Fractura (geología)

En primer lugar, existen tres modos de fractura que se producen (independientemente del mecanismo):

• Fisura de modo I : modo de apertura (tensión de tracción normal al plano de la fisura).
• Fisura de modo II : modo de deslizamiento (un esfuerzo cortante que actúa paralelo al plano de la fisura y perpendicular al frente de la fisura).
• Fisura de modo III : modo de desgarro (un esfuerzo cortante que actúa paralelo al plano de la fisura y paralelo al frente de la fisura).

Para obtener más información al respecto, consulte mecánica de fractura .

Las rocas contienen muchas grietas preexistentes donde se puede examinar el desarrollo de fracturas por tracción, o fracturas de Modo I.

La primera forma se da en el estiramiento axial. En este caso, se aplica una tensión de tracción remota, σ _n , lo que permite que se abran microfisuras ligeramente en toda la región de tracción. A medida que estas fisuras se abren, las tensiones en los extremos de las fisuras se intensifican, superando finalmente la resistencia de la roca y permitiendo que la fractura se propague. Esto puede ocurrir en momentos de rápida erosión de la sobrecarga. El plegamiento también puede generar tensión, como a lo largo de la parte superior del eje de un pliegue anticlinal. En este escenario, las fuerzas de tracción asociadas con el estiramiento de la mitad superior de las capas durante el plegamiento pueden inducir fracturas de tracción paralelas al eje del pliegue.

Otro mecanismo de fractura por tracción similar es la fracturación hidráulica . En un entorno natural, esto ocurre cuando la rápida compactación del sedimento, la expansión térmica del fluido o la inyección de fluido provocan que la presión del fluido intersticial, σp _, supere la presión de la tensión normal principal mínima, σn _. Cuando esto sucede, se abre una fractura por tracción perpendicular al plano de tensión mínima. ^[4]

La fractura por tracción también puede ser inducida por cargas compresivas aplicadas, σ _n , a lo largo de un eje como en un ensayo de disco brasileño. ^{[ 3 ]} Esta fuerza de compresión aplicada produce una división longitudinal. En esta situación, se forman pequeñas fracturas por tracción paralelas al eje de carga, mientras que la carga también fuerza el cierre de cualquier otra microfractura. Para visualizar esto, imagine una envoltura con carga desde la parte superior. Se aplica una carga en el borde superior, los lados de la envoltura se abren hacia afuera, aunque no haya ninguna fuerza que los ejerza. La rápida sedimentación y compactación a veces pueden inducir estas fracturas.

Las fracturas por tracción casi siempre se denominan articulaciones , que son fracturas en las que no se observa un deslizamiento o cizallamiento apreciable.

Para comprender completamente los efectos de la tensión aplicada alrededor de una grieta en un material frágil como la roca, se puede utilizar la mecánica de la fractura . El concepto de mecánica de la fractura fue desarrollado inicialmente por AA Griffith durante la Primera Guerra Mundial. Griffith estudió la energía necesaria para crear nuevas superficies rompiendo enlaces de materiales en comparación con la energía de deformación elástica de los enlaces estirados liberados. Al analizar una varilla bajo tensión uniforme, Griffith determinó una expresión para la tensión crítica a la cual crecerá una grieta con orientación favorable. La tensión crítica en el punto de fractura viene dada por:

${\displaystyle \sigma _{f}=({2E\gamma \over \pi a})^{1/2}}$^{[ 4 ]}

donde γ = energía superficial asociada con enlaces rotos, E = módulo de Young y a = mitad de la longitud de la grieta. La mecánica de fractura se ha generalizado a que γ representa la energía disipada en la fractura, no solo la energía asociada con la creación de nuevas superficies.

La mecánica de fractura elástica lineal (LEFM) se basa en el enfoque de balance energético adoptado por Griffith, pero proporciona un enfoque más generalizado para muchos problemas de grietas. LEFM investiga el campo de tensiones cerca de la punta de la grieta y basa los criterios de fractura en los parámetros del campo de tensiones. Una contribución importante de LEFM es el factor de intensidad de tensiones , K, que se utiliza para predecir la tensión en la punta de la grieta. El campo de tensiones viene dado por

${\displaystyle \sigma _{ij}(r,\theta )={K \over (2\pi r)^{1/2}}f_{ij}(\theta )}$

dónde${\displaystyle K}$es el factor de intensidad de tensión para el agrietamiento de modo I, II o III y${\displaystyle f_{ij}}$es una magnitud adimensional que varía con la carga aplicada y la geometría de la muestra. A medida que el campo de tensión se acerca a la punta de la grieta, es decir${\displaystyle r\rightarrow 0}$,${\displaystyle f_{ij}}$se convierte en una función fija de${\displaystyle \theta }$Conociendo la geometría de la grieta y las tensiones aplicadas en el campo lejano, es posible predecir las tensiones en la punta de la grieta, el desplazamiento y el crecimiento. La tasa de liberación de energía se define para relacionar K con el balance energético de Griffith, como se definió previamente. Tanto en los enfoques de mecánica de fractura elástica lineal (LEFM) como en los de balance energético, se supone que la grieta carece de cohesión detrás de su punta. Esto plantea un problema para aplicaciones geológicas, como en el caso de fallas, donde existe fricción en toda la falla. Superar la fricción absorbe parte de la energía que de otro modo se destinaría al crecimiento de la grieta. Esto significa que, para el crecimiento de grietas en los modos II y III, la LEFM y los balances energéticos representan fracturas de tensión locales en lugar de criterios globales.

