En geología, una zona de cizalla es una zona delgada dentro de la corteza terrestre o el manto superior que se ha deformado fuertemente debido a que las paredes de roca a ambos lados de la zona se deslizan entre sí. En la corteza superior, donde la roca es frágil, la zona de cizalla toma la forma de una fractura llamada falla . En la corteza inferior y el manto, las condiciones extremas de presión y temperatura hacen que la roca sea dúctil . Es decir, la roca es capaz de deformarse lentamente sin fracturarse, como el metal caliente trabajado por un herrero. Aquí la zona de corte es una zona más amplia, en la que la roca dúctil ha fluido lentamente para adaptarse al movimiento relativo de las paredes de roca a ambos lados.
Debido a que las zonas de corte se encuentran en un amplio rango de profundidad, una gran variedad de diferentes tipos de rocas con sus estructuras características están asociadas con las zonas de corte.
Una zona de cizalla es una zona de fuerte deformación (con una alta tasa de deformación ) rodeada por rocas con un menor estado de deformación finita . Se caracteriza por una relación de largo a ancho de más de 5:1. [1]
Las zonas de corte forman un continuo de estructuras geológicas, que van desde zonas de corte frágiles (o fallas ) hasta zonas de corte frágiles-dúctiles (o zonas de corte semifrágiles ), zonas de corte dúctiles-frágiles a dúctiles . En zonas de corte frágil, la deformación se concentra en una superficie de fractura estrecha que separa las rocas de la pared, mientras que en una zona de corte dúctil la deformación se extiende a través de una zona más amplia, variando continuamente el estado de deformación de una pared a otra. Entre estos miembros finales, existen tipos intermedios de zonas de corte frágil-dúctil (semifrágil) y dúctil-frágil que pueden combinar estas características geométricas en diferentes proporciones.
Este continuo que se encuentra en las geometrías estructurales de las zonas de cizallamiento refleja los diferentes mecanismos de deformación que reinan en la corteza, es decir, el cambio de una deformación frágil (fracturación) en o cerca de la superficie a una deformación dúctil (flujo) a medida que aumenta la profundidad. Al pasar por la transición frágil-semifrágil, comienza a aparecer la respuesta dúctil a la deformación. Esta transición no está ligada a una profundidad específica, sino que ocurre en un cierto rango de profundidad: la llamada zona alterna , donde la fractura frágil y el plástico el flujo coexiste. La razón principal de esto se encuentra en la composición generalmente heteromineral de las rocas, donde diferentes minerales muestran diferentes respuestas a las tensiones aplicadas (por ejemplo, bajo tensión el cuarzo reacciona plásticamente mucho antes que los feldespatos ). Así, las diferencias en litología , tamaño de grano y tejidos preexistentes determinan una respuesta reológica diferente . Otros factores, puramente físicos, también influyen en la profundidad del cambio, entre ellos:
En el modelo de Scholz para una corteza cuarzo-feldespática (con una geotermia tomada del sur de California), la transición frágil-semifrágil comienza a unos 11 km de profundidad con una temperatura ambiente de 300 °C. La zona alterna subyacente se extiende hasta aproximadamente 16 km de profundidad con una temperatura de aproximadamente 360 °C. [2] Por debajo de aproximadamente 16 km de profundidad, solo se encuentran zonas de corte dúctil.
La zona sismogénica , en la que se nuclearn los terremotos , está ligada al dominio frágil, la esquizósfera. Debajo de una zona alterna intermedia se encuentra la plastosfera. En la capa sismogénica , que se produce debajo de una transición de estabilidad superior relacionada con un límite de sismicidad superior (situado generalmente a unos 4-5 km de profundidad), comienzan a aparecer verdaderas cataclasitas. La capa sismogénica cede luego a la zona alterna a 11 km de profundidad. Sin embargo, los grandes terremotos pueden romper tanto hasta la superficie como hasta la zona alterna, a veces incluso hasta la plastosfera.
Las deformaciones en las zonas de corte son responsables del desarrollo de tejidos característicos y conjuntos minerales que reflejan las condiciones reinantes de presión - temperatura (pT), tipo de flujo, sentido del movimiento e historial de deformación. Por lo tanto, las zonas de cizalla son estructuras muy importantes para desentrañar la historia de un terreno específico .
Comenzando en la superficie de la Tierra, los siguientes tipos de rocas generalmente se encuentran en una zona de cizalla:
Tanto la hendidura de falla como las cataclasitas se deben al desgaste abrasivo en fallas frágiles y sismogénicas.
