(Re-02)VasquezSerrano

En la corteza superior terrestre la deformación es principalmente frágil y está representada por fracturas y fallas de distinto tamaño, que cubren varios ordenes de escala (Ramsay, 1967; Cladouhos y Marret, 1996; Fossen, 2010). En el caso de las fallas, estas concentran la deformación mediante desplazamiento paralelo de sus paredes (Fossen, 2010). Asociado también con las fallas, sobre todo las de gran longitud (cientos de metros hasta cientos de kilómetros), es posible el desarrollo de una zona compleja con alta cantidad de fracturas llamada zona de daño (Fossen, 2010; Choi et al., 2016). Las zonas de daño son un factor importante en una gran variedad de campos de la geología, como los procesos de deformación asociados con fallamiento (Wilson et al., 2003), la propagación de la rotura durante un sismo (Choi et al., 2012) y la permeabilidad en la corteza (Caine et al., 1996; Kim y Sanderson, 2010). Este último campo es fundamental en aplicaciones asociadas con el estudio de acuíferos, yacimiento de hidrocarburos y minerales, y almacenamiento de CO2 (Dockrill y Shipton, 2010; Rotevatn y Fossen, 2011; Cilona et al., 2015). A pesar de los avances en el conocimiento de las zonas de daño, aún se desconoce con detalle las variaciones en la cantidad, arreglo, distribución y conectividad de las fracturas, más aún si las fallas tienen una historia compleja de deformación, que implica varios episodios de actividad con distinta cinemática.

Uno de los sistemas de fallas más importantes de México es el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende, el cual ha tenido actividad en distintas etapas durante el Cenozoico (Alaniz-Álvarez et al., 2000; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005). En la región de San Miguen de Allende, Guanajuato, este sistema está representado por fallas que tiene un rumbo preferencial N-S, y registran una cinemática de falla normal a partir del Mioceno (Alaniz-Álvarez et al., 2002). Una de las fallas más representativas en esta región es la falla San Miguel de Allende (FSMA), la cual tiene una longitud de más de 40 km y expone a rocas sedimentarias del Mesozoico en el bloque de piso (Alaniz-Álvarez et al., 2002). La excelente exposición de la zona de daño de la FSMA al norte de la ciudad de San Miguel de Allende brinda una excelente oportunidad para estudiar con detalle a las estructuras frágiles que cortan a las rocas sedimentarias del Mesozoico.

En este estudio se hace un análisis detallado de las fracturas que afectan al basamento mesozoico con propósito de conocer su cantidad, arreglo, distribución y las implicaciones en el complejo proceso de flujo de fluidos en zonas de daño dominadas por fracturas. Estas variables son analizadas a través de la aplicación de programas como FracPaQ (Healy et al., 2017) y FracAnalysisV16 (Tolson, 2001). Con estos programas es posible obtener parámetros como: dimensión de caja, dimensión de fragmentación, orientación, conectividad y longitud de fracturas. En muchos trabajos, asociados principalmente con el conocimiento de la deformación frágil y la exploración de hidrocarburos y acuíferos, se ha probado con éxito la aplicación de estos parámetros (Nieto-Samaniego et al., 2003, 2005b; Barton y LaPointe, 1995; Cladouhos y Marrett, 1996; Babadagli, 2002; Manzocchi, 2002; Vásquez-Serrano, 2013; Hooker et al., 2015; Sanderson y Nixon, 2018; Laubach et al., 2018; Rizzo et al., 2017; Vásquez-Serrano et al., 2019, 2021; Tarazona-Lizcano et al., 2021; Liso et al., 2022; Alcock et al., 2023), lo cual hace atractivo su uso en el estudio detallado de las fracturas en zonas de daño de fallas kilométricas. Los resultados obtenidos en este trabajo pueden ser fundamentales en estudios futuros para conocer el papel de las fracturas en la generación de acuíferos en el basamento mesozoico y el potencial geotérmico de la región de San Miguel de Allende, Guanajuato.

El área de estudio se ubica en la intersección de tres provincias fisiográficas: la Mesa Central, la Sierra Madre Oriental y la Faja Volcánica Transmexicana (Figura 1). Estas provincias tienen características geológicas particulares en cuanto a su estratigrafía e historia de deformación (Alaniz-Álvarez et al., 2002; Nieto-Samaniego et al., 2005a; Del Pilar-Martínez et al., 2020; Cid-Villegas et al., 2022; Nieto-Samaniego et al., 2023). Dentro del sector sur de la Mesa Central existe vulcanismo relacionado con la Sierra Madre Occidental, el cual puede estar ligado a la extensión cortical producida por cambios en la velocidad de la subducción durante el Oligoceno (Nieto-Samaniego et al., 1999b; Cerca-Martínez et al., 2000). Respecto a la Sierra Madre Oriental, en su porción más occidental, está constituida por rocas sedimentarias del Jurásico-Cretácico que fueron deformadas durante la construcción del Orógeno Mexicano a finales del Cretácico Tardío (Eguiluz de Antuñano et al., 2000; Alaniz-Álvarez et al., 2002; Cuellar-Cárdenas et al., 2012; Martini et al., 2016; Fitz-Díaz et al., 2018; Cid-Villegas et al., 2022). Finalmente, la Faja Volcánica Transmexicana en el área de estudio se asocia con vulcanismo principalmente del Mioceno, el cual está ligado con la subducción de la placa de Cocos por debajo de la placa Norteamericana (Pérez-Venzor et al., 1996; Alaniz-Álvarez et al., 2002; Ferrari et al., 2012).

FracPaQ es un paquete escrito en MATLAB para cuantificar patrones de fracturas en dos dimensiones a partir de mapas de fractura (Healy et al., 2017). FracPaQ usa, como archivos de entrada, imágenes binarias que pueden tener una extensión *.JPG/*.JPEG o *.TIF/*.TIFF. Así mismo, puede usar archivos vectoriales (*.svg) como los que se generan en programas de dibujo como Corel Draw™, y una lista de datos en un archivo de texto (*.txt) con las coordenadas (x, y) de los extremos de las trazas de las fracturas. Esta lista de datos se guarda en formato ASCII delimitado por tabulaciones. La información que proporciona el paquete está relacionada con las trazas individuales de las fracturas (orientación y longitud) y con el conjunto en general (conectividad, intensidad, densidad, entre otros). En este trabajo se consideran los siguientes parámetros obtenidos del paquete FracPaQ:

A partir de los mapas de fracturas, el paquete construye un diagrama de rosa a partir de la orientación de las trazas de fracturas y considerando que el eje “y” de la imagen es el eje N-S del mapa. Si es necesario, FracPaQ tiene la capacidad de hacer rotaciones para colocar de manera adecuada el eje N-S. La construcción del diagrama de rosa se hace a intervalos de 5°, 10°, 20° o 30°, según el usuario lo necesite. En el caso de este trabajo se usó un intervalo de 10°.

