Zona de cizallamiento

En geología, una zona de cizalla es una zona delgada dentro de la corteza terrestre o el manto superior que ha sido fuertemente deformada debido al deslizamiento de las paredes de roca a ambos lados de la zona. En la corteza superior, donde la roca es frágil, la zona de cizalla adopta 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 que trabaja un herrero. Aquí, la zona de cizalla es una zona más amplia, en la que la roca dúctil ha fluido lentamente para acomodar el movimiento relativo de las paredes de roca a ambos lados.

Debido a que las zonas de cizallamiento se encuentran en un amplio rango de profundidades, una gran variedad de tipos de roca diferentes, con sus estructuras características, están asociados a dichas zonas.

Una zona de cizalla es una zona de fuerte deformación (con una alta tasa de deformación ) rodeada de rocas con un estado de deformación finita menor . Se caracteriza por una relación longitud/anchura superior a 5:1. ^{[ 1 ]}

Las zonas de cizalla forman un continuo de estructuras geológicas, que abarca desde zonas de cizalla frágiles (o fallas ) hasta zonas de cizalla frágiles-dúctiles (o semifrágiles ), dúctiles-frágiles y dúctiles . En las zonas de cizalla frágiles, la deformación se concentra en una superficie de fractura estrecha que separa las rocas encajantes, mientras que en una zona de cizalla dúctil la deformación se extiende por una zona más amplia, variando el estado de deformación de forma continua entre las paredes. Entre estos extremos, existen tipos intermedios de zonas de cizalla frágiles-dúctiles (semifrágiles) y dúctiles-frágiles que pueden combinar estas características geométricas en diferentes proporciones.

Este continuo que se observa en las geometrías estructurales de las zonas de cizalla refleja los diferentes mecanismos de deformación que rigen en la corteza, es decir, el cambio de deformación frágil (fractura) en la superficie o cerca de ella a deformación dúctil (flujo) con el aumento de la profundidad. Al atravesar la transición frágil-semifrágil, comienza a manifestarse 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 alternante , donde coexisten la fractura frágil y el flujo plástico. La razón principal de esto se encuentra en la composición generalmente heteromineral de las rocas, donde los diferentes minerales 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 la litología , el tamaño de grano y las estructuras preexistentes determinan una respuesta reológica diferente . Otros factores, puramente físicos, también influyen en la profundidad de transición, entre ellos:

• gradiente geotérmico , es decir, temperatura ambiente .
• presión de confinamiento y presión del fluido .
• velocidad de deformación global.
• orientación del campo de tensiones.

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 luego hasta aproximadamente 16  km de profundidad con una temperatura de unos 360  °C. ^{[ 2 ]} Por debajo de aproximadamente 16  km de profundidad, solo se encuentran zonas de cizallamiento dúctil.

La zona sismogénica , donde se originan los terremotos , está ligada al dominio frágil, la esquizosfera . Debajo de una zona alternante intermedia, se encuentra la plastosfera . En la capa sismogénica , que se sitúa debajo de una transición de estabilidad superior relacionada con un límite superior de sismicidad (generalmente a unos 4-5  km de profundidad), comienzan a aparecer cataclasitas propiamente dichas. La capa sismogénica da paso entonces a la zona alternante a 11  km de profundidad. Sin embargo, los grandes terremotos pueden romperse tanto hasta la superficie como adentrándose en la zona alternante, a veces incluso en la plastosfera.

Las deformaciones en las zonas de cizalla son responsables del desarrollo de texturas y asociaciones minerales características que reflejan las condiciones de presión y temperatura (pT) predominantes, el tipo de flujo, el sentido del movimiento y la historia de la deformación. Por lo tanto, las zonas de cizalla son estructuras muy importantes para desentrañar la historia de un terreno específico .

Partiendo de la superficie terrestre, en una zona de cizallamiento se suelen encontrar los siguientes tipos de rocas:

• Rocas de falla no cohesivas. Ejemplos de ello son la brecha de falla , la brecha de falla y la brecha foliada.
• rocas de falla cohesivas como brechas trituradas y cataclasitas (protocataclasita, cataclasita y ultracataclasita).
• pseudotaquilitas vítreas .

Tanto la brecha de falla como las cataclasitas se deben al desgaste abrasivo en fallas sismogénicas frágiles.

• milonitas foliadas (filonitas).
• gneis rayado .

