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CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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Una publicación de la Universidad Autónoma de Nuevo León

Mtro. Rogelio Garza Rivera Rector M.A. Carmen del Rosario de la Fuente García Secretaria general Dr. Sergio S. Fernández Delgadillo Secretario de investigación, innovación y sustentabilidad Directora: Dra. Patricia del Carmen Zambrano Robledo Editor responsable: Lic. José Eduardo Estrada Loyo Consejo Editorial Dr. Sergio Estrada Parra / Dr. Jorge Flores Valdés / Dr. Miguel José Yacamán / Dr. Juan Manuel Alcocer González / Dr. Ruy Pérez Tamayo / Dr. Bruno A. Escalante Acosta / Dr. José Mario Molina-Pasquel Henríquez Asistente editorial: Jessica Yadira Martínez Flores Diseño: Emanuel García

Corrección y revisión bibliográfica: Luis Enrique Gómez Vanegas Abstracts: José Ángel Garza Cantú Coeditora: Melissa del Carmen Martínez Torres

Portada: Francisco Barragán Codina Webmaster: Mayra Silva Almanza Asistente administrativo: Claudia I. Moreno Alcocer Arte y diseño página web: Rodrigo Soto Moreno Servicio social: Elizabeth Sauceda Mora, Emily Monserrat Vázquez Cano

Ciencia UANL Revista de divulgación científica y tecnológica Universidad Autónoma de Nuevo León, Año 19, Nº 82, noviembre– diciembre de 2016. Es una publicación bimestral, editada por la Universidad Autónoma de Nuevo León, a través de la Dirección de Investigación. Domicilio de la publicación: Biblioteca Universitaria Raúl Rangel Frías, Alfonso Reyes 4000 norte, 5º piso, Monterrey, Nuevo León, México, C.P. 64290. Teléfono: + 52 81 83294236. Fax: + 52 81 83296623. Editor responsable: Lic. José Eduardo Estrada Loyo. Reserva de derechos al uso exclusivo No. 04-2013-062514034400-102. ISSN: 2007-1175 ambos otorgados por el Instituto Nacional del Derecho de Autor, Licitud de Título y Contenido No. 16547. Registro de marca ante el Instituto Mexicano de la Propiedad Industrial: 1437043. Impresa por: Serna Impresos, S.A. de C.V., Vallarta 345 Sur, Centro, C.P. 64000, Monterrey, Nuevo León, México. Fecha de terminación de impresión: 7 de noviembre de 2016, tiraje: 2,500 ejemplares. Distribuido por: Universidad Autónoma de Nuevo León, a través de la Dirección de Investigación, Alfonso Reyes 4000 norte, 5º piso, Monterrey, Nuevo León, México, C.P. 64290. Las opiniones y contenidos expresados en los artículos son responsabilidad exclusiva de los autores y no necesariamente reflejan la postura del editor de la publicación. Prohibida su reproducción total o parcial, en cualquier forma o medio, del contenido editorial de este número. Publicación indexada al Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología, LATINDEX, CUIDEN, PERIÓDICA, Actualidad Iberoamericana, Biblat. Impreso en México Todos los derechos reservados © Copyright 2016 revista.ciencia@uanl.mx revista.ciencia@gmail.com

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CiENCiAUANL Comité editorial CiENCiAUANL COMITÉ CIENCIAS DE LA SALUD COORDINADORA: Dra. Lourdes Garza Ocañas / UANL MIEMBROS: Dr. César González Bonilla / CVEAC Dr. Fernando Larrea Gallo / Instituto Nacional de Ciencias Médicas y Nutrición Salvador Zubirán Dr. Félix Recillas-Targa / UNAM Dr. Ruy Pérez Monfort / UNAM Dra. Noemí Waksman de Torres / UANL Dr. José Carlos Jaime Pérez / UANL Joseph Varon / The University of Texas Health Science Center- EUA Dra. Rocío Castro Ríos/ UANL   Carlos López Otín / Universidad de OviedoEspaña   María E. Magallanes Lundback / Michigan State University, EUA Dr. Maximiliano Asomoza Palacios / UAM   COMITÉ CIENCIAS EXACTAS COORDINADORA: Dra. Ma. Aracelia Alcorta García / UANL MIEMBROS: Dr. Gerardo Romero Galván / UAT Dr. Ricardo Rangel Segura /Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo, Morelia Dr. Rodolfo Cortes Martínez / CICESE, Unidad Monterrey Dr. Víctor Coello / CICESE, Unidad Monterrey Dr. Enrique Raúl Villa Diharce / CIMAT, Guanajuato Dr. Óscar Susano Dalmau Cedeño / CIMAT, Guanajuato Dr. Martín Eduardo Frías Armenta / Universidad de Sonora Dra. Nora Elizondo Villarreal / UANL Dr. Jorge X. Velasco Hernández / UNAM

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COMITÉ CIENCIAS AGROPECUARIAS COORDINADOR: Dr. Roque Gonzalo Ramírez Lozano / UANL MIEMBROS: Dr. Jairo Iván Aguilera Soto / UAZ Dr. Miguel Mellado Bosque / Universidad Autónoma Agraria Antonio Narro Dr. Luis Ángel Rodríguez Del Bosque / INIFAP Dr. Manuel González Ronquillo / UAEM Dr. Rafael Ramírez Romero / UANL Dra. Katiushka Arévalo Niño / UANL Dr. Luis Edgar Rodríguez Tovar / UANL COMITÉ HUMANIDADES Y DIVULGACIÓN DE LA CIENCIA COORDINADOR: Dr. Óscar Flores Torres / Universidad Autónoma de Coahuila MIEMBROS: Dra. Magda Yadira Robles Garza / UDEM Dr. Francisco Xavier Moyssén Lechuga / Asociación Internacional de Críticos de Arte, Capítulo México Dr. José Javier Villarreal Álvarez Tostado/ UANL Dr. José Roberto Mendirichaga Dalzell / Grupo Milenio Monterrey Dr. Víctor Zorrilla Garza / Universidad Panamericana, Liceo Monterrey Roberto Rebolloso / UANL Dra. Lilia López Vera / UANL Lic. José Lorenzo Encinas Garza / Grupo Milenio M.L.E. Minerva M. Villarreal Rodríguez / UANL COMITÉ CIENCIAS NATURALES COORDINADOR: Dr. Rahim Foroughbakhch Pournavab / UANL MIEMBROS: Dra. Lorena Ruiz Montoya / Ecosur Dra. Paula Lidia Enríquez Rocha / Ecosur Dr. Juan Carlos Noa-Carrazana / Universidad Veracruzana

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CiENCiAUANL Comité editorial CiENCiAUANL Dr. Adalberto Benavides Mendoza / UANL Dr. Juan Antonio Villanueva Jiménez / Colegio de Posgraduados Dr. Joel David Flores Rivas / Instituto Potosino de Investigación Científica y Tecnológica Dra. Patricia Tamez Guerra / UANL Dr. José Ma. Viader Salvadó / UANL Dr. José Santos García Alvarado / UANL Dr. Enrique Jurado Ybarra / UANL Dr. Glafiro Alanís Flores / UANL Dr. David Lazcano / UANL Dr. Javier Jiménez Pérez / UANL COMITÉ CIENCIAS SOCIALES COORDINADORA: Dra. Veronika Sieglin / UANL MIEMBROS: Dra. Rosa María Chávez Dagostino / Universidad de Guadalajara Dra. Irma Lorena Acosta Reveles / UAZ Dr. Daniel González / Universidad de Guadalajara Dra. Georgina Sánchez Ramírez / CFS Dr. Mario Italo Cerutti Pignat / UANL Dra. Teresa Elizabeth Cueva-Luna / CFN Dr. Pedro César Cantú Martínez / UANL Dr. Armando V. Flores Salazar / UANL Dra. Guadalupe Ruiz Cuéllar / Universidad Autónoma de Aguascalientes Dr. Héctor Manuel Jacobo García / Universidad Autónoma de Sinaloa Dr. Cirilo Humberto García Cadena / UANL Dr. José Antonio Padilla Arroyo / UAEM Dra. Lya Margarita Niño Contreras / UABC Dra. María Guadalupe Rodríguez Bulnes / UANL Dra. Leticia Romero / Universidad Autónoma de Tabasco COMITÉ INGENIERÍA Y TECNOLOGÍA COORDINADORA: Dra. María Idalia del Consuelo Gómez de la Fuente / UANL

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MIEMBROS: Dr. Raymundo Arroyave / Texas A&M University, EUA Dr. Lucio Iurman / Universidad Nacional del Sur, Argentina Dr. José María Cabrera Marrero / Centro Tecnológico de Manresa, España Dr. Dionisio Antonio Laverde Catano / Universidad Industrial de Santander, Colombia Dr. Héctor D. Mansilla González / Universidad de Concepción, Chile Dr. Jesús de León Morales / UANL Dr. Mikhail Valentinovich Basin / UANL Dr. Juan Antonio Aguilar Garib / UANL Dr. Rafael Colás Ortiz / UANL Dra. Leticia Myriam Torres Guerra / UANL Dr. Konstantin Sobolev / UANL Dr. Maximiliano Asomoza Palacios / UANL Dr. Boris Ildusovich Kharissov / UANL Dr. Azael Martínez de la Cruz / UANL Dr. Héctor de León Gómez / UANL Dra. Yolanda Peña Méndez / UANL COMITÉ CIENCIAS DE LA TIERRA COORDINADOR: Dr. Carlos Gilberto Aguilar Madera / UANL MIEMBROS: Dr. Yam Zul Ernesto Ocampo Díaz / UASLP Dr. Gabriel Valdéz Moreno / Universidad Autónoma de Guerrero Dr. Antonio Cardona Benavides / UASLP Dr. Martin Alberto Díaz Viera / IMP Dr. Alberto Blanco Piñón / UAEH Dr. Juan Martin Gómez González / UNAM Dra. Elizabeth Chacón Baca / UANL Dr. Fernando Velazco Tapia / UANL Dr. Gabriel Chávez Cabello / UANL Dr. Javier Aguilar Pérez / UANL Dr. Uwe Jenchen / UANL Dra. Yolanda Pichardo Barrón / UANL

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CiENCiAUANL CONTENIDO 82

EDITORIAL /7 9/ Ciencia y Sociedad El universo o nada. Biografía del estrellero Guillermo Haro. Elena Poniastowska

12/ Línea del tiempo La Hacienda de Guadalupe, desde los Jesuitas hasta la UANL (1667-2016). Virginia Guadalupe Cuéllar Treviño, Gabriel Chávez

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19/ Sustentabilidad La conservación de la biodiversidad actual mediante el uso de líneas de base ecológica. Ariadna L. Merlín Hernández, Rosalía Guerrero Arenas

24/ Tendencias Educativas Fuerza de trabajo en las geociencias: extractivismo, remediación, regeneración y replicación. Igor Ishi Rubio Cisneros

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SECCIÓN ACADÉMICA /29 30/ TEORÍA DE LA RELATIVIDAD. ESPACIO-TIEMPO, GEOMETRÍA Y GRAVITACIÓN. Hernando Quevedo 36/ ESTIMACIÓN DE POROSIDAD ARENISCA A PARTIR DE MICROGRAFÍAS DIGITALES UTILIZANDO R-STUDIO Jorge