El paquete FracPac cuantifica la distribución de las longitudes de fracturas en un mapa mediante la elaboración de histogramas de longitud y gráficos bilogarítmicos de la longitud vs. la frecuencia acumulada. Los datos de longitud se comparan con tres funciones posibles: ley de potencia, log-normal y exponencial. Para conocer cuál de las tres funciones describe de mejor manera los datos de longitud, el paquete usa el estimador de máxima verosimilitud (MLE, por sus siglas en inglés) (Rizzo et al., 2017). FracPaQ estima el mejor ajuste proporcionando a manera de porcentaje la función más cercana a 100 %, la cual será la que mejor describe los datos (Rizzo et al., 2017; Healy et al., 2017). En el caso de la función de ley de potencia, el paquete estima dos parámetros que caracterizan dicha función: α (pendiente de la recta que dibujan los datos en un gráfico bilogarítmico de la longitud vs. su frecuencia acumulada) y xmin (valor mínimo de los datos analizados). La variable α representa el valor de la dimensión de fragmentación (Df ) definida por Barton y LaPointe (1995). Para la función bilogarítmica, FracPaQ proporciona los parámetros de escala llamados µ (media aritmética) y σ (desviación estándar). Finalmente, para la función exponencial, se estima el parámetro λ asociado con la pendiente que los datos de longitud describen en los gráficos log-log de la longitud vs. su frecuencia acumulada (Rizzo et al., 2017).

La conectividad en sistemas naturales de fracturas es producto de una combinación de intersecciones (nodos X), separaciones (nodos Y) y extremos aislados (nodos I ) (Figura 2c). Los nodos Y contribuyen de manea importante en la conectividad en los sistemas de fracturas y el incremento de su número está relacionado con una disminución de nodos aislados (I) (Odling, 1997; Manzocchi, 2002). El paquete FracPaQ construye un diagrama ternario con las proporciones de los tres tipos de nodos (X, Y e I). Dicho diagrama se basa en el esquema de Barton y Hsieh (1989), en el cual se gráfica la frecuencia relativa de los nodos como un punto. El diagrama ternario X-Y-I no solo caracteriza la conectividad de las fracturas, también define el número promedio de conexiones por fractura (C) (Manzocchi, 2002; Sanderson y Nixon, 2018). El diagrama generado con el paquete FracPaQ muestra dos líneas que representan valores críticos de conexiones por fractura. El valor C=2 representa el límite donde inicia la generación de grupos de expansión de fracturas, mientras que el valor C=3.57 es el valor usado comúnmente para simular la percolación de un sistema de fracturas con orientación aleatoria y de longitud fija (Balberg et al., 1985). En general, un sistema de fracturas tendrá mejor conectividad cuando los puntos dentro del diagrama ternario se acercan más a la combinación de nodos X-Y (Sanderson y Nixon, 2018).

En algunos trabajos se ha observado que el espesor de las capas controla en parte la cantidad de fracturas (Lamarche et al., 2012; Fu et al., 2022). Con un incremento en el espesor de las capas existe también un incremento en la densidad de las fracturas (número de fracturas por unidad de área), aunque no necesariamente de manera lineal (Lamarche et al., 2012). Sin embargo, en otros trabajos se ha sugerido una relación contraria (Fu et al., 2022), lo que muestra que aún no es clara la relación entre el espesor de las capas y la cantidad de fracturas. En este trabajo se explora la relación entre el espesor de las capas competentes, principalmente de calizas sin una fábrica penetrativa considerable (foliación), y parámetros como: densidad de fracturas, dimensión de caja, dimensión de fragmentación y conectividad. En el caso de la densidad de fracturas, esta variable se obtuvo haciendo una división del número de fracturas (N) entre el área de la superficie de los mapas (m2). Nuestro análisis no considera la influencia de las capas incompetentes, ni de la fábrica (foliación) asociada con la generación de los pliegues en la deformación contractiva del Cretácico Tardío.

En el área de estudio afloran rocas sedimentarias principalmente calcáreas del Cretácico (Cid-Villegas et al., 2022), las cuales se encuentran dentro de la zona de daño de la falla San Miguel de Allende (Figuras 1 y 3). Estas rocas son principalmente calizas de estratificación delgada a media (entre 5 y 100 cm), intercaladas con lutitas y margas. Esta sucesión de rocas registra un primer evento de deformación por acortamiento (D1) representado por pliegues isoclinales recumbentes con planos axiales subhorizontales inclinados hacia el ENE (Figura 1), y por fallas inversas que tienen inclinación hacia el ENE con transporte tectónico hacia el WSW (Figura 4). Asociado con estas estructuras también hay vetas de calcita paralelas y perpendiculares a los ejes de los pliegues (Figuras 1 y 4). Todas estas estructuras de acortamiento son cortadas por una serie de fallas y fracturas que representan una deformación posterior asociada con la actividad de la falla San Miguel de Allende (D2). Las estructuras frágiles más antiguas relacionadas con dicha actividad son fracturas de cizalla subverticales con un rumbo ~N-S y cinemática lateral derecha (Figuras 3 y 4). Asociadas con estas estructuras existen una serie de vetas de yeso subverticales con una orientación preferencial NE-SW, aunque también hay con rumbos ENE-WSW y NW-SE (Figuras 3, 4 y 5). Estas vetas cortan a las fracturas rellenas de calcita o en algunos casos el yeso rellena vetas rotas de calcita.

Clave	No. Fracturas	Área del mapa (m2)	Densidad (núm./m2)	Espesor de capas (cm)	Dimensión de caja (Dc)	Dimensión de fragmentación (Df)	Conectividad
Clave	No. Fracturas	Área del mapa (m2)	Densidad (núm./m2)	Espesor de capas (cm)	Dimensión de caja (Dc)	Dimensión de fragmentación (Df)	I	Y	X
FSMA-01	492	0.09	5467	40	1.80	2.96	661	326	215
FSMA-02	396	0.09	4400	45	1.69	2.31	514	179	192
FSMA-03	223	0.09	2478	14	1.52	2.91	288	97	157
FSMA-04	133	0.09	1478	90	1.47	2.09	145	108	91
FSMA-05	520	0.09	5778	17	1.71	3.30	695	327	284
FSMA-06	334	0.09	3711	20	1.65	3.07	438	190	235
FSMA-07	71	0.09	789	9	1.32	2.29	105	26	28
FSMA-08	60	0.09	667	25	1.31	2.44	91	20	19
FSMA-09	538	0.09	5978	14	1.72	2.83	669	349	326
FSMA-10	133	0.09	1478	50	1.48	2.43	149	74	84
FSMA-11	183	0.09	2033	48	1.61	3.02	261	97	73
FSMA-12	219	0.09	2433	60	1.62	3.09	313	115	186
FSMA-13	318	0.09	3533	5	1.60	3.40	415	194	230
FSMA-14	71	0.09	789	22	1.38	2.65	96	34	32
FSMA-15	100	0.09	1111	25	1.40	2.75	151	23	31
FSMA-16	113	0.09	1256	20	1.42	2.25	154	46	57
FSMA-17	57	0.09	633	40	1.33	2.38	74	20	23
FSMA-18	213	0.09	2367	16	1.53	3.81	287	136	91
FSMA-19	209	0.09	2322	80	1.59	2.50	323	58	114
FSMA-20	1370	0.09	15222	25	1.84	3.32	1703	1005	1542
FSMA-21	218	0.09	2422	38	1.68	2.74	247	291	345
FSMA-22	159	0.09	1767	25	1.53	1.86	202	84	157
FSMA-23	83	0.09	922	10	1.38	2.21	94	51	15