Las grietas en la roca no forman un camino liso como una grieta en el parabrisas de un automóvil o una grieta altamente dúctil como una bolsa de plástico de supermercado rasgada. Las rocas son un material policristalino , por lo que las grietas crecen a través de la coalescencia de microgrietas complejas que ocurren frente a la punta de la grieta. Esta área de microgrietas se llama zona de proceso frágil. ^{[ 4 ]} Considere una grieta de corte 2D simplificada como se muestra en la imagen de la derecha. La grieta de corte, mostrada en azul, se propaga cuando las grietas de tracción, mostradas en rojo, crecen perpendicularmente a la dirección de las tensiones principales mínimas. Las grietas de tracción se propagan una corta distancia y luego se estabilizan, permitiendo que la grieta de corte se propague. ^{[ 5 ]} Este tipo de propagación de grietas debe considerarse solo un ejemplo. La fractura en la roca es un proceso 3D con grietas que crecen en todas las direcciones. También es importante señalar que, una vez que la grieta crece, las microgrietas en la zona de proceso frágil quedan atrás, dejando una sección de roca debilitada. Esta sección debilitada es más susceptible a cambios en la presión de poros y dilatación o compactación. Nótese que esta descripción de formación y propagación considera temperaturas y presiones cerca de la superficie terrestre. Las rocas en las profundidades de la Tierra están sujetas a temperaturas y presiones muy altas. Esto hace que se comporten en los regímenes semifrágil y plástico, lo que resulta en mecanismos de fractura significativamente diferentes. En el régimen plástico, las grietas actúan como una bolsa de plástico que se rompe. En este caso, la tensión en las puntas de las grietas se dirige a dos mecanismos: uno que impulsará la propagación de la grieta y otro que embotará la punta de la grieta . ^{[ 6 ]} En la zona de transición frágil-dúctil , el material exhibirá rasgos tanto frágiles como plásticos con el inicio gradual de la plasticidad en la roca policristalina . La forma principal de deformación se llama flujo cataclástico , que hará que las fracturas fallen y se propaguen debido a una mezcla de deformaciones frágiles-friccionales y plásticas.

Describir las articulaciones puede ser difícil, especialmente sin imágenes. A continuación se describen geometrías típicas de articulaciones de fracturas naturales que podrían encontrarse en estudios de campo: ^{[ 7 ]}

• Plumose Structures are fracture networks that form at a range of scales, and spread outward from a joint origin. The joint origin represents a point at which the fracture begins. The mirror zone is the joint morphology closest to the origin that results in very smooth surfaces. Mist zones exist on the fringe of mirror zones and represent the zone where the joint surface slightly roughens. Hackle zones predominate after mist zones, where the joint surface begins to get fairly rough. This hackle zone severity designates barbs, which are the curves away from the plume axis.
• Orthogonal Joints occur when the joints within the system occur at mutually perpendicular angles to each other.
• Conjugate Joints occur when the joints intersect each other at angles significantly less than ninety degrees.
• Systematic Joints are joint systems in which all the joints are parallel or subparallel, and maintain roughly the same spacing from each other.
• Columnar Joints are joints that cut the formation vertically in (typically) hexagonal columns. These tend to be a result of cooling and contraction in hypabyssal intrusions or lava flows.
• Desiccation cracks are joints that form in a layer of mud when it dries and shrinks. Like columnar joints, these tend to be hexagonal in shape.
• Sigmoidal Joints are joints that run parallel to each other, but are cut by sigmoidal (stretched S) joints in between.
• Sheeting joints are joints that often form near surface, and as a result form parallel to the surface. These can also be recognized in exfoliation joints.
• In joint systems where relatively long joints cut across the outcrop, the throughgoing joints act as master joints and the short joints that occur in between are cross joints.
• Poisson effect is the creation of vertical contraction fractures that are a result of the relief of overburden over a formation.
• Pinnate joints are joints that form immediately adjacent to and parallel to the shear face of a fault. These joints tend to merge with the faults at an angle between 35 and 45 degrees to the fault surface.
• Release joints are tensile joints that form as a change in geologic shape results in the manifestation of local or regional tension that can create Mode I tensile fractures.
• Concurrent joints that display a ladder pattern are interior regions with one set of joints that are fairly long, and the conjugate set of joints for the pattern remain relatively short, and terminate at the long joint.
• En ocasiones, las articulaciones también pueden presentar patrones reticulares , que son conjuntos de fracturas que se entrecruzan entre sí.
• Una disposición en escalón o escalonada representa un conjunto de fracturas de tracción que se forman dentro de una zona de falla, paralelas entre sí.

