Un poco sobre recursos energéticos...

    Después de un poco de tectónica, estratigrafía e interpretación, hoy nos adentraremos en un tema muy importante, tanto desde el punto de vista científico como desde el económico: los recursos minerales en el Mar Rojo, más concretamente, de los depósitos de sulfuros polimetálicos.

    Estos depósitos son yacimientos que se forman asociados al centro de expansión que posee esta cuenca. Pero, ¿cómo se generan?

    Hacia mediados de los años 60 se descubrió por primera vez la existencia de una mineralización hidrotermal ligada a la dorsal oceánica en el Mar Rojo. Tras este hallazgo, se ha visto que no es un proceso único de la cuenca de la que aquí se habla, si no que aparece en todas las dorsales oceánicas.

    A lo largo de ésta, el agua de mar penetra profundamente dentro de la nueva corteza oceánica recién formada, a través de las fracturas y fisuras existentes. Se convierte en un fluido hidrotermal que alcanza altas temperaturas y es rico en diversos elementos, y que atraviesa las rocas volcánicas aquí creadas. Este fluido asciende rápidamente y sale por lo que se conocen como “black smokers”. Al entrar en contacto con el agua fría, los minerales precipitan dando lugar a depósitos minerales de cobre, zinc, bario, plata, oro, y, en mucho mayor concentración, sulfuros.  La paragénesis mineral incluye asociaciones que se forman en un amplio rango de temperatura, desde los 300 – 400ºC, hasta menos de 150ºC. Las de alta temperatura consisten principalmente en pirita y calcopirita, junto con pirrotina, y localmente algo de bornita. En cambio, las asociaciones de baja temperatura están compuestas por esfalerita/wurzita, marcasita y pirita. Pero, como una imagen vale más que mil palabras, la siguiente servirá para ilustrar el proceso:

    Estos depósitos, que poseen una morfología de cuenco, se forman como consecuencia de soluciones concentradas que son más densas que el agua de mar que la rodea (Rona, 1988).

    Solo se conocen dos depósitos en el mundo, el de Middle Valley, y el de Atlantis II Deep, en el Mar Rojo, que contienen altas cantidades de sulfuros. La cantidad que posee, entre 50 y 100 millones de toneladas, es equiparable al de las minas que se encuentran en tierra firme (Herzig y Hannington, 1995).

    La mineralización en Atlantis II Deep consiste en barros metalíferos, en lugar de los sulfuros masivos esperados. Las características de los sulfuros son consecuencia de la alta salinidad que adquieren los fluidos hidrotermales al circular a través de las evaporitas miocénicas que se encuentran en los flancos del rift.

Los sedimentos metalíferos tienen una potencia de 10 – 20 metros, una anchura de 5 km, y un área de alrededor de 55 millones de . Se estima el contenido en metal es de 32 millones de toneladas, convirtiéndose en el mayor depósito mineral hidrotermal asociado a una dorsal oceánica del mundo (Earney, 2005).

¿Y cómo se pueden explotar estos yacimientos?

    Los factores más limitantes hoy en día para la explotación de los yacimientos mineros reside en los aspectos legales y políticos.

    La forma más sencilla es explotar los sedimentos sueltos, extrayéndolos desde el fondo marino y dirigiéndolos al barco minero. Aquí, existen dos opciones: o bien se tratan en el barco, o bien se llevan a tierra para tratarlos ahí.

    Solo añadir que el estudio de estos recursos en  el Mar Rojo ha planteado un posible nuevo origen de la génesis de yacimientos de sulfuros hasta ahora conocidos en tierra firme.

    La explotación de recursos, como se puede deducir, es de las principales aplicaciones del análisis de cuencas, desde el punto de vista económico. Y aunque la explotación en ambientes submarinos de este calibre todavía solo ha sido planteada y estudiada, será en un futuro próximo una de las principales minas de influencia económica mundial. Y el Mar Rojo será clave para este cambio.

Agradecimientos:

A la futura petróloga metamórfica de la Universidad Complutense de Madrid, Novo, I., por la bibliografía aconsejada y la idea de como orientar esta entrada.

BIBLIOGRAFÍA

-          Fillmore C.F. Earney (2005), Marine mineral resources. Taylor&Francis Group, 2033 p.

-          P.A. Rona (1988), Hydrothermal mineralization at oceanic ridges. Canadian Mineralogist, 26, 431-465

-          P.M. Herzig, and M.D. Hannington (1995), Polymetallic massive sulphides at the modern seafloor - A review. Ore Geology Review, 10, 95-115. 

