El modelo para las mineralizaciones asociadas a diapiros que han propuesto los distintos autores (p.e. Perthuisot et al., 1983; Posey et al., 1994; Sheppard et al., 1996) es básicamente el mismo. La secuencia de eventos necesarios para la formación de depósitos peridiapíricos comenzaría durante los primeros estadios de evolución de una cuenca sedimentaria extensiva, en la que tendría lugar la deposición de potentes formaciones evaporíticas, predominantemente salinas. El inicio y posterior desarrollo del diapirismo estaría relacionado con los procesos de subsidencia de la cuenca, la reactivación de accidentes del zócalo, y/o la inyección de fluidos en las evaporitas, tal como parecen evidenciar los siguientes hechos:
- En la Costa del Golfo, los episodios de mayor actividad diapírica coinciden con épocas de fuerte subsidencia y acumulación sedimentaria.
- Los diapiros del entorno Mediterráneo (Norte de África y el Sureste de Francia, pero también la CVC, como se verá más adelante) se distribuyen en alineaciones paralelas a la orientación de fallas de zócalo.
- En los diapiros del Norte de África y el Sureste de Francia, se han identificado entre tres y cuatro episodios de inyección de fluidos (atrapados en los minerales diagenéticos -cuarzo y dolomita- englobados en el Triásico), que han sido asociados con las principales etapas de actividad diapírica. Los principales gases asociados a estos fluidos parecen ser CO2 y N2.
Durante su ascenso, la masa salina arrastraría e incorporaría fragmentos de rocas del zócalo (lo que podría evidenciar un posible influjo profundo en el proceso) y de las paredes encajantes del diapiro. Los márgenes del diapiro constituyen unos excelentes conductos de fluidos, gracias a la brechificación causada en las rocas encajantes por el ascenso de la masa diapírica. Dichos fluidos tendrían un origen variado (figura 1.13): 1) Aguas subterráneas someras o marinas, que podrían penetrar en el entorno del
diapiro a través de fracturas en las rocas de la cúpula del diapiro.
2) Fluidos de baja densidad (hidrocarburos, H2S), que ascenderían primero siguiendo
el buzamiento de las formaciones sedimentarias deformadas alrededor de los domos, y posteriormente canalizados por los márgenes diapíricos, acompañados por sus salmueras de formación asociadas o por otros fluidos de cuenca.
3) Salmueras de cuenca, de origen profundo, con salinidades y temperaturas elevadas, y ricas en metales.
El cap rock se formaría poco después de la deposición de la sal, y de manera casi simultánea al inicio del diapirismo (Kyle y Posey, 1991; Posey et al., 1994), cerca de la superficie (en tierra firme o bajo el fondo marino) e incluso en la propia superficie (subaérea o en el fondo marino). En este ambiente, la halita interaccionaría con aguas subterráneas someras, subsaturadas en halita. La formación del cap rock de anhidrita tendría lugar por disolución de la sal y la acumulación residual de los minerales menos solubles, siguiendo una secuencia estratigráfica invertida. Simultáneamente, se produciría la interacción con salmueras metalíferas de origen profundo, lo que daría lugar a las primeras mineralizaciones bandeadas encajadas en la anhidrita. Posey et al.
(1994) no han encontrado ninguna evidencia que demuestre la participación de hidrocarburos en la precipitación de estas mineralizaciones, de manera que el H2S
necesario para la mineralización tuvo que ser transportado hasta el cap rock de anhidrita, pero no formado en él (Kyle y Agee, 1988).
