En geología, una zona de cizallamiento es una zona delgada dentro de la corteza terrestre o el manto superior que ha sido fuertemente deformada, debido a que las paredes de roca a ambos lados de la zona se deslizan una sobre la otra. En la corteza superior, donde la roca es frágil, la zona de cizallamiento 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 un metal caliente trabajado por un herrero. Aquí la zona de cizallamiento 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 cizallamiento se encuentran en un amplio rango de profundidad, una gran variedad de diferentes tipos de rocas con sus estructuras características están asociadas con ellas.
Una zona de cizallamiento es una zona de fuerte deformación (con una alta tasa de deformación ) rodeada de rocas con un estado de deformación finita más bajo . Se caracteriza por una relación longitud-anchura de más de 5:1. [1]
Las zonas de cizallamiento forman un continuo de estructuras geológicas, que van desde zonas de cizallamiento frágiles (o fallas ) pasando por zonas de cizallamiento frágiles-dúctiles (o zonas de cizallamiento semifrágiles ), dúctiles-frágiles hasta dúctiles . En las zonas de cizallamiento frágiles, la deformación se concentra en una superficie de fractura estrecha que separa las rocas de la pared, mientras que en una zona de cizallamiento dúctil la deformación se extiende a través de una zona más amplia, variando el estado de deformación continuamente de pared a pared. Entre estos miembros finales, hay tipos intermedios de zonas de cizallamiento frágiles-dúctiles (semifrágiles) y dúctiles-frágiles 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 frágil (fracturación) en o cerca de la superficie a dúctil (flujo) deformación con el aumento de la profundidad. Al pasar por la transición frágil-semi-frágil , la respuesta dúctil a la deformación comienza a establecerse. Esta transición no está ligada a una profundidad específica, sino que ocurre en un cierto rango de profundidad, la llamada zona alterna , donde la fracturación frágil y el flujo plástico coexisten. La razón principal de esto se encuentra en la composición generalmente heteromineral de las rocas, con diferentes minerales que muestran diferentes respuestas a las tensiones aplicadas (por ejemplo, bajo tensión, el cuarzo reacciona plásticamente mucho antes que los feldespatos ). Por lo tanto, las diferencias en litología , tamaño de grano y tejidos preexistentes determinan una respuesta reológica diferente . Sin embargo, otros factores puramente físicos también influyen en la profundidad de cambio, incluidos:
En el modelo de Scholz para una corteza cuarzo-feldespática (con una geotermia tomada del sur de California), la transición frágil-semi-frágil comienza a unos 11 km de profundidad con una temperatura ambiente de 300 °C. La zona alterna subyacente se extiende luego 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 cizallamiento dúctil.
La zona sismogénica , en la que se nuclean los terremotos , está ligada al dominio frágil, la esquizosfera. Debajo de una zona alterna intermedia, se encuentra la plastosfera. En la capa sismogénica , que se encuentra debajo de una transición de estabilidad superior relacionada con un límite superior de sismicidad (situada generalmente a unos 4-5 km de profundidad), comienzan a aparecer verdaderas cataclasitas. La capa sismogénica luego cede ante la zona alterna a 11 km de profundidad. Sin embargo, los grandes terremotos pueden romper tanto hasta la superficie como bien dentro de la zona alterna, a veces incluso dentro de la plastosfera.
Las deformaciones en las zonas de cizallamiento son responsables del desarrollo de tejidos y conjuntos minerales característicos que reflejan las condiciones de presión y temperatura (pT) reinantes, el tipo de flujo, el sentido del movimiento y el historial de deformación. Por lo tanto, las zonas de cizallamiento son estructuras muy importantes para desentrañar la historia de un terreno específico .
Comenzando por la superficie de la Tierra, los siguientes tipos de rocas se encuentran generalmente en una zona de cizallamiento:
Tanto las fallas como las cataclasitas se deben al desgaste abrasivo en fallas frágiles y sismogénicas.