Cuestiones existenciales

      En la pasada entrada escribí sobre la tectónica de la cuenca pero… ¿cómo sabemos que la cuenca evoluciona de ese modo? ¿Cómo sabemos que antes no había un mar sino tierra firme? ¿Por qué  se afirma que es un una zona resultado de esfuerzos tensionales y no una zona de colapso repentino? ¿Cómo se sabe de dónde viene y a dónde va? El tema de la entrada intentará resolver en parte estas cuestiones fundamentales.

      Gran parte de lo que se conoce de la evolución tectónica de las cuencas es resultado del estudio, además de las fallas y sismos que se registran, de los sedimentos del fondo de la cuenca. Estos sedimentos normalmente son extraídos del fondo mediante sondeos y también son analizados a través de la interpretación de perfiles sísmicos (diferenciando paquetes de impedancias distintas). Esto junto a la aplicación de métodos de datación nos permite el conocimiento bastante detallado del fondo de las cuencas sedimentarias de nuestro planeta.

      Una vez hecha esta pequeña introducción, necesaria para el saber cómo se llegan a los datos que se van a exponer en la entrada de hoy, voy a hacer un pequeño recordatorio de la entrada de octubre. La cuenca del Mar Rojo es el resultado de la acumulación de sedimentos en una depresión con origen en un rift continental que actualmente ya genera corteza oceánica. Gracias al registro sedimentario puede interpretarse como una falla transformante de componente dextra que posteriormente sufrió esfuerzos tensionales. La datación de las rocas de la cuenca  nos permite situar el comienzo de la actividad tectónica en el Oligoceno medio.

      El registro que encontramos en el fondo de la cuenca consiste en materiales pre-rift Jurásicos y Cretácicos de origen continental y marino* y materiales más modernos depositados desde el rifting temprano y que evolucionan de  ambiente sedimentario marino somero a  costeros de sabkha en el Mioceno medio-tardío.

      Esta clasificación de los sedimentos, dependiente de la evolución tectónica de esta cuenca, es la que voy a utilizar a lo largo de esta entrada.

      Comenzando por los más antiguos, la serie pre-rift. La cobertera sedimentaria pre-rift se situa disconforme sobre un basamento cristalino muy variado de rocas volcánicas, metamórficas e incluso sedimentarias. Los sedimentos que encontramos son unas areniscas con un claro origen continental, sobre las que encontramos pizarras y carbonatos de origen marino. La potencia de este registro varía de entre 400 en la zona sur del Mar Rojo y 800 metros en la zona norte.

      Los depósitos que se acumularon durante la primera etapa de rift han sido clasificados por algunos autores (entre otros: Montenant, 1986) en 3 unidades con características y edades distintas. Por un lado tenemos el grupo A o Formación Sharik (H.-J. Bayer et al., 1988) que a su vez se divide en dos subunidades. La unidad A1, compuesta principalmente por un sedimento terrígeno rojizo, se depositó en un ambiente deposicional llano muy extenso (relieve propio de un hinterland). También para este nivel se han definido sismitas (Plaziat et al. 1998) que demostrarían que se trataba de una zona con fuertes terremotos. El hecho de que se preserven tan bien las estructuras es lo que lleva a concluir la necesidad de un ambiente de depósito de bajo relieve. Sobre esta unidad solo añadir que fue datada con el método K-Ar y la edad que resultó fue de 26-22 Ma (Oligoceno tardío-Aquitanian) (Montenant, 1986).  En cuanto a la unidad A2 encontramos una serie tectónicamente inducida por un movimiento normal antitético. La edad que se le asigna a esta unidad es del Aquitanian tardío al Burdigalian temprano y son facies relacionadas con ambientes anóxicos.

      La unidad B o Formaciones Musayr y Nutaysh (H.-J. Bayer et al., 1988) de disponen discontinua sobre la unidad anterior o sobre el basamento. Las litologías que ahora aparecen se corresponden con depósitos de mar abierto. Encontramos, entre otras, facies que corresponden a arrecifes que se situaban, como en la actualidad, en zonas elevadas. En esta unidad queda reflejada la reactivación de los bloques limitados por fallas producidos durante la primera etapa de rift y de la erosión. Unos extensos taludes carbonáticos se depositaban cubriendo las zonas más elevadas (Purser et al. 1998) mientras que en las zonas de graben se iban depositando arcillas pelágicas. La datación, mediante la bioestratigrafía, del registro sitúa esta serie en el Burdigalian tardío hasta el Langhian. Los depósitos correspondientes a esta unidad reflejan un cambio en la profundidad de la cuenca que tiene como principal resultado la predominancia de las fallas sintéticas que marcan el comienzo de la etapa flexural de la cuenca. El registro nos revela que esta unidad coincide con la máxima subsidencia del rift (Moretti and Colleta, 1987).

