Adaptive PPQ

Estrictamente hablando, la cuenca de la Costa del Golfo comprendería únicamente la región offshore del norte del Golfo de México. Sin embargo, y en un sentido más amplio, el término también incluye las cuencas onshore localizadas en Texas, Louisiana y Mississippi. Este sentido amplio es el que se usa en todos los trabajos consultados sobre el tema.

La estructura y arquitectura de la cuenca en la región de la Costa del Golfo es bien conocida, gracias a los datos (sondeos y perfiles sísmicos) relacionados con la industria petrolera. Aunque existen algunas publicaciones tempranas (Hanna y Wolf, 1934; Feely y Kulp, 1957), el verdadero interés por este tipo de mineralizaciones se despierta en los años 80, lo que dio lugar a cierto número de publicaciones entre las que destacan Price et al. (1983); Ulrich et al. (1984); Kyle y Price (1986); Kyle y Agee (1988); Posey y Kyle (1988); Sassen et al. (1988); Saunders et al. (1988); Kyle y Posey (1991); Kyle y Ulrich (1993); Saunders y Swann (1994) y Posey et al. (1994).

1.4.1.1. Geología de la cuenca

La cuenca de la Costa del Golfo consiste en una potente acumulación de rocas sedimentarias Mesozoicas y Cenozoicas (más de 8000 m) depositadas sobre un zócalo Precámbrico y Paleozoico en una cuenca relativamente estable pero en constante subsidencia extensiva. Tiene unas dimensiones de 600 x 1200 km, y está constituida por cuatro subcuencas principales (Cuenca de Este de Texas, Cuenca del Norte de Louisiana, Cuenca del Mississippi, y Cuenca de la Costa del Golfo -sensu stricto-) (figura 1.4). Se han documentado unos 500 diapiros constituidos por evaporitas de la Fm. Louann (Jurásico Medio). Los diapiros no afloran en superficie, y se distribuyen en tres cinturones: 1) un cinturón interior, constituido por las Cuenca del Este de Texas, las del Norte de Louisiana y la del Mississippi; 2) un cinturón medio, que incluye los domos de la plataforma interior y costera de Louisiana y Texas; y 3) un cinturón exterior que incluye casi toda la plataforma continental y el talud. Las estructuras salinas de los dos primeros cinturones son onshore, mientras que las del cinturón exterior son offshore. Todas ellas intruyen en sedimentos siliciclásticos con edades del Cretácico al Cuaternario.

El desarrollo de la cuenca empezó en el Triásico, al iniciarse un proceso de rifting continental y subsidencia crustal a lo largo de la antigua sutura de Sudamérica y Norteamérica, dando origen al proto-Golfo de México. Al Norte de éste, un rifting incipiente creó cuencas más pequeñas en el interior del continente (las actuales cuencas onshore de Texas, Louisiana y Mississippi). A continuación tuvo lugar la apertura del Atlántico Norte. En estas cuencas de rifting, y durante el Triásico Superior, se depositaron conglomerados, areniscas y arcillas rojas, acompañadas de intrusiones basálticas.

Hacia el Jurásico Medio el área del Golfo se convirtió en una amplia plataforma somera o quizá en un mar restringido donde se acumularon las evaporitas de la Fm. Louann, constituidas principalmente por halita masiva de grano grueso con cantidades menores de anhidrita. En la cuenca del Este de Texas se estima que alcanzaron unos 1500 m de potencia y en el centro del Golfo de México entre 3000 y 4000 m, si bien la morfología original ha sido profundamente alterada por la actividad halocinética. Según el modelo

Figura 1.4. Cuenca de la Costa del Golfo (Posey y Kyle, 1988). Se ha indicado la localización de los

diapiros mencionados en el texto. El corte N-S representa a la figura 1.5.

Figura 1.5. Corte general Norte-Sur de la Cuenca de la Costa del Golf (Posey et al., 1994; ver

localización en la figura 1.4). P: Paleozoico indiferenciado. T: Red beds del Triásico. J: Jurásico Medio(?)-Superior. KI: Cretácico Inferior. KS: Cretáco Superior. TI: Terciario Inferior. TS: Terciario Superior. Q: Cuaternario. En negro, evaporitas de la Formación Louann (Jurásico Medio).

propuesto por Fort et al. (2004) para regiones diapíricas en márgenes continentales pasivos, esta distribución desigual de grosores no estaría relacionada con la potencia de sedimento evaporítico original, sino que más bien sería la consecuencia de la migración de las evaporitas por flujo gravitacional hacia el centro de la cuenca.

