^{Nieto-Samaniego y Alaniz-Álvarez (1997)}. El bloque contiene dos grupos de fallas como muestra el estereograma, aunque la falla F1 tiene una orientación favorable para deslizarse con una dirección de extensión hacia el NE, no lo podrá hacer hasta que el esfuerzo tectónico permita que se deslice también la F2, al deslizarse el bloque completo una de las estrías será paralela a la línea de intersección entre dos fallas. 

En la zona de estudio, observamos los efectos de la interacción de fallas en el desarrollo de estrías. El efecto común es que las líneas superpuestas, las de forma de arco y aquellas en zigzag se pueden formar debido a la interacción entre las fallas que se cruzan (Figura 11d). Para las líneas curvas (Figura 11a), los cambios en los ángulos de inclinación son comúnmente menores a 30° (^{Xu et al., 2013b}). En el caso de la Figura 11b, las fracturas NW-SE no podrán tener deslizamiento (aunque tengan orientación favorable con extensión máxima al NE-SW), si son cortadas por las fracturas verticales (con orientación no favorable N-S y NE-SW), el deslizamiento en los planos se dará hasta que el esfuerzo diferencial alcance el valor para mover las fallas verticales. En la mayoría de los casos, las estrías superpuestas en las fallas del área estudiada tienen una diferencia angular mayor que 40°. Por ejemplo, en la Figura 11c, la diferencia en los ángulos de pitch entre los dos sets de líneas de deslizamiento es 43°, en el estereograma de la Figura 11b se observan las estrías ubicadas en la intersección de dos fallas.

Figura 11 Conjuntos de estrías verticales sobre plano de falla. (a) Estrías curvadas. (b) Estrías en la intersección de dos planos para 18 fallas; (c) Dos estrías superpuestas con las direcciones de desplazamiento contrarias. (d) Un plano de falla principal conformado por 5 segmentos de falla que interactúan entre sí y están dispuestos de forma escalonada. Tal interacción genera variaciones en el ángulo de pitch de las estrías. 

7. Fallamiento en diferentes profundidades

Usamos el programa ReActiva 2.4 (^{Alaniz-Álvarez et al., 2000}; ^{Tolson et al., 2001}) para estudiar el efecto de la profundidad en la reactivación de fallas. Los parámetros considerados del programa son profundidad, cohesión, coeficientes de fricción interna y de deslizamiento, razón de esfuerzos y presión de fluidos tanto en el plano de fractura como en la roca intacta. La base teórica de ReActiva son los criterios de Coulomb-Navier para la ruptura y el deslizamiento, pero en lugar de representar la relación entre esfuerzos y orientación de planos en un círculo de Mohr, el programa grafica los polos de los planos en una red estereográfica polar, lo que permite al usuario la interpretación de los datos en un espacio geográfico. Según ^{Alaniz-Álvarez et al. (1998)} en función de la profundidad, las fallas con más probabilidad de reactivarse son aquellas que se encuentran bajo un régimen normal y cercanas a la superficie. Bajo condiciones favorables, las fallas con echados mayores a los 25° son las que tienen mayor potencial de deslizamiento. Un grupo de 35 planos de falla fueron caracterizados como los planos de falla principales, en función de su longitud (mayor que 1 km) y la claridad de sus indicadores cinemáticos. A partir de estos datos hemos calculado por el método de Diedros Rectos los ejes de paleoesfuerzos principales para este grupo de fallas, obteniendo un σ₁ subvertical y un σ₃ cercano a la horizontal, propio para un régimen de fallamiento normal. El programa ReActiva calcula el diferencial de esfuerzos necesario para reactivar una fractura y la compara con el necesario para generar una falla nueva a partir de un campo de esfuerzos andersoniano (^{Anderson, 1951}). Proyectamos las fallas como polos en un diagrama de Reactiva generado con los siguientes parámetros: coeficiente de fricción de 0.6 de acuerdo con la Ley de Byerlee, se consideró que las fallas iniciaron a profundidades menores que 5 km, ya que la cubierta cenozoica en conjunto, que es la zona de interés para este estudio, tiene espesores cercanos a los 2 km (^{Nieto-Samaniego et al., 2007}); el factor de presión de poro utilizado fue de 0.4, considerando que desde el nivel freático hasta donde inicia el fallamiento está saturado de agua, una densidad de 2650 kg/ m³ que es un promedio de rocas volcánicas ácidas como las presentes en la cubierta cenozoica y una cohesión entre 15 MPa y 0 MPa que son valores típicos reportados para rocas extrusivas (^{Afrouz, 1992}; ^{Ahres, 1995}). Usando estos valores y las direcciones de los esfuerzos principales obtenidos por el método de Diedros Rectos, se puede visualizar por medio del software ReActiva, que las fallas mayores con rumbo ~NW (Figura 12a) caen directamente en el campo de reactivación, mientras que de las fallas menores (diaclasas con estrías) con rumbo ~NE (N = 400 planos), no son proclives de reactivarse bajo estos parámetros (Figura 12b). Por otro lado, cerca de la superficie (< 1 km), las fallas pequeñas, menores o fracturas de enfriamiento con orientación NE-SW caen en el campo de reactivación (Figura 12c).