      Finalmente la unidad C o Formación "Bad" (H.-J. Bayer et al., 1988) registra el mayor evento de evaporación durante el rift que tuvo lugar desde el Serravaliensse hasta el Mioceno tardío. Lo que nos queda a nosotros son unos depósitos de sulfatos en algunos casos asociados a carbonatos estromatolíticos. Esta unidad sellará el sistema de horst y grabens desarrollados en la etapa tectónica anterior. La potencia de este nivel aumente considerablemente hacia el interior de la cuenca. Solo destacar que este depósito, en cuanto definido por H.-J. Bayer antes mencionado, presenta una alternancia cíclica de lechos de margas y arcillas con lechos de yeso y anhidrita.

      Y ya hemos  llegado a los sedimentos más jóvenes, los depositados en la zona que ya no está afectada por el rift mismo aunque si que quedan afectados por la tectónica activa regional, sedimentos post-rift o Formación Ifal (H.-J. Bayer et al., 1988). Estos depósitos finales dependen de que la zona de depósito esté cerca de la fuente de aporte, ya que son depósitos que dependen del aporte silicicástico continental, esto hace  muchas zonas de mar abierto estén ya protegidas de este tipo de aporte.

Esquemas que muestran la evolución tectónica
 deducida a partir del registro en los sedimentos (Frank Mueller). 

      Solo quedaría añadir, en apenas una frase, que también hay depósitos cuaternarios que aparecen formando terrazas, tanto marinas como terrestres que reflejan la actividad tectónica mediante desplazamientos en la vertical.

       Con todo esto se comprueba de modo tangible, con introduje en los primeros párrafos, cómo a partir de datos de litologías y estudio de estructuras sedimentarias se puede deducir toda, o gran parte, de la historia geológica de una zona.

      Además estos estudios, con el levantamiento de columnas estratigráficas, permiten la correlación de eventos y de etapas de depósito en relación con cuencas cercanas o con otras zonas de la misma cuenca. Esto permite una percepción más fiel de la historia de, en este caso, gran parte del Rift Africano. Por ejemplo, a modo de caso real, en el artículo publicado por Bayer et al. (1988) correlaciona en primer lugar las facies que se desarrollaron paralelamente en el Mar Rojo y el el Golfo de Suéz y esto ha permitido diferenciar parte de las etapas evolutivas de ambas cuencas y su relación mutua. Y en segundo lugar la correlación de las columnas levantadas a partir de los datos que obtuvieron han permitido dudar lo que en un principio daban como cierto de aplicar el modelo de cizalla simple a toda la cuenca, ya que encontraron evidencias de asimetría en la zona norte del Mar rojo y en el Golfo de Suéz.

 Esquema que correlaciona distintas columnas estratigráficas del Mar Rojo.(H.-J. Bayer et al., 1988)

      Bueno, en cuanto a etapas de sedimentación y depósitos de la cuenca del Mar rojo esto en todo. Las próximas entradas, inspirada por la lectura de los blogs de algunos compañeros, versarán sobre perfiles sísmicos y geoquímica. 


     *A modo de aclaración de la sedimentación de las primeras unidades añadir que tanto la zona el Golfo de Adén como el Mar Rojo eran zonas topográficamente bajas (depresiones del terreno) lo que permitiría una sedimentación de materiales continentales y marinos someros posteriores con la subida del mar durante el Cretácico superior.



Bibliografía:

- Einsele; Springer, 2000. Sedimentary basins: evolution, facies and sediment budget (pg. 177-180)
- H.-J. Bayer et al.,1988. Sedimentary and structural evolution of the northwest Arabian Read Sea margin 
- F. Müller, Tectono-sedimentari models of rift basisns: the Gulf of Suez and the Northern Red Sea.

Contexto tectónico y origen de la cuenca del Mar Rojo

Esta entrada pretende contestar con una mínima precisión qué fue y a que evolucionará la cuenca del Mar Rojo.

En primer lugar, para contextualizar un poco, es importante tener en cuenta que el Mar Rojo tiene su origen en un rift continental que comenzó su actividad ígnea hace aproximadamente 60 Ma (Megrue et al. 1972), aunque su extensión tuvo lugar bastante después, en el Oligoceno (15-25 Ma), seguramente empezando esa apertura por el rift de Etiopía (Mckencie et al 1970). (El rift de Etiopía es uno de los tres brazos de la unión triple que más adelante se explica). Esta reactivación dura hasta nuestros días.

Los rifs continentales se forman al comienzo del Ciclo de Wilson, luego evolucionan hacia océano para más tarde formar un orógeno o un impactógeno. De modo resumido los rift pasan por 6 fases, de las cuales mencionaré únicamente las 4 primeras. En primer término tiene lugar una fase de graben, si la evolución tectónica se aborta el graben se convertirá en un aulacógeno (ejemplo clásico: canal de Benue); la segunda tiene como nombre el de nuestra cuenca, fase Mar Rojo, y se caracteriza por la formación de plataformas con sedimentos y el desarrollo una protocorteza oceánica central con una litología ígnea básica. Las siguientes fases constituyen el desarrollo de verdadera corteza oceánica con la evolución del rift continental hacia uno oceánico (dorsal con sus respectivas transformantes). Primero aparecerá un océano ancho (fase Golfo de Adén) y posteriormente un océano ancho ya con márgenes continentales pasivos.