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Alberto Briones Carrillo, Roberto Soto Villalobos, Carlos Gilberto Aguilar Madera, Andrés Ramos Ledezma, José Olegario Rodríguez Gómez, Armando Rodríguez Ledezma

41/ MOVIMIENTOS EN MASA, UN RIESGO GEOLÓGICO LATENTE EN EL ÁREA METROPOLITANA DE MONTERREY, N.L., MÉXICO José Rosbel Chapa Guerrero, Sóstenes Méndez 44 CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Delgado, Gabriel Chávez Cabello, Rosbell Ivan Chapa Arce, Sergio E. Ibarra Martínez. 5


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46/ USO GEOTÉRMICO DE POZOS DE PETRÓLEO Y GAS ABANDONADOS. REPORTE DE CAMPO: ALEMANIA. Dieter Michalzik, Marcus Meisel, Jens Steffahn

83/ Curiosidad Crustáceos fósiles de Nuevo León y Coahuila. José Luis Martínez Díaz, Claudio de León Dávila, Francisco J. Vega

88/ Bitácora

52/ PEDERNALES DE RADIOLARIOS Y SUS ROCAS SILÍCEAS ASOCIADAS DEL MACIZO RHENANO Y LAS MONTAÑAS DEL HARTZ, CARBONÍFERO INFERIOR, ALEMANIA. Hanz-Jürgen Gursky 64/ EL TRIÁSICO SUPERIOR EN EL NORESTE DE MÉXICO: RÍOS Y MARGEN CONTINENTAL AL OESTE DE PANGEA. José Rafael Barbosa Gudiño 70/ LA SIERRA MADRE ORIENTAL DE MÉXICO, UN CINTURÓN OROGÉNICO DE PLIEGUES Y CABALGADURAS DE LA CORDILLERA DE NORTEAMÉRICA. Gabriel Chávez Cabello

Geobiología del cretácico. Alejandra Guadalupe Gutiérrez Alejandro, Elizabeth Chacón- Baca

94/ Al pie de la letra Y sin embargo se mueve. Paulina Cuevas Castellanos

95/ Ciencia en breve Luis Gómez 102/ Colaboradores

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79/ Tópicos La costa de Nuevo León: una mirada hacia el pasado geológico del estado. Felipe de Jesús Torres de la Cruz, María Isabel Hernández Ocaña

92 NUESTRA PORTADA Falla normal en eolianitas de las Capas Colorado del Jurásico Superior. Afloramiento en la localidad de Potrero Colorado, Cuatrociénegas de Carranza, Coahuila, México (Foto tomada por Dr. Gabriel Chávez Cabello, Práctica Geológica y Mineralógica de Campo Gpos. 008 y 009 Marzo 2017). 6

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Editorial Sóstenes Méndez Delgado*

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a Facultad de Ciencias de la Tierra de la Universidad Autónoma de Nuevo León fue el resultado de un proceso de descentralización de la UANL hacia Linares, Nuevo León. En Sesión Solemne del 23 de marzo de 1981, siendo rector el Dr. Alfredo Piñeyro López, el Honorable Consejo Universitario de la UANL aprobó un dictamen presentado por la Comisión Académica con la relación al proyecto de creación (en la ciudad de Linares, N.L.) del Instituto de Geología y Minerología del Instituto de Silvicultura y Manejo de Recursos Renovables.

grado de Alemania; así como la movilidad de estudiantes de México para formarse en posgrados en universidades alemanas. El primer grupo de profesores investigadores estuvo liderado por el Dr. Peter Meiburg por la parte alemana, y el Ing. Benito Muñoz Hernández como coordinador del Instituto de Geología y Mineralogía.

En sesión del 17 de junio de 1983, el H. Consejo Universitario aprobó elevar al rango de Facultad de Ciencias de la Tierra el Instituto de Geología y Mineralogía y la creación de las carreras de licenciado en ciencias de la tierra con especialización en: a) geólogo, b) El Proyecto Linares nació con un modelo mineralogista y c) geofísico. El primer direcde educación en el que la investigación cien- tor electo fue el Ing. Gregorio Farías Longotífica fuese el núcleo del proceso enseñan- ria, quien tomó protesta como director el 7 de za-aprendizaje. Al tener en mente carreras que marzo de 1984. no existían en la UANL, se debería contar con A 35 años de la creación del Instituto de infraestructura adecuada y profesores, por lo que el Instituto de Geología y Mineralogía se Geología y Mineralogía, predecesor de la Faencargaría de preparar el camino a la FCT, ini- cultad de Ciencias de la Tierra, se presenta el ciando con un plan de formación de personal primer número de aniversario Celebrando 35 docente. En el verano de 1981, la UANL esta- años de la presencia de las geociencias en la bleció un convenio con la Sociedad Alemana UANL y el estado de Nuevo León. En este pride Cooperación Técnica (GTZ, por sus siglas mer número especial, de una serie de dos, me en alemán), con la finalidad de permitir la da gusto presentar las contribuciones compilamovilidad de profesores y estudiantes de pos- das, ya que varias de ellas tienen, además del * Universidad Autónoma de Nuevo León, FCT. Contacto: sostenes.mendezdl@uanl.edu.mx CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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valor académico, un valor especial por tratarse de profesores investigadores pioneros de esta facultad. A esta celebración se han sumado además exalumnos y alumnos de la Facultad de Ciencias de la Tierra; también profesores e investigadores de otras instituciones, quienes contribuyen con temas relacionados a las geociencias. Agradecemos particularmente la participación de H. Gursky y D. Michalzik, ambos miembros del grupo pionero de docentes durante los inicios de la FCT.

uno de nuestros laboratorios naturales; entre estos podemos nombrar a R. Barboza Gudiño, J.R. Chapa Guerrero, G. Chávez Cabello, C. de León Dávila, S. Eguiluz de Antuñano, J.L. Martínez Díaz, F. Vega Vera y F. Torres de la Cruz. Otros autores exhiben trabajos de geociencias en general: J.A. Briones Carrillo, E. Chacón Baca, R. Guerrero Arenas, A.G. Gutiérrez Alejandro y A.L. Merlín Hernández. Las secciones regulares de la revista son presentadas por los autores: P. Cuevas Castellanos, V.G. Cuéllar Treviño e I. Rubio CisEn este número, Michalzik et al., ofrecen un neros. De manera muy especial agradecemos uso geotérmico alternativo de pozos de aceite la participación de la Dra. Elena Poniatowska y gas abandonados; Hans Gursky nos presenta Amor, quien obsequia una breve pero signifiun panorama completo sobre los pedernales cativa reseña de Guillermo Haro, un visionade radiolarios de varias localidades de Ale- rio académico que supo cristalizar un sueño de mania. Participan investigadores con artícu- superación científica para Tonantzintla. los relacionados con la Sierra Madre Oriental,

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CIENCIA Y SOCIEDAD

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e dice que un hombre es genial en la ciencia si tiene tres buenas ideas. Si tiene más de cuatro podría comparársele a Newton. En el caso de Guillermo Haro, según el doctor Emmanuel Méndez Palma, tuvo más de cuatro ideas fantásticas desde el momento en que exploró con la cámara Schmidt el cielo del norte que él observó encima del pueblo de Tonantzintla, Puebla. Tomó miles de placas en 1942 en plena guerra mundial descubrió los objetos Herbig-Haro HH1 y HH2 que nos dan la posibilidad de saber la edad del universo y cómo se formó. Desde que era un niño, Guillermo Haro le dijo a su madre Leonor: “Voy a descubrir cómo nace una estrella”. ¿Qué significó Guillermo Haro para la ciencia de nuestro país? *CIENCIA Contacto: baicalia_2012@gmail.com UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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¿Qué hizo por México? Nacido el 21 de marzo de 1942, su madre le puso Benito por Benito Juárez. Una tarde, el niño le preguntó dónde se acababa el mundo y decidió llevarlo “más lejos de lo que se ve a simple vista”. A partir de su encuentro con el cielo y con los grandes astrónomos de su época, Guillermo Haro decidió ocuparse de todas las cosas del cielo y se hizo amigo de astrónomos como Harlow Shapley, el inglés Fred Hoyle, el hindú Subrahmanyan Chandrasekhar, y sobre todo el ruso Viktor Ambartsumian; Guillermo acendró su capacidad de discusión. Si antes retó a sus maestros, más tarde desafió a sus estudiantes y los envió a las grandes universidades de Estados Unidos y Europa a que se midieran con los mejores. Los acompañó con cartas, becas y amonestaciones. Discutió con ellos porque de la curiosidad y de la crítica nace el conocimiento. Desde muy jóvenes, sus discípulos se acostumbraron a preguntar por qué y para qué estamos aquí sobre la tierra.

HACER PREGUNTAS ES UNA SEÑAL DE INTELIGENCIA Preguntaron “¿Cómo?, ¿dónde?, ¿cuándo?, ¿por qué? y ¿para qué?”. Quisieron servir a su país con su cerebro, sus ojos, su lengua, sus manos y sus pies de explorador. Su voluntad los convirtió en creadores. Conocieron a los habitantes de otros países de la Tierra que hablaban otros idiomas y tenían otras costumbres y su vida se hizo fascinante. Pudieron también aprender de otros pueblos, confrontar otras ideas, creencias, rituales e incluso magia. Alimentaron su cerebro como lo pedían los Beatles, se enriquecieron a sí mismos, enriquecieron a su país y se crearon otra vida a diferencia de la vida que ahora tenemos y que muchas veces, para nuestra gran desilusión, se alimenta de la tele y de los celulares, los juegos y las voraces maquinitas tragamonedas que en lugar de hacer crecer la imaginación la inhiben y en muchos casos la asfixian. * Contacto: baicalia_2012gmail.com

Guillermo Haro siempre puso en duda lo establecido y jamás olvidó leer el cielo nocturno. En Tonantzintla, Guillermo Haro pasó los mejores años de su vida y con la cámara Schmidt enfocada al cielo nocturno descubrió estrellas azules, cometas y objetos que llevan su nombre: Herbig-Haro. También aprendió de la sabiduría popular porque Toñita, la muchacha que hacía las mejores quesadillas de hongos del estado de Puebla, le advertía a las cinco de la tarde: “Hoy en la noche, no va a poder observar”, y Guillermo le preguntaba sorprendido: “¿Por qué, Toñita?”; “Porque las moscas andan volando muy bajo”. 10