Las milonitas comienzan a aparecer con la aparición de un comportamiento semifrágil en la zona alterna caracterizada por desgaste adhesivo . Aquí todavía se pueden encontrar pseudotaquilitas. Al pasar a condiciones de facies de esquisto verde , las pseudotaquilitas desaparecen y sólo persisten diferentes tipos de milonitas. Los gneises rayados son milonitas de alto grado y se encuentran en el fondo de las zonas de corte dúctiles.
La sensación de corte en una zona de corte ( dextral , sinistral , inversa o normal) puede deducirse mediante estructuras macroscópicas y por una plétora de indicadores microtectónicos.
Los principales indicadores macroscópicos son las estrías ( lados lisos ), las fibras lisas y las líneas minerales o de estiramiento. Indican la dirección del movimiento. Con ayuda de marcadores desplazados, como estratos desplazados y diques , o la desviación (flexión) de estratos/foliación en una zona de corte, se puede determinar adicionalmente el sentido de corte.
Los conjuntos de cortes de tensión escalonados (o venas extensionales), característicos de las zonas de corte dúctil-frágiles, y los pliegues de la vaina también pueden ser valiosos indicadores macroscópicos de la sensación de corte.
Los indicadores microscópicos constan de las siguientes estructuras:
La anchura de las zonas de corte individuales se extiende desde la escala de granos hasta la escala de kilómetros. Las zonas de cizallamiento a escala de la corteza terrestre (megacizallamiento) pueden alcanzar 10 km de ancho y, en consecuencia, mostrar desplazamientos muy grandes, de decenas a cientos de kilómetros.
Las zonas de cizallamiento frágiles (fallas) generalmente se ensanchan con la profundidad y con un aumento en los desplazamientos.
Debido a que las zonas de corte se caracterizan por la localización de la deformación, debe ocurrir alguna forma de ablandamiento de la deformación para que el material huésped afectado se deforme más plásticamente. El ablandamiento puede deberse a los siguientes fenómenos:
Además, para que un material se vuelva más dúctil (casi plástico) y sufra una deformación continua (flujo) sin fracturarse, se deben tener en cuenta los siguientes mecanismos de deformación (a escala de grano):
Debido a su profunda penetración, las zonas de cizallamiento se encuentran en todas las facies metamórficas . Las zonas de cizallamiento frágiles son más o menos ubicuas en la corteza superior. Las zonas de corte dúctil comienzan en condiciones de facies de esquisto verde y, por lo tanto, están restringidas a terrenos metamórficos.
Las zonas de cizalla pueden ocurrir en los siguientes entornos geotectónicos :
Las zonas de cizalla no dependen ni del tipo de roca ni de la edad geológica. La mayoría de las veces no están aislados en su aparición, sino que comúnmente forman redes anastomosadas , interconectadas y a escala fractal que reflejan en su disposición el sentido dominante subyacente de movimiento del terreno en ese momento.
Algunos buenos ejemplos de zonas de corte del tipo rumbo-deslizamiento son la zona de corte Armorican del Sur y la zona de corte Armorican del Norte en Bretaña , la zona de falla de Anatolia del Norte en Turquía y la falla del Mar Muerto en Israel . Las zonas de corte del tipo transformada son la falla de San Andrés en California y la falla alpina en Nueva Zelanda . Una zona de cizalla del tipo empuje es el empuje de Moine en el noroeste de Escocia . Un ejemplo de la configuración de la zona de subducción es la Línea Tectónica Mediana de Japón . En el sureste de California se pueden encontrar zonas de cizalla relacionadas con fallas de desprendimiento, por ejemplo, la falla de desprendimiento de la montaña Whipple . Un ejemplo de una enorme zona de corte de anastomosis es la zona de corte de Borborema en Brasil .
La importancia de las zonas de cizalla radica en el hecho de que son zonas importantes de debilidad en la corteza terrestre, que a veces se extienden hasta el manto superior. Pueden ser características de muy larga duración y comúnmente muestran evidencia de varias etapas de actividad de sobreimpresión. En ellos el material puede transportarse hacia arriba o hacia abajo, siendo el más importante el agua por la que circulan iones disueltos . Esto puede provocar metasomatismo en las rocas huésped e incluso volver a fertilizar el material del manto.
Las zonas de cizalla pueden albergar mineralizaciones económicamente viables , por ejemplo importantes depósitos de oro en terrenos precámbricos .
