Zona de corte
Una zona de cizalla es un área significativa de discontinuidad tectónica en la corteza terrestre y el manto superior . Su creación se remonta a un proceso de deformación no homogéneo , cuya energía se concentra en superficies de falla planas o ligeramente curvadas. Las áreas intermedias (costras) no se ven relativamente afectadas por deformaciones más grandes. Debido a los movimientos de cizallamiento del medio circundante más rígido, se puede inducir un componente rotacional no coaxial en las zonas de cizallamiento. Dado que estas discontinuidades generalmente atraviesan diferentes profundidades, crean una amplia gama de rocas diferentes . Las zonas de cizallamiento ocurren en la superficie de la tierra como fallas tectónicas fraccionarias .
Introducción general
Una zona de corte es un área de deformación muy fuerte (con una alta tasa de deformación ) rodeada de rocas con una deformación mucho menos finita . Su relación de largo a ancho es superior a 5: 1.
Las zonas de corte forman un amplio continuo de estructuras geológicas . Van desde zonas de corte frágil ( fallas ) a través de zonas de corte dúctil-frágil y zonas de corte dúctil-frágil hasta zonas de corte puramente dúctil . En las zonas de cizallamiento frágil, la deformación se concentra en una superficie de fractura estrecha entre bloques de roca adyacentes, mientras que la deformación en las zonas de cizallamiento dúctil se extiende sobre un área más amplia y varía continuamente en resistencia entre los bloques no deformados. Entre estos dos miembros extremos del continuo median las etapas intermedias de las zonas de cizallamiento quebradizo-dúctil y dúctil-frágil, que representan formas mixtas de los dos miembros extremos.
Este continuo estructural refleja los diversos mecanismos de deformación en la corteza terrestre, desde la deformación por fractura frágil en o cerca de la superficie hasta el flujo viscoso y dúctil con una profundidad creciente. Cuando se alcanza la zona de transición frágil-dúctil , los mecanismos de deformación dúctil se establecen por primera vez. La transición no tiene lugar de forma abrupta, sino que se distribuye en un rango de profundidad más amplio en el que la fractura frágil y el flujo dúctil ocurren juntos. La razón principal de esto radica en la estructura de las rocas en el área de la corteza, que generalmente están compuestas por varios tipos diferentes de minerales con diferente comportamiento de deformación. Por ejemplo, el comportamiento dúctil del cuarzo se fija mucho antes (es decir, a una temperatura más baja) que el de los feldespatos . Las diferencias en la litología, el tamaño de grano y la estructura dada determinan en consecuencia un comportamiento reológico diferente . Pero los factores puramente físicos también influyen en la transición frágil-dúctil:
- Profundidad geotérmica y por lo tanto la temperatura predominante .
- Presión (constricción y presión de agua intersticial).
- Tasa de deformación general.
- Alineación del campo de tensión.
Según el modelo de Scholz, una corteza formada por cuarzo y feldespato (con un gradiente geotérmico típico del sur de California) se fija en mecanismos de deformación dúctil a una profundidad de alrededor de 11 kilómetros y 300 ° C. La zona de transición luego se extiende hasta una profundidad de alrededor de 16 kilómetros, la temperatura predominante es de alrededor de 360 ° C. Por debajo de los 16 kilómetros, solo se producen deformaciones puramente dúctiles.
La zona sismogénica , es decir, el rango de profundidad en el que ocurren los terremotos ordinarios , permanece limitada al área frágil, la llamada esquizósfera . Después de cruzar la zona de transición, sigue la plastosfera . La capa sismogénica se caracteriza por cataclasitas reales . Por lo general, comienza a una profundidad de 4 a 5 kilómetros por debajo de una transición de estabilidad superior . Apenas se pueden distinguir fuentes de temblores por encima de él. La capa sismogénica se extiende luego a una profundidad de 11 kilómetros. Sin embargo, los grandes terremotos pueden llegar a la superficie terrestre y a la zona de transición, a veces incluso a la plastosfera.
