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.