Figura 5. Diagramas de rosa de las 23 estaciones estructurales (obtenidas con el paquete FracPaQ) donde se elaboraron mapas de fracturas. Nótese las principales orientaciones de fracturas (NE-SW, NW-SE, N-S y E-W). FSMA-01 es la estación más alejada del núcleo de la falla y FTSM-23 es la estación más cercana al núcleo.

Conectividad de fracturas

La conectividad de las fracturas es una variable de primer orden en el conocimiento de la permeabilidad debida a las fracturas en las rocas (Manzocchi, 2002). En este trabajo se hizo un análisis de conectividad cuantificando la topología de las fracturas, a través del conteo de los nodos X, Y e I en el paquete FracPaQ. Los nodos más importantes son los Y-X debido a que conectan de manera más efectiva a las fracturas (Manzocchi, 2002; Sanderson y Nixon, 2018). El número de nodos Y-X dentro de la zona de daño tienen una gran variación (19 a más de 1500) sin mostrar un patrón claro con la distancia al núcleo de la falla, a pesar de que el número más alto se ubica cerca del núcleo (Figura 6d). En el caso de la relación de la conectividad con el espesor de las capas, los datos sugieren que en las capas de menor espesor (10–45 cm) existe una gran variación de la conectividad, mientras que para espesores mayores a 50 cm se tiene un patrón más o menos constante con un número de nodos (Y y X) de entre 80 y 180 (Figura 7d, Tabla 1).

El diagrama ternario de X, Y e I sugiere que la mayoría de los mapas de fracturas se encuentra dentro de los campos de conectividad optima (C= 2 y C= 3.57), con algunos mapas que están cerca del vértice donde dominan los nodos I (Figura 8). El mapa con mejor conectividad (núm. 23) es el que está más cerca del núcleo de la falla y que cuenta con la mayor cantidad de nodos X-Y (Figura 8).

Figura 6. Variación de la dimensión de caja (a), densidad (b), dimensión de fragmentación (c) y número de intersecciones (nodos Y, X) (d) con la distancia a partir del núcleo de la falla San Miguel de Allende. Los patrones en los gráficos de dimensión de caja, fragmentación y densidad no muestran una variación clara con la distancia, aunque la dispersión es más grande en la dimensión de fragmentación. Un comportamiento similar a la densidad también se observa en el número de intersecciones. La línea punteada muestra el valor máximo de la dimensión de fragmentación en ejemplos naturales (Newman, 2005).

DISCUSIÓN

Formación y reactivación de fracturas en la falla San Miguel de Allende.

Las rocas sedimentarias del Mesozoico en la zona de daño de la falla San Miguel de Allende están afectadas por un conjunto de fracturas (rellenas y abiertas) generadas por al menos tres eventos de deformación. El evento más antiguo de generación de fracturas (D1) está relacionado con la formación de pliegues y fallas inversas durante la formación del Orógeno Mexicano en el Cretácico Tardío-Paleógeno (Cuellar-Cárdenas et al., 2012; Fitz-Díaz et al., 2018). Las fracturas asociadas con este evento son principalmente extensionales e híbridas con relleno de calcita (Figuras 4 y 9); algunas de estas vetas de calcita se localizan en las charnelas de los pliegues y son paralelas a los ejes, mientras que otras son conjugadas y se relacionan con eje de acortamiento máximo del evento D1 (Figuras 4 y 9). El siguiente evento de generación de fracturas (D2) se relaciona con el primer evento de desplazamiento de la falla San Miguel de Allende como una falla lateral derecha (Figura 4). Las fracturas de este evento son principalmente de cizalla y extensionales, cortan a las fracturas rellenas de calcita del primer evento (D1) y se encuentran rellenas de yeso. La orientación preferencial de las fracturas extensionales corresponde a ejes de extensión NW-SE, lo cual es congruente con una cinemática de falla lateral derecha para la falla San Miguel de Allende y con el sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende en la región de Taxco, Guerrero, para el Eoceno tardío-Oligoceno temprano (Alaniz-Álvarez et al., 2002). Bajo estas condiciones de deformación se reactivaron fracturas previas con orientación preferencial NE-SW y en menor proporción las que tienen una orientación NW-SE (Figura 10); evidencia de dicha reactivación es la rotura en las paredes de las vetas de calcita (contacto entre el relleno y la roca encajonante) pertenecientes a D1 y la precipitación de yeso en las fracturas reactivadas. Este fenómeno de rotura se debe al contraste de resistencia y rigidez entre el relleno de calcita y la roca huésped (Virgo et al., 2014). Se ha observado que, en rocas calcáreas sin impurezas, el relleno de fracturas por calcita es un proceso efectivo de soldadura (Hooker et al., 2014). Sin embargo, este no es el caso de las rocas en el área de estudio, ya que las rocas pueden tener algún contenido de arcillas (evidencia de ello es la presencia de una incipiente foliación en algunas capas de caliza) u otros elementos como clastos volcánicos y sedimentarios del tamaño de arena fina, lo cual aumenta el contraste mecánico y genera una soldadura débil (Nollet et al., 2005; Virgo et al., 2013). Con estas condiciones, las fracturas rellenas se pueden reactivar incluso si la orientación de estas estructuras es muy desfavorable en relación con el campo de esfuerzos regional (Virgo et al., 2014).