Nadie más preocupado que Haro por vivir no sólo la realidad de México, sino por comprender qué posición teníamos en el cosmos. Estudiaba astronomía para explicarse el porqué de nuestro atraso y cuál podría ser la solución. Le angustiaba que México no compitiera con el resto del mundo, quería irse a dormir sabiendo que todos habíamos comido más o menos lo mismo. Interrogaba al Popo y a su mujer la Iztaccíhuatl y contemplaba a las estrellas de la Vía Láctea todas las noches. Amaba al gran valle de Cholula. Amaba a las nubes de Escorpión y Sagitario y a los niños que son pequeñas galaxias frente a los pupitres de la escuela que él construyó. Se preocupaba por Carina en el cielo, pero también les aconsejó a los Toxqui, los Tecuatl, los Tepancuatl que sembraran flores para vivir mejor y les consiguió camionetas que transportaran grandes ramos de delfinios a México. Descubrió los objetos azules y el cometa que lleva su nombre, contempló la estrella Polar a diecinueve grados sobre el horizonte Norte y se le reveló un extremo de la nave del gran portugués Magallanes que se pierde en la Cruz del Sur, pero también supo ayudar a vivir al valle de Cholula en el que las siluetas del Popocatépetl, del Iztaccíhuatl, de la Malinche y del Pico de Orizaba forman en la lejanía el este y el oeste. Aprendió pronto que cuando los volcanes se dibujan con nitidez, la noche de observación es buena. Según dos de sus grandes discípulos y miembros de El Colegio Nacional, Manuel Peimbert Sierra y Luis Felipe Rodríguez, quien dirige un centro científico en Morelia, gracias a Guillermo Haro, de tan sólo cinco astrónomos pasaron a 240 en la actualidad. Del INAOE (Instituto Nacional de Astrofísica Óptica y Electrónica) fundado por él, han salido 250 doctores en óptica, tras de dos jóvenes excepcionales, Alejandro Cornejo y Daniel Malacara, que hoy dirige un centro de óptica en León, Guanajuato. Impulsó la ciencia en el interior del país. Haro no sólo se ocupó del cielo, fundó el INIC (Instituto Nacional de la Investigación Científica), antecesor del actual Conacyt e impulsó con coraje y lucidez la editorial Siglo XXI, cuya primera sede fue la de la calle de Morena número 430. Fue el miembro más joven de El Colegio Nacional al que ingresó con sólo 40 años, el 6 de julio de 1953 a las 8 de la noche y fue recibido por su querido Alfonso Reyes, quien habló del átomo y la estrella. En los treinta, cuarenta y cincuenta, los jóvenes se encaminaban al corral de Leyes y lo que menos les importaba era que la Tierra fuera o no el centro de la creación. Hoy, la matrícula de las carreras científicas en la UNAM es superior a 300 aspirantes.

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GUILLERMO HARO FUE UNO DE LOS POCOS MEXICANOS CON IMPACTO INTERNACIONAL Como lo dice el doctor José Franco, exdirector de “Universum”, dentro de la UNAM, Mario Molina no es el único. Guillermo Haro recibió el Lomonosov, el Premio Nobel Ruso, y si ahora los científicos mexicanos pueden ver más lejos es porque están parados en hombros de seres excepcionales que supieron construir instituciones como el Conacyt y lograron, entre otras cosas, que San Pedro Mártir, iniciado por Haro y terminado por Arcadio Poveda, fuera uno de los cuatro mejores observatorios del mundo. ¿Qué significa saber de estrellas? Todos venimos de la misma explosión, conocer una estrella es conocerse a sí mismo. Nuestra energía, nuestro metabolismo, nuestro calor, es parte de la radiación de los astros. Nuestras células son organismos vivos con reacciones bioquímicas como el gas de las constelaciones. Lo de arriba es lo de abajo. Las pirámides de Egipto, las de Chichén Itzá, las de Teotihuacan corresponden al mismo designio. Más que una creencia religiosa, irse al cielo es la certeza del regreso al seno materno. Durante un homenaje en el Colegio Nacional en el que Felipe Haro mostró la película sobre su padre, En el cielo y en la tierra, la doctora en economía y mi amiga, Ifigenia Martínez, le preguntó a Manuel Peimbert un tanto despectivamente cuál podía ser la aplicación del estudio de los astros al bienestar de la humanidad, y el sabio respondió que la astronomía no sólo gira en torno a las estrellas para saber de dónde venimos, sino que tiene aplicaciones como la óptica, la electrónica, la computación. En los chips de un teléfono celular hay astrofísica, en un microondas hay astrofísica, en una computadora hay astrofísica, en todas las instancias de nuestra vida está la astrofísica. Los astrónomos necesitan los espejos que sólo la óptica puede proveer y nosotros necesitamos vidrio óptico, anteojos, lámparas de quirófano, computadoras, tablets, lupas, teléfonos, celulares y hasta los satélites con los que nos espían y Obama se disculpa diciendo que él no fue. ¿Cómo integrar la ciencia al crecimiento del país y cómo lograr que la industria contribuya al adelanto de la ciencia? Fue la inquietud de Guillermo Haro que exigía la creación de laboratorios para que los jóvenes

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que habían terminado su doctorado en las universidades más reconocidas del extranjero regresaran a México. Descentralizar la educación superior, impulsarla en provincia, luchar contra la desidia y la politiquería, crear un movimiento científico en todo el país fue uno de sus esfuerzos constantes y desesperados porque le angustiaba el retraso mental y la falta de visión de nuestros políticos y nuestros empresarios. Le consolaba que la ciencia fuera un proceso infinito que los científicos van encadenando. Los conocimientos van avanzando, cada día se sabe más, cada hora puede añadirse un nuevo descubrimiento que modifique la realidad. A diferencia de una obra literaria, a la ciencia no puede dársele un punto final. “El que venga después de mí irá mucho más lejos, así como yo fui más lejos que mi antecesor”. Como lo dijo el Case Institute Of Technology de Cleveland al concederle el grado honorario de doctor en ciencias, Guillermo Haro dedicó su vida a la ilustración de sus semejantes. Su curiosidad natural y su enorme coraje lo llevaron a notables descubrimientos astronómicos y a ser pionero en la comprensión de la teoría de formaciones de estrellas y en la evolución estelar. Su trabajo le dio renombre a la UNAM y a México. “En los años futuros, estudiantes y astrónomos de muchas naciones serán beneficiados con los estudios y descubrimientos de usted, doctor Haro”, reconocieron los astrónomos de las universidades del mundo y, por eso mismo, los rusos le concedieron el Premio Lomonosov que equivale al Nobel en el campo de la ciencia. Guillermo Haro entregó su vida a la astronomía, puso la ciencia de México a nivel de los países desarrollados, hizo investigación de vanguardia con los medios de un país del tercer mundo y le hizo un bien a México, a sus discípulos, a quienes lo siguieron, a quienes creyeron en él, a quienes lo amaron y a quienes no lo amaron por regañón. El universo o nada, biografía del estrellero Guillermo Haro es la historia de sus horas, sus trabajos y sus días, en resumen, de su vida que terminó demasiado pronto, cuando tenía 75 años. Es también un homenaje a su fuerza de carácter y a su capacidad de visionario. Pensó en los demás antes que en él mismo y forjó a toda una generación de jóvenes dispuestos a regresar a México después de doctorarse en Estados Unidos y en Europa, hombres y mujeres que aman a su país por encima de sus propios intereses.

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Línea del tiempo

La Hacienda de Guadalupe, desde los jesuitas hasta la

UANL (1667-2016)

Virginia Guadalupe Cuéllar Treviño*, Gabriel Chávez Cabello*

aremos un breve recorrido histórico sobre la Hacienda de Guadalupe, hoy orgullosamente las instalaciones de la Facultad de Ciencias de la Tierra de la Universidad Autónoma de Nuevo León, nuestra alma máter. Llegó a la Nueva España un rico minero español, el capitán don Alonso de Villaseca, quien mandó construir esta hermosa pieza arquitectónica de paredes de sillar, techos de terrado y columnas abultadas (figura 1). El escenario colonial del siglo XVII fue testigo fiel de la edificación de la Hacienda y de su fundación en 1667. Su nombre hace honor a la devoción que ya se guardaba por la Virgen de Guadalupe.

A mediados del siglo XVII se vivían tiempos difíciles por estas tierras, por un lado se encontraban los indígenas Chichimecas, nativos de la región, y por el otro los españoles y sus mayordomos. En vista de que los Chichimecas se encontraban resentidos por los malos tratos de los españoles, don Alonso de Villaseca llegó a la conclusión de que la única forma de tranquilizar el espíritu enardecido de los naturales era mediante la catequesis o evangelización, por lo que pasando algunos años, donó la Hacienda de Guadalupe a los jesuitas que provenían de Querétaro, con la finalidad de que convirtieran al cristianismo a los indios alzados de la región, para poder llevar una convivencia pacífica.

Así, la Hacienda de Guadalupe pasaría a ser el centro de evangelización de la cofradía jesuita, quienes habían llegado a la Nueva España desde fines del siglo XVI. Para 1626 las tareas evangelizadoras del Colegio de Jesús de Querétaro se habían extendido por todo el altiplano y alcanzaban ya los llanos del sur del Nuevo Reino de León. Cabe destacar que en este trabajo se especula el tiempo en el que la capilla fue construida, probablemente no fue hasta que la Hacienda fue donada a los jesuitas, ya que ésta no está integrada al patio de paredes de sillar que rodea al casco principal; posiblemente la capilla, así como el acueducto que impulsaba el trapiche del antiguo molino localizado a 900 m de la Hacienda, son obras arquitectóniFigura 1. Fachada actual de la Hacienda de Guadalupe y su atrio en el lado izquierdo. * Universidad Autónoma de Nuevo León, FCT. Contacto: vicky-cuellar@yahoo.com.mx 12

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cas desarrolladas por los jesuitas, después de ocupar y tener ellos el control de la Hacienda de Guadalupe a finales del siglo XVII. Los jesuitas, también conocidos como la Compañía de Jesús, es una orden religiosa fundada en 1534, en Roma, por Ignacio de Loyola, con el propósito de detener el avance del movimiento protestante iniciado por Martín Lutero. Sus fines fueron los de prestar un servicio permanente para el sostenimiento y difusión de la fe cristiana. Se distinguían de otras órdenes por prepararse intelectualmente a través de estudios teológicos, de idiomas y humanísticos en general, con prácticas en distintos ámbitos comunitarios utilizando la educación como medio evangelizador. Tenían a su vez grandes conocimientos arquitectónicos. Se ha documentado que los jesuitas estuvieron en la región entre 1642 y 1767. Alrededor de 100 años, la congregación de los jesuitas habitó la Hacienda de Guadalupe con el propósito de evangelizar a los indígenas de la región, las majestuosas paredes de sillar de la Hacienda fueron testigos de cientos de novenarios en devoción a San Ignacio de Loyola, mismos que concluían el 31 de julio de cada año. En 1684, tiempo en el que gobierna el marqués de Aguayo el Nuevo Reino de León, la Hacienda de Guadalupe controlaba la explotación de lana, ubicándose el centro de trasquila de ovejas en La Petaca, entre la cabecera municipal y el casco de la Hacienda. En La Petaca se realizaba el novenario en honor de San Ignacio de Loyola los días previos al 31 de julio. Es muy conocido que don Alonso de Villaseca, quien privilegió la protección a los jesuitas, trajo una réplica del Cristo de Ávila a Linares, al cual se le rinde culto en el novenario que, todavía trescientos años después, se realiza en la colonia Villaseca de la ciudad de Linares, de ahí el origen de las fiestas de Villaseca (Leal Ríos, 2012).

pulsaba las poleas que formaban el corazón de un molino de caña. Se estima que, al igual que el acueducto de la Ciudad de Querétaro, éste fue construido entre 1720 y 1740, con el objetivo de impulsar la economía de la región y satisfacer las necesidades alimenticias de una población creciente durante el primer cuarto del siglo XVIII. El acueducto puede ser dividido en dos sectores: el inicial que está compuesto de un muro de mampostería de 126 m de longitud por 1.45 m de ancho, inicia desde el nivel del suelo en el sur y termina donde empieza el primer arco tipo Tudor de 1.95 m de alto por 1.85 m de ancho. La altura del muro hasta la base de la atarjea en el punto central del primer arco es de 3.16 m. A partir del primer arco, de las dimensiones citadas, inicia la segunda parte arcada del acueducto, ésta se compone de 33 arcos tipo Tudor (figuras 2 y 3) que continúan y sostienen la atarjea o canal en su parte superior. La longitud del sector arcado es de 91 m, sumando las dos partes del acueducto se alcanza una longitud total de 217 metros del inicio hasta donde la atarjea se empotra con la caja que contenía a la rueda hidráulica; en este punto, la base de la atarjea se eleva seis metros de altura sobre la superficie del suelo. La caja de roca arenisca que contenía a la rueda hidráulica tiene una dimensión de 12.75 m de largo por 5.40 m de ancho por 6 m de altura (figura 4). El acueducto inicia a ras de piso en el sur en las coordenadas: latitud Norte: 24°53’29.70’’ con

EL ACUEDUCTO Se ha propuesto que los jesuitas construyeron el acueducto colonial que se encuentra 900 m hacia el SE del casco de la Hacienda (figura 2). Este acueducto se alimentaba de un canal en su parte sur y descargaba sobre una rueda hidráulica que imCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Figura 2. Sector de la arcada del acueducto colonial construido por jesuitas a principios del siglo XVIII.