Las fallas son otra forma de fractura en un entorno geológico. En cualquier tipo de falla, la fractura activa experimenta una falla por cizallamiento, a medida que las caras de la fractura se deslizan entre sí. Como resultado, estas fracturas parecen representaciones a gran escala de fracturas de Modo II y III; sin embargo, no necesariamente es así. A tal escala, una vez que ocurre la falla por cizallamiento, la fractura comienza a curvar su propagación hacia la misma dirección que las fracturas de tracción. En otras palabras, la falla generalmente intenta orientarse perpendicularmente al plano de menor esfuerzo principal. Esto resulta en un cizallamiento fuera del plano con respecto al plano de referencia inicial. Por lo tanto, no necesariamente pueden clasificarse como fracturas de Modo II o III. ^{[ 7 ]}

Una característica adicional e importante de las fracturas por cizallamiento es el proceso mediante el cual generan grietas de ala , que son grietas de tracción que se forman en la punta de propagación de las fracturas por cizallamiento. A medida que las caras se deslizan en direcciones opuestas, se crea tensión en la punta y se produce una fractura de modo I en la dirección de σ _h-max , que es la dirección de la tensión principal máxima.

El criterio de falla por cizallamiento es una expresión que intenta describir la tensión a la cual una ruptura por cizallamiento crea una grieta y separación. Este criterio se basa en gran medida en el trabajo de Charles Coulomb, quien sugirió que, siempre que todas las tensiones sean de compresión, como es el caso en la fractura por cizallamiento, la tensión de cizallamiento se relaciona con la tensión normal mediante:

σ _s = C+μ(σ _n -σ _f ), ^{[ 7 ]}

donde C es la cohesión de la roca, o el esfuerzo cortante necesario para causar la falla dado que el esfuerzo normal a través de ese plano es igual a 0. μ es el coeficiente de fricción interna, que sirve como una constante de proporcionalidad en geología. σ _n es el esfuerzo normal a través de la fractura en el instante de la falla, σ _f representa la presión del fluido de poro. Es importante señalar que la presión del fluido de poro tiene un impacto significativo en el esfuerzo cortante, especialmente cuando la presión del fluido de poro se aproxima a la presión litostática , que es la presión normal inducida por el peso de la roca suprayacente.

Esta relación sirve para proporcionar la envolvente de fallo de Coulomb dentro de la teoría de Mohr-Coulomb .

El deslizamiento por fricción es un aspecto a considerar durante la fracturación por cizallamiento y la formación de fallas. La fuerza de cizallamiento paralela al plano debe superar la fuerza de fricción para desplazar las caras de la fractura una sobre la otra. En la fracturación, el deslizamiento por fricción generalmente solo tiene efectos significativos en la reactivación de fracturas por cizallamiento existentes. Para obtener más información sobre las fuerzas de fricción, consulte fricción .

La fuerza de corte necesaria para que se produzca un deslizamiento de falla es menor que la fuerza necesaria para fracturar y crear nuevas fallas, como muestra el diagrama de Mohr-Coulomb . Dado que la Tierra está llena de grietas existentes, esto significa que, ante cualquier esfuerzo aplicado, es más probable que muchas de estas grietas se deslicen y redistribuyan el esfuerzo que se inicie una nueva grieta. El diagrama de Mohr que se muestra proporciona un ejemplo visual. Para un estado de esfuerzo dado en la Tierra, si existe una falla o grieta con una orientación entre −α/4 y +α/4, esta falla se deslizará antes de que se alcance la resistencia de la roca y se forme una nueva falla. Si bien los esfuerzos aplicados pueden ser lo suficientemente altos como para formar una nueva falla, los planos de fractura existentes se deslizarán antes de que se produzca la fractura.

Una idea importante al evaluar el comportamiento de la fricción dentro de una fractura es el impacto de las asperezas , que son las irregularidades que sobresalen de las superficies rugosas de las fracturas. Dado que ambas caras tienen protuberancias y fragmentos que sobresalen, no toda la superficie de la fractura está en contacto con la otra cara. El impacto acumulativo de las asperezas es una reducción del área real de contacto , lo cual es importante al establecer las fuerzas de fricción. ^{[ 7 ]}

En ocasiones, es posible que los fluidos dentro de la fractura provoquen su propagación con una presión mucho menor que la inicialmente requerida. La reacción entre ciertos fluidos y los minerales que componen la roca puede reducir la tensión necesaria para la fractura por debajo de la tensión requerida en el resto de la roca. Por ejemplo, el agua y el cuarzo pueden reaccionar para formar una sustitución de moléculas de OH por moléculas de O en la red cristalina del cuarzo cerca de la punta de la fractura. Dado que el enlace OH es mucho más débil que el enlace con O, reduce eficazmente la tensión de tracción necesaria para extender la fractura. ^{[ 7 ]}