El último evento de generación de fracturas (D3) ocurrió durante el Mioceno Tardío, y está relacionado con la actividad de la falla San Miguel de Allende con una cinemática de tipo normal. De manera sincrónica dentro del área de estudio existe la actividad de fallas normales con rumbos NE-SW y NW-SE que también generaron fracturas (Figura 4) (Nieto-Samaniego et al., 1996; Alaniz-Álvarez et al., 2002). Las fracturas del evento D3 son principalmente abiertas y de tipo extensional, híbridas y de cizalla. Aunque también hay presencia de fracturas rellenas de cuarzo amorfo en sitios cercanos al núcleo de la falla principal. Las vetas de cuarzo amorfo son más comunes en las ignimbritas del Oligoceno que sobreyacen discordantemente a las rocas calcáreas. Durante el evento D3 se reactivaron fracturas previas, generadas en los eventos D1 y D2 (Figura 10). En afloramientos dentro de la zona de daño, se observa la rotura de rellenos de calcita y de yeso, y en algunos casos la precipitación de un nuevo relleno de cuarzo amorfo. Al igual que la reactivación de las vetas de calcita durante el evento D2, en el evento D3 las vetas previas son reactivadas por el contraste mecánico entre el relleno y la roca encajonante, lo cual genera una anisotropía mecánica donde se concentra la deformación (Virgo et al., 2014). En los diagramas de reactivación de estructuras frágiles, elaborados a través del programa Reactiva (Alaniz-Álvarez et al., 2000; Tolson et al., 2001), es posible observar la reactivación de fracturas previas bajo las nuevas condiciones de esfuerzo asociadas con los eventos D2 y D3 (Figura 10). La actividad de la falla San Miguel de Allende con cinemática lateral derecha (D2) genera la reactivación de vetas de calcita (del evento D1) con una orientación preferencial NE-SW en condiciones donde los ejes de máxima extensión tienen una dirección NW-SE (Figura 10). Para el evento D3 (falla normal), se observa un eje de máxima extensión con dirección ENE-WSW y la reactivación de vetas de calcita (del evento D1) y de yeso (del evento D2) que tienen orientaciones preferenciales NE-SW y NW-SE (Figura 10).

Figura 7. Variación de la densidad (a), dimensión de caja (b), dimensión de fragmentación (c) y número de intersecciones (nodos Y, X) (d) con el espesor de las capas. Tanto la densidad como la dimensión de caja siguen un patrón constante sin importar el espesor de las capas. En cuando a la dimensión de fragmentación se observa que la mayoría de los datos muestran valores inferiores a 3, teniendo algunas capas de menor espesor los valores mayores a 3, asociados con una mayor cantidad de fracturas pequeñas en comparación con las fracturas grandes. El gráfico de número de intersecciones (Y, X) muestra que en capas con espesores inferiores a 50 cm se tiene una dispersión notable, mientras que, a espesores mayores a 50 cm, el número de intersecciones (nodos Y, X) es más o menos constante alrededor de 100.

Variación de la densidad, distribución espacial y de tamaño de las fracturas

Las zonas de daño son una parte de las fallas donde la deformación esta acomodada principalmente a través de fracturas (extensionales, híbridas y de cizalla) (Caine et al., 1996; Fossen, 2010; Peacock et al., 2017). Su espesor depende de la cantidad de desplazamiento y de la longitud de las fallas (Fossen, 2010; Mayolle et al., 2019). Una característica importante de las zonas de daño es la disminución progresiva del número de fracturas con la distancia a partir del núcleo de las fallas. Es conocido que el número de fracturas es mayor cerca del núcleo y disminuye al alejarse de éste de manera perpendicular al rumbo de la falla (Brogi, 2011; Fossen, 2010; Laubach et al., 2018; Hansberry et al., 2021). Este patrón en la distribución de fracturas dentro de las zonas de daño es alterado por la presencia de fracturas previas (Brogi, 2011). Se ha observado que el número de fracturas suele ser constate con el aumento de la distancia a partir del núcleo de la falla, como efecto de la presencia de fracturas previas (Brogi, 2011). Nuestro estudio es congruente con esta observación. Dentro de la zona de daño de la falla San Miguel de Allende, la presencia de fracturas (vetas de calcita y yeso) asociadas con eventos previos de generación de fracturas (D1 y D2), es un factor relevante en el número de fracturas dentro de la zona de daño. El gráfico de la variación de la densidad de fracturas con la distancia a partir del núcleo de la falla (Figura 6b) muestra que no hay cambios significativos en la densidad, aunque hay ciertos picos que se asocian con corredores (concentración de fracturas), típicos dentro de las zonas de daño (Martinelli et al., 2020). El corredor que contiene el mayor número de fracturas se ubica cerca del núcleo de la falla y puede estar asociado con una mayor concentración de la deformación (Figura 6b). Otro factor que puede influir en la densidad de fracturas es el espesor de las capas. En algunos trabajos se ha observado que hay una variación positiva o negativa entre el espesor de las capas y el número de fracturas (Lamarche et al., 2012; Fu et al., 2022). Sin embargo, dentro de la zona de daño de la falla San Miguel de Allende, no se observa una variación significativa de la densidad de fracturas con el espesor de las capas competentes (calizas). Sugerimos que esto se debe al efecto de la sobreposición y reactivación de fracturas en la zona de daño, debido a que en sitios donde se registra un solo evento de deformación con sistemas de fracturas menos complejos, sí es posible observar un aumento o disminución de la cantidad de fracturas con la variación del espesor de las capas (Lamarche et al., 2012; Fu et al., 2022).

El patrón de densidad de fracturas es similar a lo que se observa con los valores de dimensión de caja y su variación con la distancia a partir del núcleo de la falla y con el espesor de las capas (Figuras 6 y 7). La dimensión de caja se relaciona de manera directa con la cantidad de fracturas como se ha sugerido en algunos trabajos (Barton y LaPointe, 1995; Vásquez-Serrano, 2013; Vásquez-Serrano et al., 2021), lo cual es confirmado con lo observado en la zona de daño de la falla San Miguel de Allende (Figura 5).

El valor de la dimensión de fragmentación se relaciona con la distribución de la longitud de las fracturas (Barton y LaPointe, 1995). Valores altos de este parámetro sugieren una mayor cantidad de fracturas de longitud pequeña en relación con las fracturas de longitud grande. En algunos trabajos se ha sugerido que la dimensión de fragmentación puede ser una medida de la cantidad de deformación acomodada en las fracturas (Claudous y Marrett, 1996). Fracturas con mayor longitud son producto del crecimiento e interconexión de fracturas en un estado más evolucionado y por lo tanto acomodan más deformación (Claudouhos y Marrett, 1996). En estas condiciones el valor de la dimensión de fragmentación tenderá a ser pequeño, en comparación con las primeras etapas de fracturamiento (menos deformación), donde las fracturas son dominantemente de longitud pequeña. El valor más pequeño de la dimensión de fragmentación dentro de la zona de daño de la falla San Miguel de Allende se encuentra en el sitio más cercano al núcleo de la falla (Figura 6), donde es mayor la cantidad de fracturas con mayor longitud. Los valores mayores a 3 para este parámetro están relacionados con espesores pequeños de algunas capas (Figura 7). La abundancia de fracturas pequeñas en algunas capas de menor espesor se puede deber a aspectos como la estratigrafía mecánica y el tipo de roca (McGinnis et al., 2017; Fossen, 2010, Ferrill et al., 2017). Capas de mayor competencia (calizas) pueden acomodar de manera más afectiva la deformación frágil mediante la generación de fracturas. La longitud (tridimensional) de estas estructuras dependerá del espesor de las capas debido a que la estratificación es una anisotropía que limita su propagación (Fossen, 2010). Por otro lado, en las capas de menor competencia (margas y lutitas) la generación y desarrollo de fracturas es limitada, lo que podría inhibir el crecimiento de las fracturas (Fossen, 2010).