Posteriormente, y en la zona superior del cap rock de anhidrita, podría desarrollarse un cap rock de calcita. Para ello, sería necesaria la interacción con hidrocarburos (petróleos y metano termogénico), que al llegar al ambiente poco profundo del cap rock, se mezclarían con las aguas subterráneas someras (figura 1.13), dando lugar a la reducción del sulfato. La mayoría de autores consideran procesos de SRB, dado que las temperaturas de atrape de las inclusiones fluidas en la calcita del cap rock son demasiado bajas (entre 60 y 70ºC en el domo de Damon Mound, Prikryl et al., 1988) como para justificar una SRT, aunque esta no pueda descartarse en casos particulares. Independientemente del tipo de sulfatorreducción, este proceso daría lugar a betunes residuales y proporcionaría CO2 y H2S. El CO2 daría lugar a la calcita del cap rock,
mientras que el H2S podría escapar del sistema, o bien generar azufre nativo o sulfuros,
en función de la disponibilidad de metales. Esta disponibilidad dependería del la inyección de salmueras metalíferas en el ambiente del cap rock. En estos casos, las temperaturas elevadas de las salmueras podrían haber hecho posible la reducción termoquímica del sulfato. Las mineralizaciones bandeadas del cap rock de calcita serían el resultado de la mezcla entre estas salmueras y las aguas subterráneas someras. En cuanto a las mineralizaciones de de tipo semimasivo y filoniano, parecen presentar temperaturas menores que las bandeadas (por debajo de 100ºC, ver tabla 1), tal vez en relación con una mayor proporción de aguas superficiales en la mezcla de fluidos.
Además de ascender por los márgenes diapíricos, los fluidos profundos podrían dispersarse a través de la porosidad de los sedimentos o bien ser canalizados por las fallas peridiapíricas. En este caso, se podrían generar mineralizaciones epigenéticas en los sedimentos peridiapíricos, en forma de diseminaciones, filones y cuerpos masivos o bien de tipo exhalativo (p. ej. Fm Bahloul). En ambos casos, el aporte de metales correspondería a las salmueras metalíferas, mientras que el azufre podría proceder de la reducción termoquímica del sulfato diapírico, o bien ser aportado por salmueras de cuenca ricas en H2S. En el caso de la mineralización encajada en la Fm Bahloul, y
aceptando su carácter exhalativo, el azufre también podría proceder de la reducción bacteriana in situ del sulfato marino Cretácico.
Para explicar las mineralizaciones de azufre nativo, formadas después que el cap rock de calcita, Posey y Kyle (1988) proponen la oxidación del H2S tras la entrada en el cap
rock de aguas meteóricas. Este mecanismo coincide con el propuesto para los depósitos de azufre asociados a yesos en Ucrania, Polonia y Oriente Próximo.
Durante el proceso de reducción (biogénica o termogénica) de los sulfatos en el cap rock, se produciría la extracción preferente del 32S, y un enriquecimiento del isótopo pesado en la porción de sulfatos no reducidos. Estos sulfatos podrían formar barita o celestina, lo que explicaría los valores extremadamente altos de δ34S obtenidos en estos minerales en algunas localidades tanto de la Costa del Golfo como en el Norte de África.
Hasta la fecha, no se conocen depósitos de metales base asociados a diapiros comparables en tamaño con los clásicos depósitos MVT, con los que muestran una estrecha relación, tanto mineralógica como genética. No se conoce ningún depósito asociado a diapiros con más de 15 Mt de sulfuros, cantidad muy por debajo de los tonelajes típicos en depósitos MVT. No obstante, el hecho de no haberse descubierto grandes depósitos metálicos asociados a diapiros salinos no significa que su existencia sea imposible. En la Costa del Golfo existen cap rocks con enormes depósitos de azufre nativo, como el domo de Boling, (unos 87 Mt de azufre), que si se hubieran combinado con metales, sería un depósito de sulfuros de un tamaño considerable. Sin embargo, y centrándose exclusivamente en el ambiente del cap rock, Posey et al. (1994) argumentan que el número de factores restrictivos para el desarrollo de una mineralización peridiapírica importante es mayor si se comparan con los sistemas MVT. En primer lugar, y suponiendo que la fuente principal de H2S consiste en la reducción
del sulfato diapírico, se necesita la presencia de materia orgánica como agente reductor, tanto si la reducción es biogénica como termoquímica. En consecuencia, el H2S
disponible está limitado por la cantidad de materia orgánica (por ejemplo hidrocarburos)
Figura 1.11. Modelo hidrodinámico esquemático en el que se representa la interacción de fluidos en
el entorno diapírico: aguas meteóricas frías y varios tipos de salmueras de cuenca de origen profundo, relativamente calientes, salinas y ricas en metales. Kyle y Agee (1988).