Las milonitas comienzan a aparecer con el inicio del comportamiento semifrágil en la zona alternante caracterizada por el desgaste adhesivo . Aquí todavía se pueden encontrar pseudotaquilitas. Al pasar a condiciones de facies de esquisto verde , las pseudotaquilitas desaparecen y solo persisten diferentes tipos de milonitas. Los gneises rayados son milonitas de alto grado y se encuentran en el fondo de las zonas de cizallamiento dúctil.
El sentido de cizallamiento en una zona de cizallamiento ( dextral , sinistral , inversa o normal) se puede deducir mediante estructuras macroscópicas y mediante una plétora de indicadores microtectónicos.
Los principales indicadores macroscópicos son las estrías ( slickensides ), las fibras slicken y las alineaciones minerales o de estiramiento. Indican la dirección del movimiento. Con la ayuda de marcadores de desplazamiento como las capas desplazadas y los diques , o la desviación (flexión) de las capas/foliaciones en una zona de cizallamiento, se puede determinar adicionalmente el sentido del cizallamiento.
Las matrices de cortes de tensión en escalón (o venas extensionales), características de las zonas de cizallamiento dúctil-frágiles, y los pliegues de la vaina también pueden ser valiosos indicadores macroscópicos de detección de cizallamiento.
Los indicadores microscópicos constan de las siguientes estructuras:
La anchura de cada zona de cizallamiento varía desde la escala de grano hasta la escala kilométrica. Las zonas de cizallamiento a escala de la corteza (megacizallamiento) pueden alcanzar una anchura de 10 km y, en consecuencia, presentar desplazamientos muy grandes, de decenas a cientos de kilómetros.
Las zonas de cizallamiento frágiles (fallas) generalmente se ensanchan con la profundidad y con el aumento de los desplazamientos.
Dado que las zonas de cizallamiento se caracterizan por la localización de la deformación, debe producirse algún tipo de ablandamiento por deformación para que el material afectado se deforme de forma más plástica. El ablandamiento puede producirse por los siguientes fenómenos:
Además, para que un material se vuelva más dúctil (cuasiplástico) y experimente 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 omnipresentes en la corteza superior. Las zonas de cizallamiento dúctiles comienzan en condiciones de facies de esquisto verde y, por lo tanto, están restringidas a los terrenos metamórficos.
Las zonas de cizallamiento pueden ocurrir en los siguientes entornos geotectónicos :
Las zonas de cizallamiento no dependen del tipo de roca ni de la edad geológica. La mayoría de las veces no se encuentran aisladas en su ocurrencia, sino que suelen formar redes anastomosadas , interconectadas y de escala fractal que reflejan en su disposición el sentido dominante subyacente de movimiento del terreno en ese momento.
Algunos buenos ejemplos de zonas de cizallamiento del tipo de deslizamiento de rumbo son la Zona de Cizallamiento Armoricana Sur y la Zona de Cizallamiento Armoricana Norte en Bretaña , la Zona de Falla de Anatolia Norte en Turquía y la Falla del Mar Muerto en Israel . Las zonas de cizallamiento del tipo transformante son la Falla de San Andrés en California y la Falla Alpina en Nueva Zelanda . Una zona de cizallamiento del tipo de 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 Media de Japón . Las zonas de cizallamiento relacionadas con fallas de desprendimiento se pueden encontrar en el sureste de California, por ejemplo, la Falla de Desprendimiento de Whipple Mountain . Un ejemplo de una enorme zona de cizallamiento anastomosada es la Zona de Cizallamiento de Borborema en Brasil .
La importancia de las zonas de cizallamiento radica en que son importantes zonas de debilidad en la corteza terrestre, que a veces se extienden hasta el manto superior. Pueden ser formaciones de larga duración y suelen mostrar evidencia de varias etapas de actividad superpuestas. El material puede transportarse hacia arriba o hacia abajo en ellas, siendo el más importante el agua que circula por los iones disueltos . Esto puede provocar metasomatismo en las rocas anfitrionas e incluso volver a fertilizar el material del manto.
Las zonas de cizallamiento pueden albergar mineralizaciones económicamente viables , siendo ejemplos de ello los importantes depósitos de oro en terrenos precámbricos .