Figura 12 Polos de planos de falla del área de estudio, 1, 2 y 3 corresponden a los ejes de esfuerzos principales compresivos máximo, intermedio y mínimo, calculados con las fallas del área de estudio mediante el método de los diedros rectos, empleando el software TectonicsFP©. El área en tono gris a negro representa el dominio de reactivación calculado con el software ReActiva 2.4, este programa considera regímenes tipo Andersonianos, con un esfuerzo principal vertical. El gráfico fue elaborado para el eje de máximo acortamiento vertical y luego se rotó para hacer coincidir los ejes de máximo alargamiento de ReActiva y el calculado. Entre más oscuras son las áreas, mayor es el potencial para el deslizamiento. (a). Fallas principales del área de Santa María del Río, obsérvese la concentración de estrías de falla con cinemática normal asociadas a planos de falla con rumbo NW. Datos considerados: Roca intacta: Coeficiente de fricción: 0.6, Factor de presión de poros: 0.4, cohesión: 15 MPa. Roca con anisotropía: Coeficiente de fricción: 0.6, Factor de presión de poros: 0.6, cohesión: 0 MPa. Generalidades: Densidad de rocas: 2650 (kg/m³), Profundidad: 5 km, factor de forma de elipsoide: 0.5. Estos dos gráficos se hicieron utilizando el software ReActiva (^{Alaniz-Álvarez et al., 1998}). (b). Fallas pequeñas cartografiadas en el sector, donde se observa que las fallas N-S y E-W no tienen gran posibilidad de reactivación bajo este régimen de deformación. Los datos empleados son iguales que en 12 (a). (c) Datos empleados son iguales que en 12 (b), pero la profundidad del fallamiento es 1 km. 

Estos resultados nos permiten inferir que las fallas de rumbo ~NW podrían haberse generado a partir del movimiento de fallas previas en profundidad, mientras que muchas fallas ~NE podrían deberse a la activación de facturas de enfriamiento o de fallas menores preexistentes cerca de la superficie (profundidad menor que 1000 m).

8. Discusión: Modelo de evolución de fallas normales

El SFSLT es una zona de falla que limita dos dominios corticales, lo que podría conocerse como una falla de basamento (^{Lowey, 2000}), y que posiblemente afectó las secuencias volcánicas marinas asociadas a las rocas mesozoicas de la Sierra Madre Oriental, con múltiples episodios de reactivación en el sentido que la define ^{Holdsworth et al. (1997)}. Sin embargo, nuestro trabajo se centra en la evaluación de las reactivaciones de fallas durante el Cenozoico, en un régimen claramente extensional con deformación frágil en pequeñas fallas normales de alto ángulo.

Partimos de que las fallas mayores son profundas, y que las fracturas de enfriamiento están muy cerca de la superficie. Tomamos como caso de estudio las rocas volcánicas del Cenozoico para describir la evolución de las fallas a partir de las fracturas de enfriamiento. Resumimos que el fallamiento sucedió al menos en 3 etapas después del emplazamiento de las rocas volcánicas (Figura 13). En la etapa inicial (Figura 13a), las rocas volcánicas de edad Oligoceno se emplazaron a través de una falla de orden mayor que sirvió como el conducto del magma y se depositaron de forma discordante sobre las rocas más antiguas. Estas rocas nuevas tienen diaclasas de enfriamiento (Figura 13a). En la segunda etapa (Figura 13b), algunas de las fallas o fracturas preexistentes fueron activadas bajo un esfuerzo tectónico extensional, incrementando tanto su longitud como su desplazamiento. En la etapa 3 (Figura 13c), las fallas que se originaron a partir de las fracturas de enfriamiento preexistentes se enlazaron con las fallas mayores y la extensión se liberó en las fallas más grandes, generando basculamientos en las rocas volcánicas y dejando abandonadas fallas menores (fracturas con estrías) de diversas orientaciones. Posterior a ello, ocurre una nueva extensión, generando depósitos de rocas más jóvenes y pueden repetirse las etapas mencionadas. Es importante aclarar que, aunque se tengan fallas en todas direcciones y con ángulos de pitch entre 0° y 90° (Figura 5a), no todos los planos de fracturas preexistentes se reactivaron o todas las fallas mayores provienen de la unión y evolución de estas estructuras. Esto puede deberse a que la reactivación de las fracturas no solo depende de las orientaciones de las mismas, también depende de otros factores. Con un σ₁ vertical, y un σ₃ horizontal orientado ~NE-SW, las fallas que tienen potencial de ser reactivadas son justamente las que pertenecen al SFSLT (Figura 12a). Las diaclasas de enfriamiento se pueden enlazar fácilmente a las más cercanas no obstante que tengan una orientación no favorable, incluyendo las fracturas verticales, siempre y cuando se encuentren cerca de la superficie (Figura 12c y 13c).

Figura 13 Modelo de evolución de fallas a partir de diaclasas de enfriamiento. a. Emplazamiento de las rocas volcánicas a través de fallas y formación de las diaclasas de enfriamiento. b. Algunas de las diaclasas se convierten en fallas y las fallas regionales se alargan. c. Las fallas nuevas se enlazan con las fallas regionales, ampliando y alargando la zona de falla, dejando como remanentes numerosas fallas menores (diaclasas estriadas) con diversas direcciones. 

En afloramientos de ignimbritas es común no tener una falla claramente definida, de hecho, se pueden tener muchos segmentos de falla, fallas pequeñas y de dirección aleatoria, lo que es aún más común si la zona analizada corresponde a la zona de tip o terminación- de una zona de falla (^{Choi et al., 2016}). Resumimos que la activación de fracturas de enfriamiento en el Complejo Volcánico Santa María fue favorecida por fallamiento cerca de la superficie, y por la rotación de bloques individuales. Por otro lado, la reactivación de fallas orientadas favorablemente pudo, en algunos pocos casos, inhibirse por la interacción con fracturas desfavorablemente orientadas.

9. Conclusiones

El estudio de los patrones de fallamiento asociados a las deformaciones extensionales post-eocénicas en Santa María del Río, en el centro de México, nos permitió llegar a las siguientes conclusiones. La presencia de fallas con diversos rumbos e inclinaciones en el Complejo Volcánico Santa María, pueden ser atribuidas a varias causas, una de ellas, a que están en la terminación de una zona de falla mayor. Otra causa es la reactivación de discontinuidades o defectos preexistentes tales como las juntas o diaclasas de enfriamiento, en especial aquellas con rumbos entre los 320° y 340°, tal y como lo evidencian la correlación estructural y el análisis de tendencia al deslizamiento en función de la profundidad realizado con ayuda del software ReActiva 2.4.

Las fracturas de enfriamiento, de geometría planar y curviplanar, con rumbo NW fueron planos propensos a reactivación en el Paleógeno, permitiendo la evolución de las fallas regionales asociadas al SFSLT. Para los sitios de estudio seleccionados, hemos reconocido tres sistemas de fallas normales cuyas direcciones son NE-SW, N-S, NW-SE, y que, según los cálculos de los paleoesfuerzos principales y las estrías paralelas a la intersección de dos planos, se activaron sincrónicamente al menos dos de ellas. Se documentó, además, que la deformación ha sido controlada fuertemente por las estructuras preexistentes, ya que la deformación en los eventos más jóvenes ocurre sobre las fallas activadas previamente formando un mismo plano de falla con estrías con múltiples direcciones.

Las fallas pequeñas muestran rumbos en todas las direcciones (0° a 360°), mientras que las fallas mayores se orientan hacia en dirección NW preferencialmente. La visualización de estos datos con ayuda de ReActiva muestra que todas las fallas medidas son susceptibles de reactivarse con ciertos parámetros. En profundidades entre 5 y 1 km, se pueden reactivar los planos NW, asociados a las fallas mayores, en esas profundidades las fallas menores con dirección NE asociadas a diaclasas de enfriamiento no son susceptibles de reactivarse. En cambio, a profundidades menores que 1 km las fallas pequeñas de dirección NE asociadas a diaclasas de enfriamiento y formadas muy cerca de la superficie también se pueden activar, lo cual explica por qué en el campo se observan estrías de deslizamiento en planos de todas direcciones.

Se propone un modelo de evolución de fallas normales en el área de estudio, donde el fallamiento inició a profundidad y permitió el ascenso del magma que dio origen al depósito discordante de las rocas volcánicas de edad Oligoceno. Posteriormente, algunas de las fracturas de enfriamiento, en especial las de rumbo NW-SE y E-W, desarrolladas por contracción al momento del enfriamiento de las ignimbritas formaron las fallas mayores que venían actuando desde zonas más profundas de la corteza, con un comportamiento frágil. Estas fallas al propagarse hacia la superficie activaron las fracturas de enfriamiento permitiendo la configuración actual de las fallas en el SFSLT y dejando como remanentes numerosas fracturas con estrías, que tienen direcciones muy variadas.