Siguiendo la deposición de las evaporitas de la Fm. Louann, al final del Jurásico, se acumularon sedimentos carbonatados de ambiente marino somero. La carga de estos sedimentos inició la deformación de la Fm. Louann, y se empezaron a desarrollar estructuras salinas, que alcanzaron sus mayores proporciones de crecimiento en el Cretácico Inferior y Superior. El diapirismo continuó a lo largo del Terciario, un periodo en el que predomina la sedimentación clástica de carácter fluvio-deltaico, que actualmente continúa en la zona offshore. Estos materiales fluvio-deltaicos representan la sección principal de la Costa del Golfo, y constituyen un complejo sedimentario progradante que buza suavemente hacia el centro del Golfo (figura 1.5). Las fallas sinsedimentarias que lo intersectan, junto a los diapiros, representan las principales rutas de migración de fluidos (Posey et al., 1994)

El diapirismo en la Cuenca de la Costa del Golfo parece tener una gran relación con la carga sedimentaria. Por un lado, se trata de un fenómeno muy prolongado en el tiempo, pero de carácter episódico, de manera que las principales pulsaciones halocinéticas coinciden con las etapas de mayor tasa de acumulación sedimentaria. Por otro, se observa que los domos de las cuencas interiores se formaron antes que los del cinturón medio, en la actual línea de costa, mientras los domos offshore son los más recientes, siendo todavía activos en el centro de la cuenca. Este fenómeno está relacionado con la progradación de los sistemas fluviales, haciendo que el diapirismo se desplace hacia el centro de la cuenca a medida que la carga sedimentaria avanza (Posey y Kyle, 1988).

1.4.1.2. Principales depósitos asociados a diapiros de la Costa del Golfo

Aunque se han documentado sulfuros, barita y celestina en al menos 16 domos, no se han llegado a explotar en ninguno de ellos (Posey et al., 1994). Los domos de Hockley (Texas) y Winnfield (Louisiana) han sido los ejemplos mejor estudiados en la región. Las mineralizaciones de Zn-Pb-Fe del domo de Hazlehurst (Mississippi) también han sido objeto de estudio (Saunders y Swann, 1994), pero existen muy pocos datos en comparación con los dos casos anteriores. El domo de Tatum (Mississippi) contiene mineralizaciones de celestina y estroncianita en el cap rock bandeado de calcita, así como pequeñas cantidades de sulfuros (Saunders et al., 1988). También se ha documentado la presencia de trazas de sulfuros en Damon Mound, Texas (Kyle y Posey, 1991), pero no hay estudios sobre dichas mineralizaciones. El domo de Boling (Texas) contiene una importante acumulación de azufre nativo (Kyle y Posey, 1991; Posey et al., 1994), a pesar de lo cual no ha sido estudiado en detalle. El domo de Spindletop contiene depósitos de azufre nativo y barita (Kyle y Posey, 1991). La localización de los domos mencionados está indicada en la figura 1.4.

1.4.1.2.1. El domo de Hockley, Texas.

El domo de Hockley es una estructura con sección elíptica, orientada siguiendo la dirección NO-SE y con unas dimensiones de 4,4 km por 3 km. No existe ninguna expresión topográfica en superficie, a pesar de que el techo del cap rock está a unos 12 m de profundidad. El cap rock consta de la típica secuencia de calcita, yeso y anhidrita,

con una potencia total de más de 285 m, donde la anhidrita forma la mayor parte. La zona de calcita está muy brechificada y cementada por calcita, barita y cristales de azufre. Existen labores mineras subterráneas para la explotación de la sal, así como pequeño campo petrolífero en el flanco SO del diapiro. Durante los años 80, se realizaron 65 sondeos dentro de un programa de exploración para evaluar el potencial de Zn-Pb-Ag del cap rock de Hockley, campaña en la que se interceptaron un nivel de 5,5 m de potencia con un 7,1% de Zn+Pb y otro de 12 m con un 4,2%, así como 2 m con 200 ppm de Ag (Kyle y Posey, 1991; Posey et al., 1994). Los sondeos permitieron estimar un tonelaje de 13 Mt de sulfuros con una ley media de 3,1% de Zn+Pb, donde la relación Zn/Pb está alrededor de 3 a 1 (Wessel, 1983; Agee, 1990; ambos en Posey et al., 1994). Las mineralizaciones son del tipo estratoligado y encajan en el cap rock de anhidrita y de calcita. Están constituidas por pirita, marcasita, esfalerita coloforme y galena. Forman diseminaciones, localmente masivas, que reemplazan al encajante, pero también cementan fracturas y cavidades. La barita es un componente localmente abundante en el cap rock de calcita. Como minerales accesorios, se han descrito hauerita (MnS2) y acantita (Ag2S). También existen mineralizaciones de azufre nativo,

rellenando fracturas y cavidades en el cap rock de calcita. De manera local se han documentado concentraciones de sulfuros y barita en las unidades sedimentarias peridiapíricas por encima del cap rock y también en los flancos (Kyle y Agee, 1988; Kyle y Posey, 1991).

Las relaciones paragenéticas son muy complejas. Generalmente, los sulfuros de Fe parecen haber precipitado primero, seguidos de esfalerita y galena. A continuación precipitaron el azufre nativo, el sulfuro de Mn y los sulfatos. Sin embargo, esta secuencia general se habría repetido varias veces, dando lugar a unas relaciones entre minerales y sus encajantes difíciles de establecer (Posey y Kyle, 1988).