Las milonitas comienzan a aparecer con el inicio del comportamiento semifrágil en la zona alternante caracterizada por desgaste adhesivo . Aún se pueden encontrar pseudotaquilitas en esta zona. Al pasar a condiciones de facies de esquistos verdes , las pseudotaquilitas desaparecen y solo persisten diferentes tipos de milonitas. Los gneises rayados son milonitas de alto grado y se encuentran en la base de las zonas de cizalla dúctil.

El sentido de la cizalladura en una zona de cizalladura ( dextral , sinistral , inversa o normal) se puede deducir a partir de estructuras macroscópicas y de una gran cantidad de indicadores microtectónicos .

El ancho de las zonas de cizallamiento individuales abarca desde la escala de un grano hasta la escala de un kilómetro. Las zonas de cizallamiento a escala cortical (megacizallamientos) pueden alcanzar los 10  km de ancho y, en consecuencia, presentan desplazamientos muy grandes, de decenas a cientos de kilómetros.

Las zonas de cizallamiento frágil (fallas) generalmente se ensanchan con la profundidad y con el aumento de los desplazamientos.

Debido a 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 huésped afectado se deforme de forma más plástica. Este ablandamiento puede ser provocado por los siguientes fenómenos:

• reducciones del tamaño del grano.
• suavizado geométrico.
• ablandamiento por reacción.
• Ablandamiento relacionado con fluidos.

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):

• Fluencia por difusión (varios tipos).
• fluencia por dislocación (varios tipos).
• recristalización dinámica
• procesos de solución a presión .
• Deslizamiento de los límites de grano ( superplasticidad ) y reducción del área de los límites de grano.

Debido a su profunda penetración, las zonas de cizalla se encuentran en todas las facies metamórficas . Las zonas de cizalla frágil son prácticamente omnipresentes en la corteza superior. Las zonas de cizalla dúctil comienzan en condiciones de facies de esquistos verdes y, por lo tanto, se limitan a terrenos metamórficos.

Las zonas de cizallamiento pueden aparecer en los siguientes entornos geotectónicos :

• Entorno transcurrente: de pendiente pronunciada a vertical:
  • zonas de deslizamiento horizontal.
  • fallas de transformación .
• Ajuste compresivo – ángulo bajo
  • pliegues reclinados de la nuca (en la base de).
  • zonas de subducción .
  • Las planchas de empuje (en la base de).
• Ajuste de extensión – ángulo bajo
  • desprendimientos complejos de núcleo metamórfico .

Las zonas de cizalla no dependen ni del tipo de roca ni de la edad geológica. Generalmente no se presentan de forma aislada, sino que suelen formar redes anastomosadas , interconectadas y a escala fractal , cuya disposición refleja el movimiento dominante subyacente del terreno en ese momento.

Algunos buenos ejemplos de zonas de cizalla del tipo de deslizamiento horizontal son la Zona de Cizalla Armórica del Sur y la Zona de Cizalla Armórica 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 cizalla del tipo transformante son la Falla de San Andrés en California y la Falla Alpina en Nueva Zelanda . Una zona de cizalla del tipo de cabalgamiento es el Cabalgamiento de Moine en el noroeste de Escocia . Un ejemplo para el entorno de zona de subducción es la Línea Tectónica Media de Japón . Las zonas de cizalla relacionadas con fallas de despegue se pueden encontrar en el sureste de California, por ejemplo, la Falla de Desprendimiento de Whipple Mountain . Un ejemplo de una enorme zona de cizalla anastomosada es la Zona de Cizalla de Borborema en Brasil .

La importancia de las zonas de cizalla radica en que constituyen importantes zonas de debilidad en la corteza terrestre, extendiéndose a veces hasta el manto superior. Pueden ser estructuras muy duraderas y suelen mostrar evidencia de varias etapas de actividad superpuestas. En ellas, el material puede transportarse hacia arriba o hacia abajo, siendo el transporte de iones disueltos el más importante . Esto puede provocar metasomatismo en las rocas huésped e incluso refertilizar el material del manto.

Las zonas de cizalla pueden albergar mineralizaciones económicamente viables , como por ejemplo importantes depósitos de oro en terrenos precámbricos .

• Lista de zonas de cizallamiento de Gran Bretaña
• Cizallamiento (geología)
• Partición de la tensión

• Passchier CW y Trouw RAJ. (1996). Microtectónica . Saltador. ISBN 3-540-58713-6
• Ramsay JG y Huber MI. (1987). Técnicas de la geología estructural moderna. Volumen 2: Pliegues y fracturas . Academic Press. ISBN 0-12-576902-4
• Scholz CH. (2002). La mecánica de los terremotos y las fallas . Cambridge University Press. ISBN 0-521-65540-4