Conectividad de fracturas y su relación con la permeabilidad en zonas de falla complejas.

Las fracturas son un parámetro importante para conocer si las fallas actúan como una barrera o como un conducto (Caine et al., 1996; Newman y Mitra, 1994). La arquitectura de la zona de daño y la conectividad de fracturas son variables de primer orden en la generación de permeabilidad en las zonas de falla dentro de la corteza superior (Caine et al., 1996; Manzocchi, 2002; Sanderson y Nixon, 2018). En un esquema de análisis de la conectividad usando la cantidad de nodos I, Y, y X; se ha observado que las fallas no reactivadas siguen un patrón descendente desde los nodos I hasta el vértice de los nodos Y en el diagrama triangular I, Y, X (Figura 8) (Nixon et al., 2020; Hansberry et al., 2021). Este patrón se pierde en el diagrama de conectividad obtenido para la zona de daño de la falla San Miguel de Allende, donde hay una mayor cantidad de nodos tipo X. Este efecto se lo da la presencia de estructuras previas (fracturas relacionadas con el evento de acortamiento D1) y la formación de nuevas fracturas por la reactivación de la falla San Miguel de Allende con distinta cinemática, siendo primero lateral (D2) y después normal (D3). Así mismo, es posible observar en el diagrama de conectividad que esta variable aumenta hacia el núcleo de la falla, alcanzando valores mayores al umbral de 3.57, el cual es usado como referencia para modelos de flujos de fluidos en medios fracturados con alta conectividad (Manzocchi, 2002). En general, la mayoría de las fracturas dentro de la zona de daño de la falla San Miguel de Allende caen por arriba de C=2, lo que sugiere una buena conectividad. Adicionalmente, la presencia de una mayor cantidad de nodos tipo X aumenta la conectividad efectiva de las fracturas dentro de la zona de daño (Manzocchi, 2002; Sanderson y Nixon, 2018).

Tomando en cuenta el espesor del núcleo de la falla San Miguel de Allende (30 m) y el espesor de la zona de daño (230 m), es posible establecer el valor del parámetro Fm (Fm=espesor de la zona de daño/espesor total de la zona de falla), el cual caracteriza la arquitectura de la zona de falla y la permeabilidad de la estructura usando el modelo conceptual de Caine et al. (1996). El valor de Fm para la falla San Miguel de Allende es de 0.88. Dicho valor sugiere una combinación de deformación localizada y distribuida dentro de la zona de falla, lo cual se traduce en que la falla actúa en general como conducto en combinación con una barrera localizada en el núcleo (Caine et al., 1996). Esto es congruente con lo observado en el campo, donde el núcleo está formado por una brecha silicificada y horizontes ricos en material fino (salbanda) que le dan un comportamiento impermeable, mientras que la zona de daño está constituida en su mayoría por fracturas abiertas (neoformadas y reactivadas), con lo cual se puede considerar permeable. Una evidencia importante de que la zona de daño actúa como conducto es la presencia de vetas (yeso y cuarzo amorfo) que reflejan el paso de fluidos contemporáneos con la actividad de la falla durante los eventos D2 (yeso) y D3 (cuarzo amorfo). Así mismo, es evidente que la presencia de fracturas preexistentes a la última actividad de la falla San Miguel de Allende aumenta la permeabilidad de la zona de daño. Este comportamiento también se ha observado en otros trabajos realizados en zonas de falla reactivadas (Petrie et al., 2014), lo cual confirma lo propuesto en este trabajo. Otro aspecto importante que puede influir en la conectividad y permeabilidad de las zonas de daño es el hidrofracturamiento debido a la sobrepresión de fluido (Fossen, 2010). Sin embargo, en la zona de daño de la falla San Miguel de allende no se observó evidencia de hidrofracturamiento, lo cual sugiere que este proceso no fue importante en la generación de fracturas y su conectividad.

Figura 8. Diagrama ternario de conectividad I, Y, X, donde se muestran los datos obtenidos a partir de los mapas de fracturas. Los valores de C representan los umbrales de conexión entre fracturas descritos en la metodología. Las flechas indican la dirección hacia el núcleo de la falla, donde existe más conectividad. La flecha gris muestra el patrón de una falla sin reactivación, en donde dominan los nodos Y (Nixon et al., 2020). Nótese que este patrón se aparta de lo observado en la zona de daño de la falla San Miguel de Allende, donde hay más nodos X. Así mismo, los números incluidos dentro de los símbolos hacen referencia a los sitios analizados (FSMA-01, 02… 23. Ver Figura 5). El número 01 se refiere al sitio más alejado del nucleó de la falla, mientras que el número 23 es el sitio más cercano al núcleo.

Figura 9. Esquema general de eventos de generación de fracturas dentro de la zona de daño de la falla San Miguel de Allende. a) Generación de vetas de calcita relacionadas con la formación de pliegues y fallas inversas asociadas con acortamiento de la corteza durante el Cretácico Tardío-Paleógeno. b) Formación de vetas de yeso y fracturas abiertas en el primer periodo de actividad de la falla San Miguel de Allende como falla lateral durante el Oligoceno. c) Generación de fracturas abiertas en el Mioceno Tardío con la reactivación de la falla San Miguel de Allende como falla de tipo normal.

Figura 10. a) Orientación de los esfuerzos principales compresivos (σ1, σ2 y σ3) y dirección de los ejes principales de extensión, calculados con las fallas laterales derechas de la zona de daño de la falla San Miguel de Allende. Así mismo, se muestra el diagrama de reactivación obtenido a partir del programa ReActiva (Tolson et al., 2001), donde se observa que las vetas de calcita con orientación NE-SW son reactivadas durante la actividad de la falla San Miguel de Allende como falla lateral. b) Orientación de los esfuerzos principales y dirección de los ejes de extensión máximos, calculados con las fallas normales observadas en la zona de daño y que pertenecen a la última actividad de la falla en estudio. También se presenta el diagrama de reactivación para una falla normal, donde es posible observar la reactivación de vetas de cacita y yeso generadas en eventos previos de fracturamiento (D1 y D2). Es importante observar que fallas inversas y fallas laterales previas son susceptibles también de reactivarse. La dirección de los esfuerzos principales se obtuvo mediante el método de los diedros rectos en el software WinTensor (Delvaux y Sperner, 2003). Los parámetros usados en el programa ReActiva para los diagramas de reactivación fueron: coeficiente de fricción (roca intacta)=0.6; coeficiente de fricción (planos de anisotropía)=0.6; densidad (km/m3)=2650; factor de presión de poros (roca intacta)=0.4; factor de presión de poros (plano de anisotropía)=0.4; profundidad (km)=5; cohesión (roca intacta, Mpa)=40; cohesión (planos de anisotropía, Mpa)=0; factor de forma de elipsoide (R): 0.5 y 0.3 para falla lateral y falla normal respectivamente. Estos valores se basan en los trabajos de Alaniz-Álvarez et al. (2002) y Botero-Santa et al. (2020).