Rocas características
Los procesos de deformación que tienen lugar en las zonas de cizallamiento son responsables de la formación de diferentes estructuras y composiciones minerales. Estos reflejan las condiciones de presión y temperatura predominantes (trayectoria pT) durante la deformación y también documentan el sentido respectivo de movimiento, el comportamiento del flujo y la secuencia cronológica específica de las deformaciones. Por lo tanto, las zonas de cizalla son de gran importancia para comprender la historia geológica de los terrans .
Por lo general, los siguientes tipos de rocas se encuentran en las zonas de corte a medida que aumenta la profundidad:
- Rocas disjuntas producidas por fallas (fallas, brechas de fallas).
- Rocas de falla conectadas ( brechas y cataclasitas ).
- Vidriosos pseudotaquilitas .
Tanto las líneas de falla como las cataclasitas son causadas por la abrasión en fallas frágiles que generan terremotos.
- Foiled milonita (Phyllonite).
- Tira gneis
Las primeras milonitas aparecen cuando comienza el comportamiento de deformación dúctil en la zona de transición. Son por adhesivo (procesos de desgaste Engl. Desgaste adhesivo ) emergido. Las pseudotaquilitas también pueden desarrollarse en la zona de transición, pero desaparecen cuando se alcanzan las condiciones faciales de pizarra verde , de modo que finalmente solo se encuentran milonitas. Los gneis rayados son milonitas de alto grado de las profundidades más bajas de las zonas de cizallamiento dúctil.
Dirección de movimiento y sentido de movimiento en zonas de corte
El sentido de movimiento en las zonas de cizallamiento (derecha o izquierda) se puede determinar sobre la base de estructuras macroscópicas e innumerables microscópicas. Los principales indicadores son la armadura (verdugones, surcos y crecimiento mineral) y también elongación y mineral lineal. Muestran la dirección del movimiento. La sensación de movimiento se puede determinar mediante el desplazamiento en estructuras como capas o pasillos . La flexión de estructuras planas (extensión), como la formación de capas o la foliación en la dirección de la zona de corte, también es un indicador confiable de movimiento.
Fiederspaltensysteme escalonado característico de las zonas de cizallamiento dúctil-frágil, y los pliegues vestibulares (engl. Pliegues de la vaina ) son indicadores de movimiento igualmente macroscópicos.
Entre los indicadores microscópicos se pueden citar las siguientes estructuras:
- Sombras de impresión asimétricas
- Pliegues asimétricos
- Foliación
- Almacenamiento de tejas ( imbricaciones )
- Preferred alineación rejilla (Engl. Orientación del enrejado prefiere - LPO)
- Porfiroclastos (encapsulados y provistos de alas)
- Pez mica ( pez foliación)
- Separar
- Estructuras de distrito ( estructuras de Quarterback en inglés )
- Scherbandschieferung (Engl. Escote del cinturón de corte )
- Superposiciones ( paso a paso en inglés )
Ancho de las zonas de corte y desplazamiento lateral resultante
El ancho de las zonas de corte individuales puede variar de tamaño de grano a kilómetros. Las zonas de cizallamiento, que atraviesan toda el área de la corteza, tienen hasta 10 kilómetros de ancho. El desplazamiento lateral que se ha producido en ellos varía desde varias decenas de kilómetros hasta más de cien kilómetros.
Las zonas de cizallamiento frágiles (fallas) generalmente se ensanchan con la profundidad. El mismo efecto también se logra aumentando el desplazamiento lateral.
Ablandamiento de la deformación y comportamiento dúctil
El sello distintivo de las zonas de corte es una mayor tasa de deformación, que, sin embargo, permanece limitada a un área limitada en la roca. Para que la roca pueda reaccionar vívidamente en esta área, se ha producido una especie de Deformationserweichung (Engl. Ablandamiento por deformación ). Los siguientes procesos pueden contribuir al ablandamiento de la roca:
- Reducción del tamaño de grano.
- ablandamiento geométrico.
- ablandamiento relacionado con la reacción.
- ablandamiento inducido por líquido.
Debería producirse un aumento de la ductilidad sin comportamiento de fractura para asegurar una deformación de flujo continuo. Los siguientes mecanismos de deformación (a nivel de granulometría) garantizan esto:
- Fluencia de difusión (varios tipos).
- Fluencia de dislocación (varios tipos).
- Recristalizaciones que ocurren sintectónicamente.
