Cizallamiento (geología)

En geología , la cizalladura es la respuesta de una roca a la deformación, generalmente por esfuerzos compresivos , y forma texturas particulares. La cizalladura puede ser homogénea o no homogénea, y puede ser pura o simple . El estudio de la cizalladura geológica está relacionado con el estudio de la geología estructural , la microestructura o textura de las rocas y la mecánica de fallas .

El proceso de cizallamiento ocurre dentro de rocas frágiles , frágiles-dúctiles y dúctiles . Dentro de rocas puramente frágiles, el esfuerzo compresivo produce fracturación y fallas simples .

Las rocas típicas de las zonas de cizalla incluyen milonita , cataclasita , tectonita S y tectonita L , pseudotaquilita , ciertas brechas y versiones altamente foliadas de las rocas de caja .

Una zona de cizalla es una zona tabular o laminar, planar o curviplanar, compuesta por rocas que presentan mayor deformación que las rocas adyacentes. Generalmente se trata de una falla , aunque puede resultar difícil delimitar un plano de falla específico dentro de la zona de cizalla. Estas zonas pueden presentar una foliación , deformación y plegamiento mucho más intensos . Dentro de ellas, pueden observarse vetas o fracturas escalonadas.

Muchas zonas de cizalla albergan depósitos minerales , ya que constituyen un punto de flujo hidrotermal a través de cinturones orogénicos . A menudo presentan algún tipo de metamorfismo retrógrado a partir de una asociación metamórfica de pico y suelen estar metasomatizadas .

Las zonas de cizalla pueden tener apenas unos centímetros de ancho o extenderse hasta varios kilómetros. A menudo, debido a su control estructural y su presencia en los bordes de los bloques tectónicos, las zonas de cizalla constituyen unidades cartografiables y forman importantes discontinuidades que separan los terrenos. Por ello, muchas zonas de cizalla extensas reciben nombres que las identifican como sistemas de fallas.

Cuando el desplazamiento horizontal de esta falla se puede medir en decenas o cientos de kilómetros de longitud, se la denomina megacizallamiento. Los megacizallamientos suelen indicar los bordes de antiguas placas tectónicas. ^{[ 1 ]}

Los mecanismos de cizallamiento dependen de la presión y la temperatura de la roca, así como de la velocidad de cizallamiento a la que está sometida. La respuesta de la roca a estas condiciones determina cómo se adapta a la deformación.

Las zonas de cizallamiento que se producen en condiciones reológicas más frágiles (temperaturas más frías, menor presión de confinamiento ) o a altas tasas de deformación, tienden a fallar por fractura frágil; rotura de minerales, que se muelen hasta formar una brecha con una textura molida .

Las zonas de cizallamiento que se producen bajo condiciones frágiles-dúctiles pueden acomodar una gran deformación mediante una serie de mecanismos que dependen menos de la fractura de la roca y que tienen lugar dentro de los propios minerales y sus redes cristalinas. Las zonas de cizallamiento acomodan la tensión compresiva mediante el movimiento a lo largo de los planos de foliación.

El cizallamiento en condiciones dúctiles puede producirse por fractura de minerales y crecimiento de límites de subgrano, así como por deslizamiento de la red cristalina . Esto ocurre particularmente en minerales laminares, especialmente en micas.

Las milonitas son esencialmente zonas de cizallamiento dúctil.

Durante el inicio del cizallamiento, se forma primero una foliación planar penetrativa dentro de la masa rocosa. Esto se manifiesta como una realineación de las características texturales, el crecimiento y realineación de micas y el crecimiento de nuevos minerales.

La foliación de cizallamiento incipiente se forma típicamente perpendicular a la dirección del acortamiento principal y permite determinar dicha dirección. En el acortamiento simétrico, los objetos se aplanan sobre esta foliación de cizallamiento de forma muy similar a como una bola redonda de melaza se aplana por efecto de la gravedad.

