Cizalla (geología)
En geología, el corte es la respuesta de una roca a la deformación, generalmente por tensión de compresión, y forma texturas particulares. El corte puede ser homogéneo o no homogéneo y puede ser corte puro o corte simple. El estudio del corte geológico está relacionado con el estudio de la geología estructural, la microestructura o textura de las rocas y la mecánica de fallas.
El proceso de corte ocurre dentro de rocas frágiles, frágiles-dúctiles y dúctiles. En rocas puramente frágiles, la tensión de compresión produce fracturas y fallas simples.
Rocas
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 la pared.
Zona de corte
Una zona de corte es una zona tabular a laminar, plana o curviplanar compuesta de rocas que están más deformadas que las rocas adyacentes a la zona. Normalmente se trata de un tipo de falla, pero puede resultar difícil ubicar un plano de falla distinto en la zona de corte. Las zonas de cizalla pueden formar zonas de foliación, deformación y plegamiento mucho más intensas. Se pueden observar venas escalonadas o fracturas dentro de las zonas de corte.
Muchas zonas de cizalla albergan depósitos de mineral, ya que son un foco de flujo hidrotermal a través de cinturones orogénicos. A menudo pueden mostrar alguna forma de metamorfismo retrógrado a partir de un conjunto metamórfico máximo y comúnmente están metasomatizados.
Las zonas de cizalla pueden tener sólo unos centímetros de ancho o hasta varios kilómetros de ancho. A menudo, debido a su control estructural y presencia en los bordes de los bloques tectónicos, las zonas de corte son unidades cartografiables y forman discontinuidades importantes para separar terrenos. Como tal, se nombran muchas zonas de corte grandes y largas, idénticas a los sistemas de fallas.
Cuando el desplazamiento horizontal de esta falla se puede medir en decenas o cientos de kilómetros de longitud, la falla se denomina megacortante. Las megacortadoras a menudo indican los bordes de placas tectónicas antiguas.
Mecanismos de cizallamiento
Los mecanismos de corte dependen de la presión y temperatura de la roca y de la velocidad de corte a la que está sometida la roca. La respuesta de la roca a estas condiciones determina cómo se adapta a la deformación.
Las zonas de corte que ocurren en condiciones reológicas más frágiles (más frías, menos presión de confinamiento) o con altos índices de deformación, tienden a fallar por falla frágil; rotura de minerales, que se muelen hasta formar una brecha de textura molida.
Las zonas de cizallamiento que se producen en condiciones frágiles y dúctiles pueden acomodar mucha deformación al implementar una serie de mecanismos que dependen menos de la fractura de la roca y ocurren dentro de los minerales y las propias redes minerales. Las zonas de corte acomodan la tensión de compresión mediante el movimiento en los planos de foliación.
El corte en condiciones dúctiles puede ocurrir por la fractura de minerales y el crecimiento de los límites del subgrano, así como por el deslizamiento de la red. Esto ocurre particularmente en minerales laminares, especialmente micas.
Las milonitas son esencialmente zonas de corte dúctiles.
Microestructuras de zonas de corte
Durante el inicio del cizallamiento, primero se forma una foliación plana penetrante dentro del macizo rocoso. Esto se manifiesta como realineamiento de características texturales, crecimiento y realineamiento de micas y crecimiento de nuevos minerales.
La foliación cortante incipiente normalmente se forma normal a la dirección del acortamiento principal y es un diagnóstico de la dirección del acortamiento. En el acortamiento simétrico, los objetos se aplanan mediante esta foliación cortante de la misma manera que una bola redonda de melaza se aplana con la gravedad.
Dentro de las zonas de corte asimétricas, el comportamiento de un objeto que se acorta es análogo al de la bola de melaza que se unta a medida que se aplana, generalmente formando una elipse. Dentro de las zonas de corte con desplazamientos pronunciados se puede formar una foliación de corte en un ángulo poco profundo con respecto al plano general de la zona de corte. Esta foliación idealmente se manifiesta como un conjunto sinusoidal de foliaciones formadas en un ángulo poco profundo con respecto a la foliación de corte principal, y que se curvan hacia la foliación de corte principal. Estas rocas se conocen como tectonitas L-S.
Si la masa rocosa comienza a sufrir grandes grados de movimiento lateral, la elipse de deformación se alarga hasta adquirir un volumen en forma de cigarro. En este punto, las foliaciones de corte comienzan a descomponerse en una lineación rodante o una lineación estirada. Estas rocas se conocen como L-tectonitas.
Microestructuras de corte dúctil
Se forman texturas muy distintivas como consecuencia del corte dúctil. Un grupo importante de microestructuras observadas en zonas de corte dúctil son los planos S, los planos C y los planos C'. aviones.
- Planes S o schistosité Los planos son generalmente definidos por un tejido plano causado por la alineación de micas o minerales de placa. Defina el eje largo aplanado de la elipse de la tensión.
- C-planes o cisaillement los planos forman paralelos al límite de la zona de despegue. El ángulo entre los planos C y S es siempre agudo, y define el sentido del tirón. En general, cuanto más bajo sea el ángulo C-S mayor será la tensión.
- Los planos C', también conocidos como bandas de corte y tejidos de corte secundario, se observan comúnmente en milonitas fuertemente folladas especialmente fitonitas, y forman en un ángulo de unos 20 grados al plano S.
La sensación de corte que muestran tanto S-C como S-C' estructuras coincide con la de la zona de corte en la que se encuentran.
Otras microestructuras que pueden dar sensación de corte incluyen:
- venas sigmoidales
- mica peces
- porfiroclastos rotados
- boudinas asimétricas (Figura 1)
- pliegues asimétricos
Transpresión
Los regímenes de transpresión se forman durante la colisión oblicua de placas tectónicas y durante la subducción no ortogonal. Normalmente se forma una mezcla de fallas de cabalgamiento de deslizamiento oblicuo y fallas de rumbo o transformadas. La evidencia microestructural de regímenes transpresionales pueden ser lineamientos de varillas, milonitas, gneises con estructura de Augen, peces de mica, etc.
Un ejemplo típico de un régimen de transpresión es la zona de la falla alpina de Nueva Zelanda, donde la subducción oblicua de la placa del Pacífico bajo la placa Indoaustraliana se convierte en un movimiento oblicuo de deslizamiento. Aquí, el cinturón orogénico alcanza una forma trapezoidal dominada por fallas oblicuas, mantos recostados de pronunciada caída y pliegues de falla.
El esquisto alpino de Nueva Zelanda se caracteriza por una filita muy crenulada y cortada. Está aumentando a un ritmo de 8 a 10 mm por año, y el área es propensa a grandes terremotos con un bloque sur hacia arriba y una sensación de movimiento oblicuo hacia el oeste.
Transtensión
Los regímenes de transtensión son entornos tensionales oblicuos. Las fallas geológicas normales y oblicuas y las fallas de desprendimiento en zonas de rift son las manifestaciones estructurales típicas de las condiciones de transtensión. La evidencia microestructural de transtensión incluye lineaciones con varillas o estiramientos, porfiroblastos estirados, milonitas, etc.