- Procesos de soluciones de impresión.
- Desplazamientos de los límites del grano (superplasticidad) y reducciones del área del límite del grano.
Ocurrencias y ejemplos de zonas de corte
Dado que las zonas de cizallamiento pueden llegar a ser muy profundas, se encuentran en todas las facies metamórficas . Las zonas de cizallamiento quebradizas (fallas) están presentes en todas partes de la corteza superior. Las zonas de cizallamiento dúctil comienzan en el área de pizarra verde y, por lo tanto, están unidas a terrenos metamórficos.
Las zonas de cizallamiento ocurren en las siguientes situaciones geotectónicas:
- Desplazamientos horizontales producidos bajo cizallamiento - más o menos verticales:
- Perturbaciones generadas bajo compresión - más o menos horizontales:
- pliegues deslizantes volcados (parte inferior).
- Zonas de subducción .
- Cruces de techo (parte inferior)
- Perturbaciones generadas durante la expansión, más o menos horizontales:
- Cizalladuras (por ejemplo, en complejos de núcleos metamórficos)
Las zonas de corte no están vinculadas a un tipo de roca ni a un período de tiempo específico. Por lo general, no ocurren individualmente, sino que forman redes fractales interconectadas, que en su entrenamiento brindan información sobre la sensación de movimiento predominante en un terreno.
Buenos ejemplos de zonas de cizalla de tipo desplazamiento lateral son la Zona de cizalla de Armórica del Sur , así como la Zona de Cizalla de Armórica del Norte en Bretaña y la Falla de Anatolia del Norte en Turquía . Las zonas de cizallamiento del tipo Transform son la falla del Mar Muerto en Israel , la falla de San Andrés en California y la falla alpina en Nueva Zelanda . Un ejemplo del tipo de techo es el Moine Thrust en el noroeste de Escocia . La zona media en Japón es una zona de subducción de fósiles. Los cizallamientos del tipo de complejo central son muy comunes en el sureste de California; B. la falla del destacamento de Whipple Mountain . Un ejemplo de grandes zonas de corte interconectadas es la zona de corte de Borborema en el noreste de Brasil .
importancia
La importancia de las zonas de corte radica en su tamaño. Por lo general, estas zonas débiles recorren toda el área de la corteza hasta el Moho e incluso pueden llegar hasta el manto superior. Las zonas de corte pueden estar en movimiento durante períodos de tiempo muy largos y, por lo tanto, a menudo muestran varias etapas que se superponen en el tiempo. El material se puede transportar hacia arriba o hacia abajo en las zonas de cizallamiento. El reactivo más importante aquí es sin duda el agua , con la que circula una amplia variedad de iones disueltos por las zonas débiles. Una consecuencia significativa es el cambio metasomático en las rocas huésped. Incluso el enriquecimiento metasomático de las rocas en el Manto Superior se puede rastrear en última instancia hasta las zonas de cizallamiento.
Zonas de cizalla pueden albergar valor económico mineralización, el mejor ejemplo de ello son los importantes depósitos de oro de la Precámbrico , que son en su mayoría directamente relacionados con zonas de cizalla (ejemplos: las minas de oro en el Cratón Superior , Canadá y en el Yilgarn Cratón en Australia Occidental ).
literatura
- Cornelis W. Passchier, Rudolph AJ Trouw: Microtectonics. Springer, Berlín y otros 1996, ISBN 3-540-58713-6 .
- John G. Ramsay, Martin I. Huber: Las técnicas de la geología estructural moderna. Volumen 2: Pliegues y fracturas. Academic Press, London et al.1987 , ISBN 0-12-576902-4 .
- Christopher H. Scholz: La mecánica de los terremotos y las fallas. Cambridge University Press, Cambridge y otros 1990, ISBN 0-521-33443-8 .
Evidencia individual
- ^ John G. Ramsay, Martin I. Huber: Las técnicas de la geología estructural moderna. Volumen 2: Pliegues y fracturas. Academic Press, London et al.1987 , ISBN 0-12-576902-4 .
- ^ Christopher H. Scholz: La mecánica de terremotos y fallas. Cambridge University Press, Cambridge y otros 1990, ISBN 0-521-33443-8 .