1.4.1.2.2. El domo de Winnfield, Louisiana

El cap rock del domo de Winnfield aflora en superficie. En el pasado existieron explotaciones subterráneas de sal, así como canteras para la extracción de carbonato, yeso y anhidrita del cap rock. Dicho cap rock consta de a) una zona superior de calcita con una potencia de 1 a 90 m, b) una zona irregular de yeso, que no siempre está presente, pero que puede llegar a los 10 m de potencia, y c) una zona basal de anhidrita de más de 100 m (Posey et al., 1994). La mineralización metálica en el cap rock de Winnfield está menos desarrollada que en Hockley, y consiste en una mineralización estratoligada, que encaja principalmente en la parte basal del cap rock de calcita. En general, consiste en sulfuros de Fe (pirrotina, pirita y marcasita), esfalerita, galena y barita, formando cuerpos lenticulares masivos. Existen trazas de mineralización a lo largo de todo el cap rock de anhidrita (Posey et al., 1994). Se han observado evidencias texturales que indican que la cristalización de la pirrotina y la formación progresiva del cap rock de anhidrita fue simultánea (Ulrich et al., 1984; Kyle et al., 1987, ambos en Posey et al., 1994). Las dataciones paleomagnéticas de esta pirrotina (Gose et al., 1985, en Posey et al., 1994) han permitido establecer que la formación del cap rock de anhidrita comenzó hace 157 Ma (Jurásico Superior, poco después de la deposición de las evaporitas) y continuó al menos hasta los 145 Ma (Cretácico Inferior).

1.4.1.2.3. El domo de Hazlehurst, Mississippi.

El domo de Hazlehurst está a unos 30 km al sur de Jackson, Mississippi, y se conoce muy poco sobre su tamaño y forma debido al número limitado de sondeos realizados. El cap rock está situado a unos 1400 m de profundidad, y consta de una zona superior de calcita y una inferior de anhidrita, sin zona de transición de yeso. La mayoría de los sondeos revelaron la presencia de trazas de sulfuros en el cap rock de calcita. Sin embargo, uno de ellos interceptó un tramo de 12 m con más del 50% en volumen de sulfuros metálicos en la sección basal del cap rock de calcita. Esta mineralización consiste en cuerpos de sulfuros masivos, tabulares de hasta 2 m de potencia y paralelos al bandeado del cap rock. Los sulfuros más abundantes son pirita y marcasita, mientras que esfalerita y galena solo predominan de manera local. En uno de los sondeos también se encontró un filón de 4 cm de potencia con pirita, marcasita, esfalerita, galena, barita, calcita y celestina, cortando una zona de sulfuros masivos con la misma asociación mineral (Saunders y Swann, 1994).

1.4.1.2.4. El domo de Tatum (Mississippi)

El domo de Tatum está situado en el margen sur de la Cuenca del Mississippi, y tiene una sección ligeramente elíptica. Su eje principal tiene una longitud de 1675 m, y el techo del domo está situado a 275 m de profundidad. El cap rock del domo de Tatum presenta una sección ideal, constituida por la zona de anhidrita (150 m de potencia), de yeso (potencia muy variable, de 0,5 a 28 m) y de calcita (hasta 60 m). Esta última está constituida por una zona superior abigarrada y una zona inferior bandeada. El cap rock abigarrado de calcita (de 15 a 20 m de potencia) está constituido por calcita de grano fino con cantidades menores de cuarzo detrítico y autigénico, sulfuros, estroncianita y celestina, así como filones y diseminaciones de material bituminoso. La zona bandeada de calcita (entre 6 y 12 m de potencia) está constituida por una alternancia centimétrica de bandas oscuras y claras. Las bandas oscuras están compuestas por calcita de grano fino y peloidal, betunes, cuarzo y sulfuros diseminados (principalmente pirita framboidal, pero también esfalerita y galena idiomórficas). Las bandas claras presentan cristales de calcita con un tamaño de grano grueso con cantidades variables de estroncianita y celestina, que localmente llegan a constituir más del 50% del cap rock bandeado de calcita (Saunders et al., 1988).

1.4.1.2.5. El domo de Boling (Texas)

Situado en la zona onshore de la Cuenca de la Costa del Golfo sensu stricto (ver figura 1.4), el domo de Boling tiene una sección ligeramente elíptica, orientada según la dirección ONO-ESE, con el eje mayor de unos 7,7 km y el menor de 5,5 km. El cap rock está a situado a más de 500 m de profundidad, y está constituido por una zona superior de calcita y una inferior de anhidrita, sin zona de yeso. Contiene el mayor depósito de azufre nativo de la Costa del Golfo, con unas 87 Mt (Kyle, 2000), localizado en el flanco SE, entre la zona inferior del cap rock de calcita y la zona superior del de anhidrita. El azufre es la última fase en precipitar: rellena cavidades y reemplaza parcialmente a calcita y anhidrita. También existen varios reservorios de petróleo, situados en los flancos S y E (Kyle y Posey, 1991).