CONCLUSIONES

La falla San Miguel de Allende es una estructura kilométrica de larga vida que ha tenido actividad importante durante el Cenozoico, primero como falla lateral en el Oligoceno y después como falla normal en el Mioceno Tardío. Asociado con esta actividad se formaron una serie de fracturas dentro de la zona de daño. Estas fracturas son principalmente extensionales, híbridas y de cizalla. En las rocas calcáreas del Cretácico expuestas en el bloque de piso de la falla San Miguel de Allende es posible observar tres eventos de generación de fracturas, la primera relacionada con acortamiento de la corteza durante el Orógeno Mexicano, y las otras dos ligadas con su actividad cenozoica. La sobreposición de las distintas generaciones de fracturas, dentro de la zona de daño, homogeneizan la cantidad de fracturas y aumentan su conectividad. Así mismo, el mecanismo de reactivación de fracturas influye de manera sustancial en la distribución, cantidad y tamaño de las fracturas, y juega un papel importante en el acomodo de la deformación dentro de la zona de daño y aumenta la permeabilidad en las zonas de falla, actuando más como conductos que como barreras.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos el apoyo en el trabajo de campo de Sofia Erandi Fernández Ortega y María Fernanda Sampayo Rodríguez, así mismo damos las gracias por el financiamiento para la realización de este trabajo por parte del proyecto PAPIIT IA100323 a cargo del Dr. Alberto Vásquez Serrano. Finalmente, agradecemos los comentarios valiosos de los revisores (Dr. Antonio Pola y anónimo) de este manuscrito.

REFERENCIAS

Alaniz-Álvarez, S.A., Nieto-Samaniego, Á.F., 2005, El sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende y la Faja Volcánica Transmexicana, dos fronteras tectónicas del centro de México activas durante el Cenozoico: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 57(1), 65-82.

Alaniz-Álvarez, S.A., Tolson, G., Nieto-Samaniego, Á.F., 2000, Assessing fault reactivation with the ReActiva Program: Journal of Geoscience Education, 48(5), 651-657, https://doi.org/10.5408/1089-9995-48.5.651.

Alaniz-Álvarez, S.A., Nieto-Samaniego, A.F., Zaragoza- Reyes, M. A., Orozco-Esquivel, M. T., García-Ojeda, A. C., Vassallo, L. F., 2001, Estratigrafía y deformación extensional en la región San Miguel de Allende-Querétaro, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 18(2), 129-148.

Alaniz-Álvarez, S.A., Nieto-Samaniego, A.F., Orozco-Esquivel, M.T., Vassallo, L.F., Xu, S., 2002, El sistema de fallas Taxco-San Miguel de Allende: implicaciones en la deformación post-eocénica del centro de México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 55(1), 12-29.

Alcock, T., Vinciguerra, S., Benson, P., 2023, Multiscale analysis of physical rock properties at Stromboli Volcano: what controls the frictional properties? in EGU General Assembly Conference Abstracts: Viena, Austria, European Geosciences Union, EGU-6624 https://doi.org/10.5194/egusphere-egu23-6624.

Aranda-Gómez, J.J., McDowell, F., 1998, Paleogene extension in the southern Basin and Range province of Mexico: syndepositional tilting of Eocene red beds and Oligocene volcanic rocks in the Guanajuato Mining District: International Geology Review, 40, 116-134.

Babadagli, T., 2002, Scanline method to determine the fractal nature of 2-D fracture networks: Mathematical geology, 34, 647-670.

Balberg, I., 1985, Universal percolation-threshold limits in the continuum: Physical review B, 31(6), 4053.

Barton, C.C., Hsieh, P.A., 1989, Physical and hydrologic-flow properties of fractures, in 28th International Geological Congress Field Trip Guidebook, vol. 385, p. 36.

Barton, C.C., La Pointe P.R., 1995, Fractals in the Earth Sciences: New York, Plenum Press, 265 pp.

Botero-Santa, P.A., Alaniz-Álvarez, S.A., Nieto-Samaniego, Á.F., López-Martínez, M., Levresse, G., Xu, S., Ortega-Obregón, C., 2015, Origen y desarrollo de la cuenca El Bajío en el sector central de la Faja Volcánica Transmexicana: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 32(1), 84-98.

Botero-Santa, P.A., Xu, S., Nieto-Samaniego, Á.F., Alaniz-Álvarez, S.A., 2020, Efecto de las fracturas de enfriamiento en la formación de fallas normales: El ejemplo de Santa María Del Río, San Luis Potosí, México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 72(1), e011019.

Brogi, A., 2011, Variation in fracture patterns in damage zones related to strike-slip faults interfering with pre-existing fractures in sandstone (Calcione area, southern Tuscany, Italy): Journal of Structural Geology, 33(4), 644-661.

Caine, J.S., Evans, J.P., Forster, C.B., 1996, Fault zone architecture and permeability structure: Geology, 24(11), 1025-1028.

Carranza-Castañeda, O., Petersen, M.S., Miller, W.E., 1994, Preliminary investigation of the Geology of northern San Miguel de Allende area, northeastern Guanajuato, Mexico: Brigham Young University, Geological Studies, 40, 1-9.

Cerca-Martínez, L.M., Aguirre-Díaz, G., López-Martínez, M., 2000, The geologic evolution of the southern Sierra de Guanajuato, Mexico: a documented example of the transition from the Sierra Madre Occidental to the Mexican Volcanic Belt: International Geology Review, 42(2), 131-151.

Choi, J.H., Jin, K., Enkhbayar, D., Davvasambuu, B., Bayasgalan, A., Kim, Y.S., 2012, Rupture propagation inferred from damage patterns, slip distribution, and segmentation of the 1957 MW8. 1 Gobi‐Altay earthquake rupture along the Bogd fault, Mongolia: Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 117(B12).

Choi, J.H., Edwards, P., Ko, K., Kim, Y.S., 2016, Definition and classification of fault damage zones: A review and a new methodological approach: Earth-Science Reviews, 152, 70-87.

Cid-Villegas, G., Alaniz-Álvarez, S.A., Xu, S., Vásquez-Serrano, A., Juárez-Arriaga, E., 2022, Deformación del Cretácico tardío en el límite de la Mesa Central y la Sierra Madre Oriental, centro de México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 74(2).

Cilona, A., Aydin, A., Johnson, N.M., 2015, Permeability of a fault zone crosscutting a sequence of sandstones and shales and its influence on hydraulic head distr<ibution in the Chatsworth Formation, California, USA: Hydrogeology Journal, 2(23), 405-419.