En las zonas de cizalla asimétricas, el comportamiento de un objeto que sufre acortamiento es análogo al de una bola de melaza que se extiende al aplanarse, generalmente formando una elipse. En zonas de cizalla con desplazamientos pronunciados, puede formarse una foliación de cizalla con un ángulo pequeño respecto al plano general de la zona. Idealmente, esta foliación se manifiesta como un conjunto sinusoidal de foliaciones formadas con un ángulo pequeño respecto a la foliación principal de cizalla, que se curvan hacia ella. Estas rocas se conocen como tectonitas LS.

Si la masa rocosa comienza a experimentar grandes desplazamientos laterales, la elipse de deformación se alarga hasta adquirir una forma alargada, similar a la de un cigarro. En este punto, las foliaciones de cizallamiento comienzan a transformarse en lineaciones de varilla o de estiramiento. Estas rocas se conocen como tectonitas L.

Como consecuencia del cizallamiento dúctil, se forman texturas muy características. Un grupo importante de microestructuras observadas en las zonas de cizallamiento dúctil son los planos S, los planos C y los planos C'.

• Los planos S o planos de esquistosidad se definen generalmente por una fábrica planar causada por la alineación de micas o minerales laminares. Defina el eje mayor aplanado de la elipse de deformación.
• Los planos C o planos de cisal se forman paralelos al límite de la zona de cizallamiento. El ángulo entre los planos C y S es siempre agudo y define el sentido del cizallamiento. Generalmente, cuanto menor sea el ángulo C-S, mayor será la deformación.
• Los planos C', también conocidos como bandas de cizallamiento y estructuras de cizallamiento secundarias, se observan comúnmente en milonitas fuertemente foliadas, especialmente en filonitas , y se forman con un ángulo de aproximadamente 20 grados con respecto al plano S.

El sentido de cizallamiento que presentan las estructuras SC y SC' coincide con el de la zona de cizallamiento en la que se encuentran.

Otras microestructuras que pueden dar sensación de cizallamiento incluyen:

• venas sigmoideas
• pez de mica
• porfiroclastos rotados
• Boudins asimétricos (Figura 1)
• pliegues asimétricos

Los regímenes de transpresión se forman durante la colisión oblicua de placas tectónicas y durante la subducción no ortogonal . Típicamente, se forma una mezcla de fallas de cabalgamiento oblicuas y fallas de rumbo o transformantes. La evidencia microestructural de los regímenes de transpresión puede incluir lineaciones de varilla , milonitas , gneises con estructura augen , mica con forma de pez, entre otros.

Un ejemplo típico de régimen de transpresión es la zona de falla alpina de Nueva Zelanda , donde la subducción oblicua de la placa del Pacífico bajo la placa indoaustraliana se transforma en un movimiento de deslizamiento lateral oblicuo. En esta zona, el cinturón orogénico adquiere una forma trapezoidal dominada por fallas secundarias oblicuas , mantos de corrimiento recumbentes de fuerte inclinación y pliegues de flexión de falla.

El esquisto alpino de Nueva Zelanda se caracteriza por una filita fuertemente crenulada y cizallada . Se está elevando a un ritmo de 8 a 10 mm por año, y la zona es propensa a grandes terremotos con un bloque ascendente al sur y un movimiento oblicuo al oeste. 

Los regímenes de transtensión son entornos tensionales oblicuos. Las fallas geológicas oblicuas, normales y de despegue en las zonas de rift son las manifestaciones estructurales típicas de las condiciones de transtensión. La evidencia microestructural de transtensión incluye lineaciones de varillas o estiramiento , porfiroblastos estirados , milonitas, etc.

• Límite convergente
• Crenulación
• Falla (geología)
• Foliación (geología)
• microestructura de la roca
• Partición de la tensión
• Indicadores de sentido de corte: dextral y levógiro

Diagramas y definiciones de esfuerzo cortante ( Wayback Machine ), por la Universidad del Oeste de Inglaterra , Bristol. Copia de archivo incompleta, 31/12/2012.