presentes en el sistema. En segundo lugar, para el desarrollo de un gran depósito, se requiere un mecanismo de conducción que garantice un flujo sostenido. En la Costa del Golfo, parece que el flujo por sobrepresión ha tenido un papel relativamente importante en los sistemas diapíricos. Sin embargo, se trata de un flujo de duración limitada, ya que los fluidos pueden ascender sólo mientras se mantengan las presiones de confinamiento. Si el mecanismo de conducción de fluidos fuese por gravedad (topográfico), la posibilidad de generar un flujo de larga duración sería mayor. Kyle y Posey (1991) no descartan la participación de flujos por gravedad en la Costa del Golfo, y de hecho sugieren que podría haber sido el principal mecanismo en el entorno Mediterráneo. Sin embargo, e independientemente del sistema de flujo, existe una última e importante limitación, ya que los sistemas diapíricos podrían ser autosellantes. Es posible que a partir de cierto momento, el cap rock de calcita actúe como sello, inhibiendo el flujo e incluso llegando a bloquearlo. Esto impediría el posterior desarrollo del cap rock y la mineralización.
Otra cuestión es la existencia limitada de mineralizaciones epigenéticas en los sedimentos peridiapíricos de la Costa del Golfo (Posey et al., 1994) y la aparente inexistencia de mineralizaciones exhalativas, a pesar de que en los fondos submarinos del Golfo de México existen focos de emisión de salmueras relacionados con el diapirismo (p.e. Roberts y Carney, 1997). En los diapiros norteafricanos, en los del SE de Francia y en los de la CVC, las mineralizaciones epigenéticas en sedimentos peridiapíricos son, aparentemente, las mejor desarrolladas. Sheppard et al. (1996) sugieren que la ausencia o presencia de este tipo de mineralizaciones podría estar en relación con la naturaleza de los sedimentos, principalmente siliciclásticos en la Costa del Golfo y ricos en carbonatos en el Norte de África, Sureste de Francia y CVC. Sin embargo, no parece que una explicación verosímil, dada la existencia de otras mineralizaciones de Zn-Pb encajadas en sedimentos detríticos, tales como Jinding, en Yunnan, China (alrededor de 220 Mt, Kyle y Li, 2002) o Laisvall, en Suecia (64 Mt, Richard et al., 1979). Por otro lado, los diapiros de la Costa del Golfo no afloran, mientras que la erosión ha desmantelado una importante sección de materiales en los diapiros Africanos y Europeos, dejando al descubierto unas mineralizaciones peridiapíricas que tal vez también podrían existir en la Costa del Golfo, pero a profundidades desconocidas (Perthuisot et al., 1983).
Resulta cuestionable la conveniencia de crear una categoría propia para los depósitos asociados a diapiros, en lugar de clasificarlos como un subtipo dentro de los MVT. Existen grandes similitudes (asociación mineral, texturas, tipo de fluidos, tipo de encajante, contexto geodinámico…) entre los depósitos peridiapíricos y los MVT “clásicos”. Warren (1997, 1999, 2000) destaca la relación genética que existe entre las evaporitas y algunos depósitos MVT, de manera que la clave para explicar determinadas mineralizaciones está en la disponibilidad de evaporitas, independientemente de su localización en diapiros (evaporitas alóctonas) o en su posición estratigráfica original (evaporitas autóctonas). Por otro lado, algunas de las características exclusivas de los depósitos asociados a diapiros (presencia de un cap rock, mineralizaciones bandeadas de celestina y azufre nativo encajadas en aquel, Kyle y Posey, 1991) se observan también en otros tipos de depósito:
- Existen mineralizaciones de celestina bandeadas asociadas a evaporitas no diapíricas (Dill et al, 2009)
- Se han descrito depósitos de azufre nativo en yesos no relacionados con diapiros, en los que además, se dan procesos de carbonatación, mediante el mismo mecanismo que da lugar a los cap rock de calcita (Pawlowski et al., 1979; Jassim et al., 1999; Andrejchuk y Klimchouk, 2001)
De manera consecuente con todas estas observaciones, actualmente existe consenso en incluir los depósitos asociados a diapiros dentro de la familia MVT (p.ej. Marques de Sá, 2008; Abidi et al. 2010; Bouhlel et al., 2016).