Cladouhos, T.T., Marrett, R., 1996, Are fault growth and linkage models consistent with power-law distributions of fault lengths?: Journal of Structural Geology, 18(2-3), 281-293.

Cuéllar-Cárdenas, M.A., Nieto-Samaniego, Á.F., Levresse, G., Alaniz-Álvarez, S.A., Solari, L., Ortega-Obregón, C., López-Martínez, M., 2012, Límites temporales de la deformación por acortamiento Laramide en el centro de México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 29(1), 179-203.

Del Pilar-Martínez, A., Nieto-Samaniego, A.F., Alaniz-Alvarez, S.A., Ángeles-Moreno, E., 2020, Geology of the southern Mesa Central of Mexico: recording the beginning of a polymodal fault system: Journal of Maps, 16(2), 199-211.

Del Río Varela, P., Nieto-Samaniego, Á.F., Alaniz-Álvarez, S.A., Ángeles-Moreno, E., de Jesús Escalona-Alcázar, F., Del Pilar-Martínez, A., 2020, Geología y estructura de las sierras de Guanajuato y Codornices, Mesa Central, México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 72(1), 1-20.

Delvaux, D., Sperner, B., 2003, Stress tensor inversion from fault kinematic indicators and focal mechanism data: the TENSOR program, en Nieuwland, D.A. (ed.), New insights into structural interpretation and modelling: Geological Society, London, Special Publications 212, 75-100.

Dockrill, B., Shipton, Z.K., 2010, Structural controls on leakage from a natural CO2 geologic storage site: Central Utah, USA: Journal of Structural Geology, 32(11), 1768-1782.

Echegoyén-Sánchez, J., Romero-Martínez, S., Velázquez-Silva, S., 1970, Geología y yacimientos minerales de la parte central del distrito minero de Guanajuato: Consejo de Recursos Naturales No Renovables, Boletín 75, México, D.F., 36 pp.

Eguiluz de Antuñano, S., Aranda-García, M., Marrett, R., 2000, Tectónica de la Sierra Madre Oriental, México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 53(1), 1-26.

Ferrari, L., Orozco-Esquivel, T., Manea, V., Manea, M., 2012, The dynamic history of the Trans-Mexican Volcanic Belt and the Mexico subduction zone: Tectonophysics, 522, 122-149.

Ferrill, D.A., Morris, A.P., McGinnis, R.N., Smart, K.J., Wigginton, S.S., Hill, N.J., 2017, Mechanical stratigraphy and normal faulting: Journal of Structural Geology, 94, 275-302.

Fitz-Díaz, E., Lawton, T.F., Juárez-Arriaga, E., Chávez-Cabello, G., 2018, The Cretaceous-Paleogene Mexican orogen: Structure, basin development, magmatism and tectonics: Earth-Science Reviews, 183, 56-84.

Fossen, H., 2010, Structural Geology: New York, Cambridge University Press, first ed., 463 pp.

Fu, X., Gong, L., Su, X., Liu, B., Gao, S., Yang, J., Qin, X., 2022, Characteristics and Controlling Factors of Natural Fractures in Continental Tight-Oil Shale Reservoir: Minerals, 12(12), 1616.

Hansberry, R.L., King, R.C., Holford, S.P., Hand, M., Debenham, N., 2021, How wide is a fault damage zone? Using network topology to examine how fault-damage zones overprint regional fracture networks: Journal of Structural Geology, 146, 104327.

Healy, D., Rizzo, R.E., Cornwell, D.G., Farrell, N.J., Watkins, H., Timms, N.E., Gomez-Rivas E., Smith, M., 2017, FracPaQ: A MATLAB™ toolbox for the quantification of fracture patterns: Journal of Structural Geology, 95, 1-16.

Holcombe, R., 2023, GEOrient, structural geology and mapping software (programa informático), Holcombe Coughlin and Associates: Australia, disponible en <https://www.holcombe.net.au/software/index.html >

Hooker, J.N., Laubach, S.E., Marrett, R., 2014, A universal power-law scaling exponent for fracture apertures in sandstones: Bulletin, 126(9-10), 1340-1362.

Hooker, J.N., Larson, T.E., Eakin, A., Laubach, S.E., Eichhubl, P., Fall, A., Marrett, R., 2015, Fracturing and fluid flow in a sub-décollement sandstone; or, a leak in the basement: Journal of the Geological Society, 172(4), 428-442.

Kim, Y.S., Sanderson, D.J., 2010, Inferred fluid flow through fault damage zones based on the observation of stalactites in carbonate caves: Journal of Structural Geology, 32(9), 1305-1316.

Lamarche, J., Lavenu, A.P., Gauthier, B.D., Guglielmi, Y., Jayet, O., 2012, Relationships between fracture patterns, geodynamics and mechanical stratigraphy in Carbonates (South-East Basin, France): Tectonophysics, 581, 231-245.

Laubach, S.E., Lamarche, J., Gauthier, B.D., Dunne, W.M., Sanderson, D.J., 2018, Spatial arrangement of faults and opening-mode fractures: Journal of Structural Geology, 108, 2-15.

Liso, I.S., Cherubini, C., Parise, M., Rizzo, R.E. 2022, Improvement of structural data by means of FracPaQ software to implement groundwater flow model in karst settings, en EGU General Assembly Conference Abstracts: Viena, Austria, pp. EGU22-1913.

Manzocchi, T., 2002, The connectivity of two‐dimensional networks of spatially correlated fractures: Water Resources Research, 38(9), 1-1.

Martinelli, M., Bistacchi, A., Mittempergher, S., Bonneau, F., Balsamo, F., Caumon, G., Meda, M., 2020, Damage zone characterization combining scan-line and scan-area analysis on a km-scale Digital Outcrop Model: The Qala Fault (Gozo): Journal of Structural Geology, 140, 104144.

Martini, M., Solé, J., Garduño-Martínez, D.E., Puig, T.P., Omaña, L., 2016, Evidence for two Cretaceous superposed orogenic belts in central Mexico based on paleontologic and K-Ar geochronologic data from the Sierra de los Cuarzos: Geosphere, 12(4), 1257-1270.

Mayolle, S., Soliva, R., Caniven, Y., Wibberley, C., Ballas, G., Milesi, G., Dominguez, S., 2019, Scaling of fault damage zones in carbonate rocks: Journal of Structural Geology, 124, 35-50.

McGinnis, R.N., Ferrill, D.A., Morris, A.P., Smart, K.J., Lehrmann, D., 2017, Mechanical stratigraphic controls on natural fracture spacing and penetration: Journal of Structural Geology, 95, 160-170.

Newman, J., Mitra, G., 1994, Fluid-influenced deformation and recrystallization of dolomite at low temperatures along a natural fault zone, Mountain City window, Tennessee: Geological Society of America Bulletin, 106, 1267-1280.

Newman, M.E., 2005, Power laws, Pareto distributions and Zipf's law: Contemporary physics, 46(5), 323-351.