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simbólicos dentro de la cultura cristiana, ya que corresponden a la edad de Cristo o a los 33 años que David gobernó en el reino de Israel. Durante el desarrollo de esta investigación, se recolectaron restos de moldes de barro que fueron utilizados para hacer piloncillos, los cuales tienen las iniciales HG invertidas al fondo, de tal manera, que al desmoldar dieran fiel reflejo de su procedencia de la “Hacienda de Guadalupe” (figura 5).

Figura 3. Arcos tipo Tudor del sector arcado del acueducto de la Hacienda de Guadalupe.

-99°27’34.57’’ de longitud Oeste, donde la atarjea ademada estuvo conectada a un canal que drenaba desde el cauce del río Pablillo, aguas arriba de la propia Hacienda de Guadalupe. Conforme desciende el nivel del terreno, la atarjea es soportada por una arcada hasta llegar al remate, localizado en las coordenadas de latitud Norte: 24°53’36.70’’ con -99°27’34.30’’ de longitud Oeste, donde se ubicaba una rueda motriz o hidráulica que, al girar, impulsada por la fuerza del agua, hacía girar una polea que activaba al molino de caña.

Figura 4. Plano actual a escala de la caja de roca que contenía a la rueda hidráulica que impulsaba el trapiche de la Hacienda de Guadalupe. 14

Aunque el remate del acueducto se encuentra alejado del casco de la Hacienda de Guadalupe, es imposible no vincularlo a su historia, se cree que por la ingeniería y estilo, este fue construido por los jesuitas. Se interpreta que los 33 arcos estilo tudor que constituyen el acueducto son

El acueducto cuenta con restos de lo que se cree fue el soporte de una rueda motriz que al girar generaba el movimiento de poleas y ejes de un antiguo molino, soportado por muretes que debieron ser parte de la estructura del trapiche, lo que se dedujo porque en una de las paredes de esta caja de muros de piedra hay rastros de un rozamiento en forma circular. Con base en las dimensiones del cajón que contenía la rueda del molino y la curvatura de las marcas de fricción de la rueda en las paredes del cajón de roca, se estima en este trabajo que debió tener un diámetro de aproximadamente 6 m, semejante a la rueda hidráulica del trapiche de Guarenas, Venezuela (figura 6).

Figura 5. Restos de moldes de barro recolectados en los alrededores del acueducto.

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y quería terminar con la influencia y poder de los jesuitas en su reino; además, controló la inquisición y dio validez a su alianza de familia con Francia, considerada liberal y anticlerical. De esta manera, los jesuitas tuvieron que abandonar la Nueva España, y por ende la Hacienda de Guadalupe, saliendo definitivamente de la Nueva España en 1772.

Figura 6. Rueda hidráulica del Trapiche de Guarenas, Venezuela.

El agua que llegaba a través del canal movía la rueda que a su vez activaba un mecanismo de poleas que ponía en funcionamiento el molino. En la parte superior hay una especie de cajón, que era la atarjea, construida con ladrillo y recubierta con mezcla de cal-arena (bruñido) por donde corría el agua, hoy en día sólo quedan algunos fragmentos de ese conducto (figura 7). El paso del tiempo ha hecho mella en la construcción, posibles saqueos y la falta de un programa de protección, ponen en riesgo la conservación de éste. La Hacienda de Guadalupe, fundada en 1667, antecede a la fecha de fundación del municipio de Linares en 1712, el cual fue uno de los primeros productores de caña de azúcar en el noreste de México durante los siglos XVIII y XIX, este hecho sustenta que el acueducto fue una obra que impulsó el crecimiento económico de la región y que, muy probablemente, fue construido durante el tiempo en que los jesuitas ocuparon la Hacienda de Guadalupe a finales del siglo XVII y el tercer cuarto del siglo XVIII.

Entre las importantes inversiones que poseían los jesuitas en el valle de Linares se encontraban la Hacienda de Guadalupe y la Hacienda de la Barranca, que sobrepasan los límites del Nuevo Reino de León hacia el Nuevo Reino de Santander.

Una vez expulsados los jesuitas, la construcción quedó en manos de la familia Urquijo. Durante este tiempo, don Luis Urquijo contrató muchos trabajadores para la siembra de maíz y frijol que crecieron en sus fértiles tierras regadas por el caudal del río Pablillo. Tocó a don Domingo de Rábago Gutiérrez, conde de Rábago, por órdenes del virrey, subastar las tierras. A principios del siglo XIX la Hacienda fue adquirida y administrada por un rico hacendado español llamado don Inocente Mateo de la Parra, quien impulsó nuevamente las actividades agrícolas y ganaderas en la región. Unos años más tarde, don Inocente de la Parra heredó la Hacienda a su hija, Margarita de la Parra. Más tarde, en

LA EXPULSIÓN DE LOS JESUITAS Al coronarse Carlos III como rey de España, en 1767, ordenó la expulsión de los jesuitas en los diferentes lugares donde se encontraban predicando. Carlos III era muy liberal, anticlerical CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Figura 7. Vista actual de la atarjea de 217 m de longitud del acueducto. Nótese que en el sector de la arcada las paredes de la atarjea han sido totalmente destruidas.

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1889, la Hacienda de Guadalupe fue vendida a un fideicomiso norteamericano llamado The Guadalupe Sindicate Limited y, posteriormente, adquirida en 1902 por don Remigio Rojo y su hija Elvira (Rodríguez Benítez, 2015). Elvira Rojo contrajo matrimonio con el marqués don Luis Aguayo, procreando de esta unión a cinco hijos: Elvira, Delfino, María Luisa, Ángel y Remigio Aguayo Rojo, haciendo honor a su generoso padre. En 1910, cuando el movimiento de la Revolución en México apenas iniciaba, el marqués don Luis Aguayo y su esposa, doña Elvira Rojo de Aguayo, cedieron el control de la Hacienda a sangre nueva, heredando el majestuoso inmueble al menor de sus hijos, Remigio Aguayo Rojo. En 1919, el movimiento revolucionario pasa por Linares y la Hacienda de Guadalupe es escenario de una revuelta entre bandos contrarios, según la tradición oral, los carrancistas utilizaron la casa grande para subir los cañones hasta la azotea y desde ese lugar bombardear a los villistas que se encontraban apostados en la Loma del Arenoso. Hubo demasiadas pérdidas humanas, y los deudos no encontraban dónde congregarse a orar por el alma de sus difuntos, ya que la capilla de la Hacienda de Guadalupe fue cerrada porque se pensó que los sacerdotes habían tenido intervención en la rebelión. En 1925 se instaló el comité municipal dependiente de la Comisión Nacional Agraria para dar respuesta a los reclamos de los campesinos que, motivados por el espíritu revolucionario, reclamaban la dotación de tierras que estaban en manos de los hacendados. En 1935, diez años después de instalarse la Comisión Agraria, don Remigio Aguayo Rojo perdió gran parte de sus tierras gracias a la Ley Agraria, quedándose solamente con 245 hectáreas; en ese entonces los dominios alcanzaban la imponente superficie de 31,000 hectáreas. Además, la Hacienda sufre un embargo económico por 12 mil pesos, problema que no se puede resolver por su administrador de entonces, el Sr. Pedro Garza Ríos, por ser hacendado, tomándose la atinada decisión de nombrar al don Miguel Cabrieles Núñez para desempeñar el cargo de administrador y así lograr sacar la requisición en dos años (Beraza-Cardona, 2016). Después de estos tropiezos, regresa la calma a las tierras de don Remigio Aguayo Rojo, la Hacienda sigue siendo próspera en la agricultura y ganadería, siendo el cultivo de caña, maíz y frijol, así como la cría de ganado el motor de la economía en la región. Se reabrieron las puertas de la capilla y los fieles lugareños pudieron festejar con rosarios, jolgorios, juegos pirotécnicos, alabanzas y bastos banquetes a la Virgen de Guadalupe, todo esto financiado por el patrón don Remigio Aguayo Rojo. 16

En 1942, en noviembre, don Remigio Aguayo Rojo vende sus 245 hectáreas restantes al Sr. Pablo Bush, por temor de perderlas por el agrarismo. El Sr. Bush puso como administrador de sus propiedades al Lic. Jesús Ramal Garza; durante este tiempo, la Hacienda retomó un auge agrícola y ganadero. Posteriormente, el Sr. Pablo Bush rentó la Hacienda al Sr. Ismael Cantú, quien la convierte en una importante lechería, transformando los establos y corrales en procesadora de leche, comprando la mayor cantidad de la leche producida en la región para elaborar quesos y demás productos lácteos. Años más tarde, al terminar el contrato de renta, don Pablo Bush decide convertir el edificio en una empacadora de naranja, que representó la bonanza de la región por algunos años hasta que empezó a escasear la fruta. En 1952, el Sr. Pablo Bush vendió la Hacienda de Guadalupe al Sr. Lainer, un terrateniente norteamericano cuyos bienes administró el Sr. Guadalupe Guerra, nativo de Linares, quien logró cubrir de verde los campos de la Hacienda con el cultivo de maíz y forrajes, volviendo la Hacienda a su naturaleza agrícola. En 1955 la propiedad fue adquirida por el Sr. Daniel Carter, también de origen extranjero, y administrada por el Sr. Benjamín Tsuart. En 1976, la voz de los ejidatarios de la región volvió a hacer eco y el gobierno mexicano le quitó 240 hectáreas de tierra al Sr. Carter, dejándole únicamente cinco hectáreas, las del casco de la Hacienda. Después de este hecho, la Hacienda quedó descabezada, ya que, según testimonios orales, nadie se hizo cargo del inmueble y empezó a mostrar signos de deterioro en sus paredes de sillar, techo de terrado, vigas y hasta en la capilla dedicada a la Virgen de Guadalupe (figura 8). Los señores Miguel Cabrieles, Bernardo Serna, Fructuoso López, Juan Matamoros, Pablo Cabrera, Antonio Pecina y Homobono Serna vivían en los patios de sus instalaciones, ya que eran trabajadores del Sr. Carter, ellos estuvieron a punto de ser desalojados de sus tierras por la Ley Ejidal y un proceso de expropiación federal de la propiedad, no obstante recibieron asesoría jurídica, quedando su situación resuelta, conservando así sus propiedades, hasta hoy ubicadas dentro de las únicas cinco hectáreas originales de la Hacienda de Guadalupe que le fueron respetadas al Sr. Carter después de la Ley Ejidal de los años setenta. Siendo estos tiempos de paz social, y de impulso educativo como bandera para avanzar como país, un grupo de personas de la alta sociedad de Linares acudieron con el entonces rector de la Universidad Autónoma de Nuevo León, el Dr. Alfredo Piñeyro López (rector en el periodo 1979-1985), solicitando su apoyo para que CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Figura 9. Placa conmemorativa de la inauguración de la Hacienda de Guadalupe como Instituto de Geología y Silvicultura.