Evolución de las tres ramas del Triángulo de Afar

Tectónicamente hablando la cuenca del Mar Rojo está asociada a un modelo de unión triple  de Burke y Dewey. Este modelo aplicado a nuestro ejemplo sitúa origen del Triángulo de Afar, al que pertenece nuestra cuenca, en el ascenso de una pluma mantélica a partir de la cual de generan una unión triple del tipo rrr (rift-rift-rift) (Burke &Dewey, 1973). El desarrollo del rift del Mar Rojo concuerda en gran medida con el modelo de cizalla simple  (Wernicke, 1985).

Modelo de cizalla simple (Wernicke, 1985)

Modelo de evolución de una unión triple a partir de una pluma mantélica (Burke &Dewey, 1973)

El Golfo del Mar Rojo del rift de Adén, que es como dentro de la tectónica a veces se le denomina a la zona,  es una placa con límite constructivo/transformarte activa, que se une con el sistema de dorsal del océano índico y proporciona una analogía moderna con el sistema de rift  que se formó como resultado de la rotura de Pangea.

Como resumen de esta entrada: el origen de la cuenca es tectónico (subsidencia tectónica) y actualmente se encuentra en la segunda etapa de de evolución de un rift continental. La litología del basamento, sobre el que se apoyarán los sedimentos propiamente de la cuenca, es volcánica basáltica (Makris &Rihm, 1991), aunque parte de las rocas que se forman es esta etapa se han clasificado como  protocorteza oceánica. Por otro lados los sedimentos se van depositando lentamente en los márgenes de la cuenca,  a ambos lados (en un futuro formaran plataformas continentales), ya está sigue creciendo por los esfuerzos distensivos o de estiramiento que sufre.

Velocidad a la que evolucionan los rifts de la unión triple de Afar

Por último solo añadir que dentro de la tectónica y el conocimiento general de geología el triágulo de Afar  (unión triple del Golfo de Adén, el Mar Rojo y el rift de Etiopía) tiene su importancia en cuanto que no hay otra unión triple activa que muestre la transición de un rift continental (Etiopía) a un océano (Golfo de Adén) tan bien.

La información que se ha utilizado para la redacción de la entrada, además de a partir de los artículos mencionados, ha sido consultada en el libro de Moores & Twiss (1995) Tectonics.

**Si queréis saber más sobre otras cuencas podéis consultar estos enlaces:

 -> Cuenca de Tarim

 -> Cuencas del oeste de USA

 -> Cuenca de Paraná

Una pequeña introducción

Al teclado Mar Simonet Roda, proyecto de geóloga y matriculada en la asignatura de Análisis de Cuencas y Paleogeografía, razón principal por la que me encuentro ahora mismo contándote todo esto. A lo largo de este cuatrimestre vas a tener la oportunidad de conocer con cierta profundidad datos de algunas de las cuencas sedimentarias de mayor relieve del globo accediendo a los distintos blogs que hemos creado para aplicar lo que vamos aprendiendo en la citada asignatura a las cuencas fósiles, o no, que podemos encontrar en los distintos continente.

Este blog en concreto está exclusivamente dedicado a las cuencas del valle Este del rift africano, unas cuencas de gran interés dada su actual actividad y su contexto tectónico. En concreto voy a escribir acerca de la cuenca del Mar Rojo,  extensión de este rift continental.

A modo de introducción.

El rift africano se encuentra, como antes he dicho, al este del continente africano. Tiene una edad temprana Neógena y se ha formado en una depresión o graben a raíz de un proceso de rifting continental que, como introduje, en la actualidad sigue activo. Este rift forma parte de un sistema mucho mayor, que se extiende a través de África central hacia el oeste, para unirse con el océano Atlántico a un lado y con el golfo del Mar Rojo de la placa de Adén por el otro.

Finalmente tras la introducción general y centrándonos en el Mar Rojo. Se trata de una cuenca oceánica estrecha que separa África de Arabia. Tiene aproximadamente 2.500 km de longitud y de 100 a 300 km de ancho, alcanzando a su vez una profundidad de 2.100 km. Geográficamente se encuentra  entre la península del Sinaí, el golfo de Aqaba y el de Suéz. Ya solo añadir que es una cuenca relativamente moderna de edad terciaria.

Adelanto un poco... la próxima entrada tratará de la historia geológica de la cuenca, un poco tectónica y sedimentación.