Nieto-Samaniego, Á.F., Macías-Romo, C., Alaniz-Álvarez, S.A., 1996, Nuevas edades isotópicas de la cubierta volcánica cenozoica de la parte meridional de la Mesa Central, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 13, 117-122.

Nieto-Samaniego, A.F., Alaniz-Álvarez, S.A., Cerca-Martínez, M., Reyes-Zaragoza, M.A, Concha-Dimas, A., 1999a, Carta geológica-minera San Miguel de Allende, F14C54, escala 1: 50,000: México, Servicio Geológico Mexicano, 1 mapa.

Nieto-Samaniego, Á.F., Ferrari, L., Alaniz-Álvarez, S.A., Labarthe-Hernández, G., Rosas-Elguera, J., 1999b, Variation of Cenozoic extension and volcanism across the southern Sierra Madre Occidental volcanic province, Mexico: Geological Society of America Bulletin, 111, 347-363.

Nieto-Samaniego, Á.F., Alaniz-Álvarez, S.A., Tolson, G., Xu, S., Pérez-Venzor, J.A., 2003, Estimación de densidades, distribuciones de longitud y longitud total de fracturas; un caso de estudio en la Falla de Los Planes, La Paz, BCS: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 56(1), 1-9.

Nieto-Samaniego, A. F., Alaniz-Alvarez, S. A., Tolson, G., Oleschko, K., Korvin, G., Xu, S. S., Pérez-Venzor, J. A., 2005a, Spatial distribution, scaling and self-similar behavior of fracture arrays in the Los Planes Fault, Baja California Sur, Mexico: Pure and Applied Geophysics, 162, 805-826.

Nieto-Samaniego, Á.F., Alaniz-Álvarez, S.A., Camprubí í Cano, A., 2005b, La Mesa Central de México: estratigrafía, estructura y evolución tectónica cenozoica: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 57(3), 285-318.

Nieto-Samaniego A.F., Ojeda-García, A.C., Alaniz-Álvarez, S.A., Xu, S.-S., 2012, Geología de la región de Salamanca, Guanajuato, México: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 64(3), 411-425.

Nieto-Samaniego, A.F., Del Pilar-Martínez, A., Suárez-Arias, A.M., Ángeles-Moreno, E., Alaniz-Álvarez, S.A., Levresse, G., Xu, S., Olmos-Moya, P., Báez-López, J.A., 2023, Una revisión de la geología y evolución tectónica cenozoicas de la Mesa Central de México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas. 40(2), 187-213.

Nixon, C.W., Nærland, K., Rotevatn, A., Dimmen, V., Sanderson, D.J., Kristensen, T.B., 2020, Connectivity and network development of carbonate-hosted fault damage zones from western Malta: Journal of Structural Geology, 141, 104212.

Nollet, S., Urai, J.L., Bons, P.D., Hilgers, C., 2005, Numerical simulations of polycrystal growth in veins: Journal of Structural Geology, 27(2), 217-230, doi:10.1016/j.jsg.2004.10.003.

Odling, N.E., 1997, Scaling and connectivity of joint systems in sandstones from western Norway: Journal of Structural Geology, 19(10), 1257-1271.

Peacock, D.C.P., Dimmen, V., Rotevatn, A., Sanderson, D.J., 2017, A broader classification of damage zones: Journal of Structural Geology, 102, 179-192.

Pérez-Venzor, J.A., Aranda-Gómez, J.J., McDowell, F., Solorio-Munguía, J.G., 1996, Geología del volcán Palo Huérfano, Guanajuato, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 13, 174-183.

Petrie, E.S., Petrie, R.A., Evans, J.P., 2014, Identification of reactivation and increased permeability associated with a fault damage zone using a multidisciplinary approach: Journal of Structural Geology, 59, 37-49.

Ramsay, J.G., 1967, Folding and Fracturing of Rocks: New York, McGraw-Hill, 568 pp.

Rizzo, R.E., Healy, D., De Siena, L., 2017, Benefits of maximum likelihood estimators for fracture attribute analysis: Implications for permeability and up-scaling: Journal of Structural Geology, 95, 17-31.

Rotevatn, A., Fossen, H., 2011, Simulating the effect of subseismic fault tails and process zones in a siliciclastic reservoir analogue: Implications for aquifer support and trap definition: Marine and Petroleum Geology, 28(9), 1648-1662.

Sanderson, D.J., Nixon, C.W., 2018, Topology, connectivity and percolation in fracture networks: Journal of Structural Geology, 115, 167-177.

Tarazona-Lizcano, Y., Vargas-López, M. C., Velandia, F., 2021, Análisis cuantitativo de sistemas de fracturas y sus implicaciones hidrogeológicas en la zona sur de la Mesa de Los Santos, Santander-Colombia: Boletín de Geología, 43(3), 107-123.

Tolson, G., 2001, FracAnalysisV16; software de acceso libre para el cálculo de dimensión de cajas en fracturas, disponible en <https://www.geologia.unam.mx/comunidad-igl/tolson-g>.

Tolson, G., Alaniz-Álvarez, S.A., Nieto-Samaniego, A. F., 2001. ReActivaV24Es, a Plotting Program to Calculate the Potential of Reactivation of Preexisting Planes of Weakness (programa informático): Ciudad de México, México, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, disponible en <https://www.geologia.unam.mx/comunidad-igl/tolson-g>.

Vásquez-Serrano A., 2013, Análisis fractal de fracturas geológicas en un análogo expuesto de yacimientos carbonatados naturalmente fracturados y su aplicación en modelos de flujo de fluidos: México. D.F., México, Universidad Nacional Autónoma de México, Tesis de Maestría, 153 pp.

Vásquez-Serrano, A., Camacho-Rangel, R., Arce-Saldaña, J. L., Morales-Casique, E., 2019, Análisis de fracturas geológicas en el pozo Agrícola Oriental 2C, Ciudad de México y su relación con fallas mayores: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 36(1), 38-53.

Vásquez-Serrano, A., Arce, J.L., Rangel, E., Morales-Casique, E., López-Arroyo, S.M., 2021, Arreglo de fracturas geológicas en rocas miocénicas de la cuenca de México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 38(1), 1-17.

Virgo, S., Abe, S., Urai, J.L., 2013, Extension fracture propagation in rocks with veins: Insight into the crack-seal process using Discrete Element Method modeling, Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 118, 5236-5251, doi:10.1002/2013JB010540.

Virgo, S., Abe, S., Urai, J.L., 2014, The evolution of crack seal vein and fracture networks in an evolving stress field: Insights from Discrete Element Models of fracture sealing: Journal of Geophysical Research, Solid Earth, 119(12), 8708-8727, doi: 10.1002/2014JB011520.

Wilson, J.E., Chester, J.S., Chester, F.M., 2003, Microfracture analysis of fault growth and wear processes, Punchbowl Fault, San Andreas system, California: Journal of Structural Geology, 25(11), 1855-1873.