Figura 8. Virgen de Guadalupe colocada a la derecha del portón de entrada del casco de la Hacienda de Guadalupe.

se formaran extensiones de facultades pertenecientes a la UANL en la ciudad de Linares, con el fin de facilitar a las familias de escasos recursos de la región el acceso a la educación para los jóvenes. El Dr. Piñeyro propuso, además de abrir extensiones de facultades establecidas en la Ciudad Universitaria de San Nicolás de los Garza, N.L., como fue el caso de Facultad de Contaduría Pública y Administración desde inicios de los ochenta, abrir nuevas dependencias. En vista de las necesidades de crecimiento académico en el sur del estado, en 1981 el Dr. Piñeyro gestiona con el gobernador vigente, Alfonso Martínez Domínguez, la compra definitiva de las instalaciones de la Hacienda de Guadalupe, por parte de la Universidad Autónoma de Nuevo León, adquiriendo así la UANL el edificio con la intención de emplearlo como sede para descentralizar sus actividades académicas del área metropolitana de Monterrey (figura 9). En esos tiempos el Dr. Piñeyro mantenía lazos de colaboración académica con instituciones de Alemania, razón por la cual impulsó convenios de cooperación, siendo elegida la Hacienda de Guadalupe como sede de la vicerrectoría y de los institutos de Geología y Silvicultura a partir del 23 de marzo de 1981. Los fundadores de los institutos fueron un grupo de investigadores alemanes encabezados por el Dr. Peter Meibürg, geóloCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

go visionario y explorador nato con amplia capacidad para liderar el proyecto. En la creación de los programas educativos, además de los investigadores alemanes, participaron mexicanos como el Ing. Benito Muñoz, el exrector Ing. Gregorio Farías Longoria, entre otros colaboradores. De 1981 a 1984 operó el conocido programa de becarios integrado por profesionistas de reciente egreso de la ingeniería civil y química y de la licenciatura en biología de la UANL, así como de geología de la Uuniversidad Autónoma de San Luis Potosí, para que viajaran a Alemania a especializarse en las diferentes ramas de las geociencias con el fin de que, al terminar su formación, fueran la base del personal técnico, docente e investigador que integraría el cuerpo académico para la formación de nuevos profesionistas en esta institución. A partir del 17 de junio de 1983, fecha en que el Consejo Universitario aprobó la creación de las facultades de Ciencias de la Tierra y Silvicultura, los institutos de Geología y Silvicultura se transformaron en escuelas. La Facultad de Silvicultura, hoy de Ciencias Forestales, en 1987 cambió de sede a sus actuales instalaciones, ubicadas en el km. 145 de la carretera nacional # 85, en el mismo municipio de Linares, Nuevo León (Flores Salazar, 2015). La Facultad de Ciencias de la Tierra ha sido dirigida por el exrrector Ing. Gregorio Farías Longoria (1983-1985), Dr. Javier Helenez Escamilla (1985- 1986), Dr. Juan Manuel Barbarín Castillo (1986-1992), Dr. Cosme Pola Simuta (1992-1998), Dr. José Rosbel Chapa Guerrero (1998-2004), Dr. Héctor de León Gómez (2004-2010), Dr. Francisco Medina Barrera (2010-2016) y actualmente por el Dr. Sóstenes Méndez Delgado. Desde 1981 a la fecha, la majestuosa Hacienda de Guadalupe ha sido fiel testigo del progreso educativo y 17


económico del sur del estado, siendo un ícono de gran prestigio para la comunidad linarense y la región citrícola. Actualmente, con una matrícula de alrededor de 700 estudiantes, se imparten programas de pregrado: Técnico Superior Universitario, Ingeniero Geólogo, Ingeniero Geólogo Mineralogista, Ingeniero Geofísico e Ingeniero Petrolero, este último en operación desde agosto de 2007, reconocidos por CACEI o CIEES como programas de calidad nivel I; asimismo, ofrece dos programas de posgrado: Maestría en Ciencias Geológicas y el Doctorado en Ciencias, con Orientación en Geociencias, reconocidos por el Conacyt dentro del Programa Nacional de Posgrados de Calidad. Desde los años ochenta del siglo pasado, la Hacienda de Guadalupe ha sido escenario del crecimiento académico de profesores, de la generación de más de 900 ingenieros en las diferentes carreras profesionales y sede de congresos nacionales e internacionales. La historia sigue colocando a la Hacienda de Guadalupe en un lugar central para el crecimiento social, cultural, académico y, por qué no decirlo, también económico para el país y el mundo, de ella egresan profesionistas que se emplean en México, explorando y explotando recursos naturales no renovables, así como en compañías internacionales que desarrollan proyectos en Asia, Europa, África, Oceanía, Norte y Sudamérica. La Hacienda de Guadalupe tiene una historia extraordinaria, rica, tan amplia que aún se desconocen muchos hechos llevados a cabo en ella, ha vivido crisis de toda índole, incluyendo episodios de la Revolución Mexicana.

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Hoy se sigue erigiendo como un lugar de puertas abiertas que espera majestuosa la llegada de nuevos hombres y mujeres que quieran superarse, participando en el rol de aprendices o de maestros, que deseen escribir nuevos párrafos de su historia.

REFERENCIAS Beraza Cardona V. (2016). Narración sobre la Historia de la Hacienda de Guadalupe http://fct.uanl.mx/ portal-fcc/historia/ Historia de los jesuitas (2008). (http://www.laguia2000. com/el-mundo/los-jesuitas#ixzz4QMRlg2sE). Flores Salazar, A.V. (2015). La Hacienda de Guadalupe en el campus Linares. Ciencia UANL. 18 (71), enero-febrero 2015. Leal Ríos, A. (2012). Linares, Hacienda de Guadalupe. Influencia cultural Jesuita en el Nuevo Reino de León. VIII Ciclo de Conferencias “Las Haciendas en México. Unidades de producción comercial y social en diferentes contextos históricos”. Organiza el Centro de Información de Historia Regional/Hacienda San Pedro “Celso Garza Guajardo” UANL. Rodríguez Benítez, M.E. (2015). Una gota de mi sangre. Relatos de familia. Universidad Autónoma de Nuevo León, pp. 85-86.

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Sustentabilidad

La conservación de la biodiversidad actual mediante el uso de líneas de base ecológica Ariadna L. Merlín Hernández*, Rosalía Guerrero Arenas*

C

onocer la historia a largo plazo –de hace cientos, miles e incluso millones de años– de los ecosistemas que están en situaciones de deterioro, brinda las bases necesarias para proponer estrategias adecuadas para su recuperación y conservación (Willis y Birks, 2006; Gillson y Marchant, 2014). A partir de la información histórica, es posible inferir si las condiciones ambientales de ecosistemas considerados como “saludables” (es decir, sin grandes perturbaciones que impidan su funcionamiento) han cambiado drásticamente a lo largo del tiempo (Willis y Bhagwat, 2010; Durham y Dietl, 2015; Kidwell, 2015). Las líneas de base ecológica (ecological baselines, en su terminología original) son puntos estáticos en tiempo y espacio, cuya información ecológica (típicamente relacionada con la composición o abundancia de especies) puede compararse con sitios contemporáneos, con el propósito de evaluar impactos antropogénicos, cambios ambientales o guiar decisiones sobre el manejo de los ecosistemas. Las líneas de base ecológica reflejan información ecológica de ecosistemas funcionales y resilientes (Gillson, Ladle y Araujo, 2011). Un ecosistema se considera resiliente cuando tiene la capacidad de mantener sus funciones y procesos después de alguna perturbación, como desastres naturales –huracanes, tornados, ciclones, entre otros–, o bien, las actividades desmedidas de los humanos –tala inmoderada, crecimiento poblacional, contaminación por industrias, etcétera– (Seddon et al., 2011). La resiliencia es un componente de los ecosistemas y se basa principalmente en las funciones de la biodiversidad que habita en ellos (Folke et al., 2004). El objetivo de este trabajo es brindar una revisión de las diversas contribuciones en torno al uso de las líneas de base ecológica. Se analizarán aquellas sugeren* Universidad del Mar. Contacto: arimerlin92@gmail.com CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

cias en las que se ha propuesto al registro fósil –principalmente del Pleistoceno Tardío y Holoceno– como herramienta para el diseño de líneas de base ecológica y, finalmente, se discutirá su aplicación para la generación de estrategias de conservación y restauración de los recursos naturales actuales en México.

USANDO EL PASADO PARA EVALUAR EL PRESENTE Como se mencionó anteriormente, las líneas de base ecológica son referentes históricos. Es decir, son las condiciones en las que las comunidades y ecosistemas se desarrollaban en tiempos pasados, en los que no hay perturbaciones que alteren su desarrollo “natural”. Estas condiciones se consideran “saludables” y se usan como un modelo a seguir en aquellos ecosistemas alterados, con el fin de encauzar los diversos esfuerzos de conservación y restauración ecológica. Las líneas de base ecológica se pueden generar a partir de sitios prístinos (aquéllos que no han sido alterados por actividad antrópica), por ejemplo, sitios geográficamente aislados como islas, ecosistemas en grandes altitudes o áreas protegidas por alguna legislación. Otras fuentes para generar las líneas de base ecológica incluyen información histórica –de hace pocos o incluso cientos de años– o información paleobiológica –de cientos a miles de años– de un sitio en particular (Gillson, Ladle y Araujo, 2011). Las líneas de base ecológica permiten entender el proceso dinámico y la historia de un ecosistema en particular. Si no se conoce su pasado, no es posible entender su presente y, por ende, asegurar un buen manejo de su diversidad actual, así como su futuro (Willis et al., 2007). 19


Las líneas de base ecológica pueden generarse a partir del análisis de la riqueza de especies (Terry, 2010; Greenstein, Curran y Pandolfi, 1998), servicios ecosistémicos (Donlan et al., 2006; Caro, 2007), condiciones ambientales (O’Connell y Allen, 2004) y distribución geográfica (Donlan et al., 2006; Corlett, 2013). A continuación se explican brevemente sus fundamentos: 1) Líneas de base ecológica con fundamento en la riqueza de especies. Tienen sustento en el uso de la presencia de una especie en particular, o bien, en el estudio de los componentes alfa (número de especies en un área determinada) y beta (la diversidad de especies que hay entre diversos hábitats de un mismo ecosistema) de la biodiversidad presentes en una localidad. Al comparar estos componentes a través del tiempo y el espacio, se puede conocer el recambio de especies y establecer si éste se debe a cambios externos al ambiente o si son intrínsecos. 2) Líneas de base ecológica con fundamento en servicios ecosistémicos. Son el producto de la sinergia de la biodiversidad dentro de un ecosistema que lo mantiene en equilibrio y funcional. Dentro de los servicios que la biodiversidad brinda se encuentra la purificación de agua y aire, reciclaje de nutrientes, polinización, dispersión de semillas, refugio, alimento, entre otros (CICES, 2016). 3) Líneas de base ecológica con fundamento en condiciones ambientales. Son aquellos factores que intervienen en la permanencia de la biodiversidad, como la salinidad del agua, la presencia de nutrientes en el suelo, entre otros. Al comparar las líneas de base ecológica del pasado con las condiciones actuales, es posible establecer el cambio de un ecosistema en un sitio geográfico determinado. Asimismo, es posible identificar las similitudes y diferencias entre ambos periodos; con esta comparación se discrimina la variación entre los ecosistemas evaluados. A partir de ello, es posible tomar decisiones realistas y acordes a los ecosistemas de interés, en cuanto a las estrategias de conservación o restauración ecológica que pudiesen implementarse en algún sitio de interés (Terry, 2010; Greenstein, Curran y Pandolfi, 1998; Donlan et al., 2006; Dayton et al., 1998; Bjorkman y Vellend, 2010; Tager et al., 2010). En la bibliografía existen varios estudios –generados principalmente en el continente americano– en 20

los que las líneas de base ecológica se generan a partir de tiempos históricos diferentes (Pleistoceno Tardío, Pleistoceno Tardío-Holoceno u Holoceno). En Europa, por el contrario, es más común usar líneas de base ecológica generadas en tiempos históricos más cercanos, como la época previa a la Revolución Industrial (Gillson, Ladle y Araujo, 2011). La elección del tiempo para la generación de una línea de base ecológica depende del objetivo del estudio. Otro factor a evaluar es si las condiciones usadas como referencia son factibles a imitar en los ecosistemas actuales; en caso de que las condiciones del presente fueran muy distintas a las del pasado, es necesario evaluar si las líneas de base ecológica son modelos viables o no.

EL PLEISTOCENO TARDÍO COMO LÍNEA DE BASE ECOLÓGICA El Pleistoceno Tardío es el tiempo geológico comprendido de los 0.126 a los 0.012 Ma (Gibbard et al., 2010). Es la época geológica más cercana al Holoceno o Reciente en la que los ecosistemas se encontraban “saludables”, es decir, menos perturbados que en la actualidad, debido a la casi nula presencia de actividades de las sociedades humanas. Los cambios climáticos ocurridos en esta época geológica determinaron en buena medida los tipos de vegetación actuales y, con ello, la diversidad de organismos que existen hoy en día. El Pleistoceno Tardío, como línea de base ecológica, se ha planteado desde el siglo pasado. Existen varios ejemplos de trabajos que han utilizado la riqueza de especies en este periodo; uno de ellos es el de Houston y Schreiner (Houston y Schreiner, 1995), quienes analizaron cómo diversas especies exóticas de cabras, tortugas terrestres, bisontes y caballos han afectado a los ecosistemas de parques nacionales en Estados Unidos. En estos sitios, las especies exóticas se introdujeron como análogas a organismos del pasado. Otro más es el realizado por Truett y Phillips (Truett y Phillips, 2009) quienes analizaron la viabilidad de los esfuerzos para recuperar las poblaciones de la tortuga del Bolsón (Gopherus flavomarginatus) en el sureste de Nuevo México. Estos investigadores sugirieron que la reintroducción de la especie en el sitio no fue oportuna, debido a que el único criterio considerado fue su distribución geográfica histórica, sin tomar en cuenta las condiciones ambientales necesarias para la sobrevivencia de la especie.

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Uno de los trabajos más polémicos en cuanto al uso de líneas de base ecológica usando el Pleistoceno tardío es el “rewilding”, es decir, la reintroducción de especies homólogas de la biodiversidad del pasado, principalmente la megafauna característica de este tiempo, con la finalidad de restaurar los procesos e interacciones naturales de los ecosistemas antiguos. Entre los estudios con esta idea se encuentra Corlett (2013), quien explicó las causas de las extinciones de la megafauna durante el Pleistoceno tardío y el Holoceno con el fin de proponer estrategias ecológicas para conservar a la megafauna actual. El autor propuso la posibilidad de reintroducir, en zonas neotropicales, especies equivalentes a las prehistóricas; de esta manera se regularían las interacciones de los ecosistemas –como mutualismo o parasitismo– utilizando los mismos servicios ecosistémicos que existían en el pasado. En América del Norte, Donlan et al. (2006) y Caro (2007) apoyan también el proceso de rewilding para esta región, con base en la distribución geográfica de la biota del Pleistoceno Tardío, sus roles ecológicos y la presencia de especies homólogas en la actualidad. Entre los estudios que se oponen al rewilding, se encuentran los de Rubenstein et al. (2006), Fuhlendorf et al., (2008) y Toledo et al. (2011). En estos trabajos se argumentan diversos contras: desde problemas políticos, el transporte de animales, problemas sociales y económicos y, el más importante, la alteración de los ecosistemas por inadaptación de las especies que se introduzcan. Existe un caso en el que el fenómeno de rewilding se ha aplicado con aparente éxito. Durante la década de 1980, en Oostvaardersplassen, un área protegida en Holanda, se reintrodujeron especies equivalentes a las que vivían en los paisajes prehistóricos de Europa, como los caballos koniks, bovinos de Heck y venados (Sparmann, 2012). El principal impulsor de esta iniciativa es Frans Vera, un activista y ecólogo retirado. Vera propuso que los bosques primitivos de Europa, contrariamente a lo que se pensaba, eran dominados por zonas con vegetación baja. Ello era regulado, en gran medida, por la presencia de grandes herbívoros, quienes modificaron el paisaje generando ambientes con dosel abierto. Vera sustentó esta hipótesis con base en el registro de polen de hace 9000 años (Vera, 2009). A partir de esta visión, Vera dirigió el proyecto de Oostvaardersplassen desde su inicio, en la década de 1970, con apoyo financiero y logístico del gobierno de Holanda. Con el tiempo, las comunidades de especies introducidas no han tenido contacto con los humanos, ya que se pretende que la dinámica de estos paisajes transcurra de manera natural. Aparentemente, la suposición de Vera es correcta, ya que el forrajeo de los herbívoros ha impedido el desarrollo de poblacioCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

nes de especies arbóreas. Sin embargo, las críticas al proyecto de Vera son diversas, en especial por la alta tasa de mortalidad que sufren las poblaciones de los animales. Con el paso del tiempo se han generado diversos estudios con base en el registro del Holoceno y más reciente, en los que hay evidencias de paisajes antiguos de Europa que no eran abiertos, sino que había un componente importante de cobertura arbórea (Whitehouse y Smith, 2010). Aunque hay autores que se oponen al rewilding por la carencia de más fundamentos ecológicos, este movimiento ha tenido mucha fuerza, principalmente en Europa, por las ganancias económicas y las atracciones que representan las áreas con animales introducidos. En años futuros se contempla la apertura de más áreas protegidas en diversos países europeos, donde el objetivo es la introducción de diversos animales silvestres (Vera, 2009).

EL USO DE LÍNEAS DE BASE ECOLÓGICA PARA LA CONSERVACIÓN DE LA BIODIVERSIDAD ACTUAL MEXICANA La única investigación que plantea la generación de líneas de base ecológica en nuestro país se desarrolló con información del registro del Holoceno (4200 años) con comunidades del género Pinus, en donde se determinó que sus poblaciones se han visto severamente afectadas por las actividades antropogénicas (Figueroa, Willis y Olvera, 2008). Este estudio se desarrolló en la Reserva de la Biosfera Sierra de Manantlán, ubicada en los estados de Jalisco y Colima. La diversidad de yacimientos fosilíferos mexicanos que contienen biota del Pleistoceno tardío representa una fuente potencial importante de información para la generación de líneas de base ecológica. En el territorio mexicano, las localidades mayormente estudiadas se concentran en el centro y norte del país (Jiménez Hidalgo, 2011). Ello significa que en un corto y mediano plazo, es posible establecer líneas de base ecológica con referencia en información paleontológica. A largo plazo, una mayor prospección de los yacimientos del sur de México permitirá el uso de esta información para la conservación de sus recursos naturales. Las estrategias de conservación basadas en la historia de los ecosistemas permiten entender los cambios 21


que han sufrido a lo largo del tiempo. Sin este conocimiento, es posible que pasemos por inadvertido que la biodiversidad actual es el resultado de procesos históricos, y que estos deben considerarse para su manejo futuro.

AGRADECIMIENTOS Parte de la información mencionada en el texto se generó como antecedentes para la tesis de licenciatura de la primera autora. Dicha investigación fue financiada por el proyecto interno UMAR 2IR1502. Se agradece a Víctor M. Bravo Cuevas y Felisa J. Aguilar por las mejoras sugeridas a este texto.

Referencias Bjorkman, A.D., M. Vellend. (2010). Defining historical baselines for conservation: Ecological changes since European settlement. Conservation Biology, 24 (6): 1559-1568. Caro, T. (2007). The Pleistocene re-wilding gambit. Trends in Ecology and Evolution, 22 (6): 281-283. CICES. (2016). Towards a common classification of ecosystem services. Disponible en cices.eu Corlett, R. (2013). The shifted baseline: Prehistoric defaunation in the tropics and its consequences for biodiversity conservation. Biological Conservation, 163: 13-21. Dayton, P.K., et al. (1998). Riser. Sliding baselines, ghosts, and reduced expectations in kelp forest communities. Ecological Society of America, 8 (2): 309-322. Donlan, C.J., et al. (2006). Pleistocene Rewilding: an optimistic agenda for twenty-first century conservation. The American Naturalist, 168 (5): 660-681. Durham, S.R., G. Dietl. (2015). Perspective on geohistorical data among oyster restoration professionals in the United States. Journal of Shellfish Research, 34 (2): 227-239. Figueroa R., B.L., K.J. Willis, M. Olvera V. (2008). 4200 years of pine-dominated upland forest dynamics in west-central Mexico: Human or natural legacy? Ecological Society of America, 89 (7): 1893-1907. Folke, C., et al. (2004). Regime shifts, resilience, and biodiversity in ecosystem management. Annual Re-

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views of Ecology, Evolution and Systematics. 35: 557-581. Fuhlendorf, S.D., D.M. Engle, J. Kerby, R. Hamilton. (2008). Pyric herbivory: Rewilding landscapes through the recoupling of fire and grazing. Conservation Biology, 23: 588-598. Gibbard, P.L., et al. (2010). Formal ratofication of the Quaternary System/ Period and the Pleistocene Series /Epoch with a base at 2.58 Ma. Journal of Quaternary Science, 25 /2): 96-102. Gillson, L., R. Ladle, M.B. Araujo. (2011). Baselines, Patterns and Process. In Ladle, R.J & R. J. Whittaker (ed.), Conservation Biogeography. Oxford, WileyBlackwell. USA. 31-44. Gillson, L., R. Marchant. (2014). From myopia to clarity: sharpening the focus of ecosystem management through the lens of palaeoecology. Trends in Ecology and Evolution, 30 (10): 1-9. Greenstein, B.J., H.A. Curran y J.M. Pandolfi (1998). Pandolfi. Shifting ecological baselines and the demise of Acropora cervicornis in the western North Atlantic and Caribbean Province: a Pleistocene perspective. Coral Reefs, 17 (3): 249-261. Houston, D., E.G. Schreiner. (1995). Alien species in national parks: Drawing lines in space and time. Society for Conservation Biology, 9 (1): 204-209. Jiménez-Hidalgo, E., et al. (2011). The late Pleistocene (Rancholabrean) Viko Vijin Local Fauna from la Mixteca Alta, northwestern Oaxaca, southern México. Revista Brasileira de Paleontología, 4 (1): 15-28. Kidwell, S. (2015). Biology in the Anthropocene: Challenges and insights from young fossil records. Proceedings of Natural Academy of Sciences, 112 (16): 4922-4929. O’ Connell, J.F., J. Allen. (2004). Dating the colonization of Sahul (Pleistocene Australia-New Guinea): a review of recent research. Journal of Archaeological Science, 31: 835-853. Rubenstein, D.R., et al. (2006). Pleistocene Park: Does rewilding North America represent sound conservation for the 21st century? Biological Conservation, 132: 232-238. Seddon, A.W., et al. (2011). Ecosystem resilience and treshold response in the Galápagos coastal zone. PlosONE, 6 (7): 1-11.

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Sparmann, K. (2012). El regreso de las especies olvidadas. Rewilding Europe. Consultado en https:// www.rewildingeurope.com/news/download-rewilding-europe-geo-story/. Tager, D., et al. (2010). Community dynamics of Pleistocene coral reefs during alternative climatic regimes. Ecological Society of America, 91 (1): 191-200. Terry, R.C. (2010). The dead do not lie: using skeletal remains for rapid assement of historical small: mammal community baselines. Proceedings of The Royal Society B. 277: 1193-1201. Truett, J., M. Phillips. (2009). Beyond historic baselines: Restoring Bolson tortoises to Pleistocene range. Ecological Restoration, 27 (2): 144-151. Toledo, D., M.S. Agudelo, A.L. Bentley. (2011). The shifting of ecological restoration benchmarks and their social impacts: Digging deeper into Pleistocene rewilding. Restoration Ecology, 19 (5): 564-568.

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Vera, F.W.M. (2009). Large-scale nature developmentthe Oostvaadersplassen. British Wildlife. 28-36. Whitehouse, N.J., D. Smith. (2010). How fragmented was the British Holocene wildwood? perspecives on the “Verá grazing debate from the fossil beetle record. Quaternay Science Reviews 29: 539-553. Willis, K.J., H. Birks. (2006). What is natural? The need for a long-term perspective in biodiversity conservation. Science, 314 (24): 1261-1265. Willis, K.J., et al. (2007). Philosophical Transaction of the Royal Society B. 362 (1478): 175-187.Willis, K.J., S.A. Bhagwat. (2010). Questions of importance to the conservation of biological diversity: answers from the past. Climate on the Past. 6: 759-769. Willis, K.J., Bhagwat. (2010). Questions of importance to the conservation of biological diversity: answers from the past. Climate on the Past. 6: 759-769.

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Tendencias Educativas

Fuerza de trabajo en las geociencias: extractivismo, remediación, regeneración y replicación Igor Ishi Rubio-Cisneros*

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ste trabajo describe las vías que un geólogo, entre el siglo XX y XXI, puede adoptar para desempeñarse profesionalmente en la fuerza de trabajo del extractivismo, remediación, regeneración, replicación. También sirve para orientar vocacionalmente al estudiante de geociencias y pretende complementar la enseñanza del docente para situar la formación de este capital humano en su contexto histórico del Antropoceno. ¿Existe algún referente para orientar vocacionalmente al estudiante en geología para su desarrollo profesional? ¿Qué guía la fuerza de trabajo disponible en las geociencias? ¿Por qué hay variación entre los tipos de trabajos disponibles y su ocurrencia? ¿Existe alguna relación entre la fuerza de trabajo y la llegada de nuevos descubrimientos o decisiones geopolíticas? ¿Dónde se encuentran el estudiante y los graduados en geociencias de finales del siglo XX e inicios del XXI? (Ilustre Colegio Oficial de Geólogos, 2009).

ANTROPOCENO El Antropoceno formalmente no es un intervalo geológico aceptado por la International Commission on Stratigraphy, pero desde 2000 es un parámetro que nos ayuda a ubicar temporalmente la transformación for-

zada de los procesos naturales por el hombre (Crutzen y Stoermer, 2000). Esta marca informal representa el inicio de las fuerzas productivas del hombre y su diversificación en el planeta. El empoderamiento del humano a costa de la naturaleza puede ser la disconformidad basal e inicio del Antropoceno. El intervalo registra la expansión de tecnologías y el crecimiento demográfico, la mayor demanda en extracción de recursos naturales, los cambios en las condiciones naturales de la litósfera, biosfera y atmósfera incluidos los océanos (Monastersky, 2015). Los actos antropogénicos afectan ciclos sedimentarios, propician una alta erosión, desprendimientos de rocas, superficies de inundaciones, derrames de sustancias, desertificación, extinciones de especies, incendios, alza de dióxido de carbono (CO2), cambio en redes de drenaje con baja retención de sedimentos y nutrientes, envenenamiento, sobreexplotación y abatimiento de acuíferos, inestabilidad de esfuerzos corticales por sismicidad inducida por el fracking o inyección de fluidos y contaminación de órbitas terrestres. De igual forma, se han diseminado partículas con consecuencias tóxicas desconocidas para la vida del planeta (Waters, 2014). ¿A qué fuerzas productivas puede incorporarse un egresado de ciencias de la Tierra y disciplinas afines? ¿Existen diferencias entre las fuerzas de trabajo para

* Grupo de Geología Exógeno y del Sedimientario y Permacultura México, A.C. Contacto: igor_rubio@yahoo.com 24

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categorizarlas? ¿En dónde se desempeñan dichas actividades y qué servicios o bienes se obtienen de su práctica? Generalmente, al estudiante de geología se le capacita en secuencia para explorar, explotar y extraer de fuentes naturales recursos renovables y no renovables, lograr su monitoreo y custodia para su procesamiento; sin embargo, poco se le ha instruido para restaurar, regenerar y replicar los sistemas naturales que nos dotan de bienes y servicios. A continuación se proponen cuatro escenarios que categorizan el trabajo del geólogo entre finales del siglo XX e inicios del XXI (figura 1). Se recomienda revisar las citas para una mejor comprensión de los métodos prácticos o técnicas en cada etapa.

El extractivismo posiblemente inicia en el Antropoceno con el incremento de CO2 causado por la agricultura humana, la fundición de metales, la primera revolución industrial o la gran aceleración posterior a la Segunda Guerra Mundial (11,7 años, ¿Holoceno Temprano?; Smith y Zeeder, 2013). Estos indicadores reflejan una acumulación por desposesión en una supuesta naturaleza casi inagotable. La fuerza de trabajo incluye al ingeniero petrolero, geólogo, minero e hidrogeólogo en proyectos industriales como mineras, termo e hidroeléctricas, pozos petroleros y de fracking, gasoductos, empresas eólicas, proyectos carreteros y habitacionales, trasvase y sobrexplotación del agua (Scott & Colin, 2002).

REMEDIACIÓN La remediación es la serie de operaciones o tratamiento para alterar, remover, salvaguardar o estabilizar un agente irruptor del estado físico, químico o biológico de un espacio (Reddy y Adams, 2015). Su objetivo es restaurar las condiciones en las que se encontraba el sitio, preferentemente para proteger bienes materiales, identidad mercantil o condiciones humanas. La remediación sanea los errores de la industria y megaproyectos. La remediación busca la revalorización de la Tierra en la globalización de los servicios extractivos. El modelo fomenta una “economía verde” que busca refrescar un mercado en apuros, y en ocasiones por una supuesta sustentabilidad rentable. Figura 1. Etapas de fuerzas productivas en las geociencias durante el Antropoceno.

EXTRACTIVISMO El extractivismo es un modelo de actividades que exige una gran demanda de energía en megaproyectos para la sobreexplotación hídrica, minera, agrícola, petrolera y eólica, con antecedentes desde tiempos de la Colonia en América (Galeano, 1971). El modelo representa un desarrollo desmedido basado en la apropiación de la naturaleza y es ajeno a la velocidad restaurativa de la Tierra. Tales actividades nutren a las exportadoras y corporaciones, organismos clave en la economía nacional. El extractivismo tiene fuertes polémicas por su impacto económico, legitimidad del Estado, presión social y pasivos ambientales (Harvey, 2012). En el Antropoceno la etapa del extractivismo avanza conforme a la geografía del capitalismo y modelo neoliberal por su forma de producción acelerada con un rezago degenerativo desatendido (Toledo, 2016). CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Los proyectos de remediación tienden a ser interdisciplinarios en su método, pero en la práctica los estudios se desarticulan. La meta es mimetizar lo natural usando la bioingeniería y geoingeniería para recuperar hábitats naturales (Grupo ETC, 2010). El conjunto de disciplinas aporta un análisis histórico del uso de la tierra, atlas de riesgos y estudios o manifiestos de impacto ambiental (Cenapred). En ocasiones la remediación se encuentra con dilemas para explicar eventos inminentes, por lo que es importante el monitoreo y bases de datos para modelos predictivos tras una observación y medición constante. La remediación en sistemas naturales se refleja en recuperación de suelos, control de erosión, acondicionamiento de ambientes de depósito, guía al contorno del paisaje, inserción y control de especies, modificación del clima, entre otros. En la remediación destacan los siguientes trabajos y aplicaciones prácticas por disciplinas: hidrología superficial para meandros inducidos, geología estructural para la estabilidad de taludes 25


y terrazas, geohidrología para el monitoreo de contaminantes en aguas subterráneas y recarga de acuíferos, geología ambiental en contención de sustancias tóxicas con geomembranas, geología física a rellenos en restauración de costas, pedología para suelos contaminados, limnología de sedimentos lacustres con metales pesados, geoquímica para el tratamiento de residuos, geología del petrolero en captura y almacenamiento de CO2 en el subsuelo, meteorología y oceanografía para predecir la circulación de contaminantes en el sistema atmósfera-hidrósfera.

pia y vivienda digna en un ciclo de minerales con menos pérdidas y mejores rendimientos en salud.

REGENERACIÓN

Los trabajos y disciplinas prácticas son regeneración para suelos fértiles con geología médica, clasificación de suelos por la pedología, la restauración de fuentes de conducción, suministro y almacenamiento de agua superficial o subterránea mediante hidrología e hidrogeología, producción y almacenamiento de biogás, generación de sistemas naturales en ríos (riparios), costas (estuarios-mangles) y deltas con biogeografía, ambientes de depósito continentales y transicionales con sedimentología, restauración de zonas susceptibles a erosión en la interface tierra-agua con geomorfología, terrazas y estabilidad del terreno con geología estructural, contaminación atmosférica con meteorología, vados, bordos, presas, caminos y zanjas con ingeniería geológica, cartografía, estudios geotécnicos o geomecánicos y geografía en general.

En principio la agricultura orgánica y la permacultura (o agricultura permanente) buscan una condición regenerativa del suelo para incrementar su fertilidad con biomasa, actividad biológica y remineralización (Darren y Jeeves, 2015). Sin embargo, la práctica de la regeneración atiende múltiples áreas disciplinarias para lograr minimizar disturbios a las condiciones de la biosfera, geósfera y atmósfera en áreas urbanas y rurales. El diseño de sistemas naturales ayuda a gestar los bienes para el autoconsumo en demanda, usando servicios medioambientales y sistemas productivos primarios (explotación forestal, pesca, minería y construcción). A pesar de la crisis, otras actividades se construyen a contracorriente de las extractivas. La regeneración se aparta de la remediación y una administración estatizada, e integra proyectos locales para una gestión holística de territorios. El desprendimiento del Estado desplaza el concepto económicamente sustentable a lo sostenible (Pacheco, 2011). La regeneración propicia la reproducción social y del territorio gracias a la salud del sistema. El diseño es colectivo por el cambio del ser y accionar de la comunidad con las dialécticas naturales. Cada actividad de campo es una herramienta práctica para terraformar y hacer posible la vida en distintas condiciones medioambientales (por ejemplo, áridos o semiáridos), e iniciar la cosecha del agua, producción de alimento y energía. El proceso regenerativo involucra prácticas ancestrales de trabajo de campo y nuevas tecnologías (earth-works), la cooperación entre familias, comunidades y el sector científico-tecnológico (Mang y Haggard, 2016). El modelo de servicios tiende hacia el socialismo, uso de nuevas fuentes de energía, secuestra carbono en el suelo y su biomasa (CO2) y opera la capacidad de carga ecológica. La coalescencia entre el productor y el consumidor dirigen cómo originar agua potable, alimentos sanos, energía lim26

La regeneración se aproxima a la gestión integral de la cuenca hidrológica y biológica, con la restauración de ríos o el diseño natural de canales. El agua de un territorio es cuestión de seguridad nacional y puede atenderse con la cosecha de agua. El diseño hidrológico aplica métodos como el serpenteado, meandros inducidos y Keyline o línea clave (Yeomans, 1954). Esta última fue desarrollada por un ingeniero en minas de Australia. Así la geología se incorpora a la gestión de los recursos y la regeneración de las fuentes de suministro.

REPLICACIÓN La energía de libre disposición en el universo sustituye transicionalmente a las fuentes de energía extractivas por combustión (gas, petróleo, y minera), energías con tarifas por captura (solar, eólica, hidráulica) y de alto costo energético (biocombustibles). El conocimiento de la física del plasma dinámico en los últimos 20-25 años se basa en sistemas de producción de energía por la interacción del campo magnético y la gravedad que ocurre entre dos o más núcleos (Keshe, 2011a). El estado físico de la materia como lo conocemos es sometido al uso de nanomateriales y cambia a Gans (o gases en estado nano) para crear la condición física del plasma. La interacción entre la gravedad y el magnetismo de los materiales en estado nano y el plasma produce electricidad, luz, materia, minerales, agua, supresión de contaminantes o partículas nocivas (Keshe, 2011b; Bornholt, 2015). Así es como los cuerpos celestes mantienen su posición, ciclan materiales y permanecen en movimiento (Keshe, 2016). La tecnología Magrav aprovecha la gravedad y el magnetismo para armonizar CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


con el flujo de la naturaleza y tiene posibilidades de resolver la crisis global de energía, mientras que prosperan ecosistemas sanos. El modelo de replicación es discordante al extractivismo y remediación por abandonar una dependencia en energías, tecnologías y mercado, basada en relaciones de subordinación, división de trabajo entre multinacionales, banca y Estado. Una nueva era industrial está en camino, posiblemente la quinta revolución industrial (Gómez Urrutia, 2016). Por la forma abierta y libre de patentes en que se divulga la tecnología Magrav se acelera el proceso de integración de la sociedad a la educación y de transferencia de tecnologías usando métodos prácticos para la salud, materiales, condiciones medioambientales, comunicaciones y la reproducción del territorio. El significado de la vida comunitaria se hace presente. Replicar a la naturaleza supone un proceso racional más completo con principios éticos de salvaguarda para la vida sin fines de lucro, destructivos o bélicos. Existen ejemplos de proyectos que operan bajo esta tutela física: descontaminación del agua y ahorro en el consumo de gas en el Distrito Federal y Monterrey, descontaminación radioactiva de Fukushima en Japón, y ahorro del consumo eléctrico y producción de minerales o materiales en estado nano por usuarios independientes (Ren et al., 2015; Liepa, 2016). El sistema Oasis propuesto por la Keshe Foundation (KF) usa tecnología Magrav para apoyar la vida humana durante emergencias a contingencias antropogénicas o catástrofes naturales. La física del plasma da la oportunidad de reconformar la teoría y práctica de las ciencias de la Tierra con nuevas hipótesis e instrumentación para mediciones (por ejemplo, geofísica); redefinición de la geodinámica planetaria (tectónica); conocer las interfaces plasmáticas en el interior de la tierra mediante tomografías; saber qué es el petróleo (geología del petróleo); teoría de la vida (geobiología y paleontología); revisitar el ciclo del carbono, oxígeno, nitrógeno y del agua (pedología, geohidrología y geoclimatología); manufactura de minerales (mineralogía, gemología y petrofísica); atracción entre elementos (CO2) creación de materiales usando materia convencional, en estado nano y plasma sin explotar la Tierra (geoquímica y mecánica de materiales), y entender cómo operan los planetas (geología exoplanetaria).

CLAUSURA En una época en lo que el hombre destruye la naturaleza existen cuatro escenarios que demuestran la evoluCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

ción de las fuerzas productivas de las geociencias como parte esencial del Antropoceno. Cada etapa está definida por modelos de servicios soportados por tecnologías y capacidades humanas a las que un egresado puede incorporarse. Aunque no todas las etapas tienen como origen la geología, dependen del análisis terrestre. Las etapas incluyen trabajos que pueden representar una amenaza inminente al hombre y naturaleza, mientras otros replican sistemas naturales terrestres y reproducen la vida del hombre mediante diseños holísticos para habitar el planeta en cualquier medioambiente. El registro geológico es susceptible a las actividades del hombre, y posiblemente ampare los contrastes o discordancias entre cada una de las fuerzas productivas. En el Antropoceno existe un primer límite entre el extractivismo y la remediación, y una segunda discordancia entre lo regenerativo y la réplica de sistemas naturales. Las etapas en su conjunto debieran mostrar en el registro geológico una paulatina disminución de contaminantes o desestabilizadores de los procesos naturales. El desarrollo de las fuerzas productivas genera un registro específico cultural de edad geológica, que resalta el estado productivo del humano en la Tierra. Durante la regeneración y replicación sobresalen las minorías, los grupos académicos independientes, círculos de estudio, licencias open source y libertad de patentes; mientras que el extractivismo y la remediación son fijados a fondos e instituciones económicas o del Estado. Las actividades del geólogo se alejan de la desmesurada extracción mineral, quema de combustibles y emisiones, y pasan a mitigar altos índices de CO2 en la atmósfera y con menor gasto energético. ¿Cuántos conflictos ambientales existen en oposición al extractivismo y el fracaso de la remediación? Hasta el momento lo anterior no se puede cuestionar ante las actividades regenerativas o de replicación. Aunque el extractivismo está lejos aún de ser sustituido, existe mayor disposición y compromiso ciudadano para emprender una transformación de raíz global. Paulatinamente las tareas del geólogo irán mayormente comprometidas con la seguridad de la vida y los recursos del planeta, pues cada etapa progresa con un menor impacto negativo a la naturaleza al menos después de 1000 años de explotación al planeta. ¿Por qué hay que demorar en transitar por cada una de las etapas de desarrollo si podemos optar por la de mayor avance sin menguar el planeta Tierra? Si tuviéramos que elegir algún trabajo como motor del desarrollo, la regeneración y replicación favorecen la sucesión de “proyectos de vida” que hoy se escenifican de manera notable en México y en buena parte del mundo. 27


REFERENCIAS Bornholt, T. (2105). My first Magrav. Keshe Foundation Danmark. SSI, 46 p. Centro Nacional de Prevención de Desastres. Atlas de riesgos. http://www.cenapred.unam.mx/es/Publicaciones/ archivos/297-INFOGRAFAATLASDERIESGOS. PDF Crutzen, P.J., Stoermer, E.F. (2000). The Anthropocene. IGBP Newsletter, 41, p. 17-18. Darren, D., Jeeves, D. (2015). Regrarians ehandbook: 1 Climate. Regrarians Ltd., 76 p. Galeano, E. (1971). Las venas abiertas de América Latina. México: Siglo XXI. Gómez Urrutia, N. (2016). La cuarta revolución industrial. La Jornada. http://www.jornada.unam. mx/2016/08/11/opinion/012a1pol Grupo ETC. (2010). Los esfuerzos por remendar al planeta caos climático en la era de la geoingeniería. Informe. http://www.etcgroup.org/files/publication/ pdf_file/RetoolingPlanet_Agosto2010.pdf Harvey, D. (2012). El enigma del capital y las crisis del capitalismo. España: Akal. Ilustre Colegio Oficial de Geólogos. (2009). La profesión de geólogo. Ilustre Colegio Oficial de Geólogos. España, 364 p. Keshe, M.T. (2011). The universal order of creation of Matters. Danmark: Keshe Foundation Danmark. SSI. Keshe, M.T. (2011a). The origin of the Universe. Danmark: Keshe Foundation Danmark. SSI.

28

Keshe, M.T. (2016). 124th Knowledge Seekers Workshop. KF SSI, Public Teaching, 3:55:02 min. Liepa, A. (2016). Easy Carbon Stick Technology in Gans production. Danmark: Keshe Foundation Danmark. SSI. Mang. P., Haggard, B. (2016). Regenerative Development and Design: A Framework for Evolving Sustainability. EUA: Wiley. Monastersky, R. (2015). The Human age. Nature, 519, p. 144-147. Pacheco, J.L. (2011). La crisis de los recursos naturales. Foro Crisis del sistema mundo capitalista, hegemonía y Estado. Le Monde diplomatique, Colombia. Reddy, K., Adams, J. (2015). Sustainable remediation of contaminated sites. EUA: Momentum Press. Ren, J., et al. (2015). One-Pot synthesis of carbon nano fibers from CO2. Nano Letters, 15(9), pp. 61426148. Scott, P.W., Colin M.B. (2002). Industrial minerals and extractive industry geology. London: The Geological Society. Smith, B.D., Zeder, M.A. (2013). The onset of the Anthropocene. Anthropocene, 4, p. 8-13. Toledo, V. (2016). Ecocidio en México. Grijalbo, México. Yeomans, P.A. (1954). The Keyline Plan. Australia Waite & Bull. Waters, C.N. et al. (2014). A stratigraphical basis for the Anthropocene? Geol. Soc. London, Special Publications, 395, p. 1-21.

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SECCIÓN ACADÉMICA Teoría de la relatividad. Espacio-tiempo, geometría y gravitación. Estimación de porosidad arenisca a partir de micrografías digitales utilizando R-Studio. Movimientos en masa, un riesgo geológico latente en el área metropolitana de Monterrey, N.L., México. Uso geotérmico de pozos de petróleo y gas abandonados. Reporte de campo: Alemania. Pedernales de Radiolarios y sus rocas silíceas asociadas del Macizo Rhenano y las Montañas del Hartz, Carbonífero Inferior, