Los primeros pasos que se realizan en los estudios de geología estructural comúnmente tienen que ver con la caracterización de estructuras tectónicas. Como se sabe, las estructuras tectónicas aparecen en sitios de deformación exhibiendo geometrías y cinemáticas definidas. En estos sitios conocidos como «zonas de cizalla» se encuentran fallas normales, inversas, de desgarre, pliegues, vetas, diques, entre otros, dependiendo de la dirección de la compresión máxima y competencias de las rocas. Es fácil pensar que en la cartografía geológica las zonas de cizalla tendrían un comportamiento y presentación similares a los vistos en modelos ideales (P. Ej. modelo de cizalla de Ramsay). Pero la verdad es que en los trabajos geológicos de campo ello dista ser así. Principalmente porque cada cartografiado demuestra que parte de los aspectos estructurales de los modelos preestablecidos llegan a cumplirse con más o menos éxito. Lo cual puede ser un problema para quienes no comprendan el funcionamiento analógico de formación de estructuras sintéticas y compatibles entre sí para un mismo evento tectónico a a partir de la partición tectónica.
La partición tectónica es un fenómeno en el que sedimentos y rocas experimentan deformación para un evento tectónico y tiempo particulares. El estado de paleoesfuerzos forma zonas de cizalla de primer orden albergando otras estructuras secundarias (de segundo o tercer orden), estas últimas tienen direcciones y cinemáticas definidas según cómo sea su relación geométrica respecto al vector de compresión máxima: las fallas normales se forman cercanamente paralelas al sigma 1, las inversas en dirección perpendicular, y las de desgarre en dirección oblicua.
Los modelos analógicos en yeso dan cuenta de cómo se generan tales geometrías, asó como muestran la evolución de estructuras en-echelon sintéticas (P. Ej. Riedels) las que pueden formas sitios locales por apertura tectónica (transtensión) o de cierre tectónico (transpresión) en órdenes que siempre son menores a la zona de cizalla principal.
De hecho, la partición de la deformación es más sencilla de apreciar en rocas que no han experimentado deformación polifásica. Tal es el caso de rocas cenozoicas en los Andes peruanos como por ejemplo las formaciones Castrovirreyna, Puquio, Caudalosa, Andamarca, entre otras, de edad miocena-pliocena.
A continuación, se muestra una imagen que exhibe un típico caso de la partición de la deformación, una zona de cizalla NE-SO compuesta por 3 fallas principales de cinemática dextral (A, B y C):
Para el entendimiento de la cartografía geológica previa es necesario asumir el tener un único evento tectónico (sin deformación polifásica) que ha sido capaz de formar las estructuras mapeadas a partir de una compresión máxima NE-SO. Con ello en mente, la zona de cizalla de dirección NE-SO se caracteriza de la siguiente manera:
1. Las estructuras tectónicas A, B y C son fallas dextrales de primer orden, corresponden a los controles tectónicos de la deformación en esta área de estudio. Se debe notar que las direcciones de estas estructuras mayores tienden a ser oblicuas a una dirección de compresión maxíma (compresión oblicua).
2. Las estructuras tectónicas que son oblicuas y en-echelon respecto y cerca de las fallas A, B y C son fallas dextrales y sinestrales de segundo orden. Las fallas dextrales pueden interpretarse como fracturas tipo riedel por ser sintéticas las fallas de orden mayor; mientras que las sinestrales son antitéticas, es decir, son antiriedels.
3. Es posible notar la presencia de estructuras tectónicas compresivas, tal como se observa hacia el oeste del ejemplo donde se observan una serie de pliegues (anticlinales-sinclinales) y fallas inversas. Aquí la partición, y por lo tanto, la transpresión toma lugar debido a que los rumbos de las fallas y pliegues tienden a ser perpendiculares al vector de compresión máxima.
4. Existen estructuras tectónicas por transtensión. Este es el caso de vetas y fallas normales en echelon de segundo y tercer orden vistas entre las fallas A-C y C-B. La partición toma lugar por dilatación en un ambiente frágil, donde la apertura tectónica se produce debido a que el vector de compresión máxima tiende a ser paralelo al rumbo de tales estructuras. Por lo tanto, como resultado de la apertura el relleno mineral y extensión se dan en direcciones paralelas y perpendiculares respecto al rumbo de las estructuras, respectivamente.
Y eso es todo (¡por ahora!), espero que lo mostrado líneas arriba sea de utilidad para quienes estén interesados en caracterizar zonas de cizalla. De hecho, pueden existir casos más complejos con más de un evento tectónico en los que incluso parte de las estructuras podrían estar reactivadas, lo cual definitivamente ameritará una futura publicación.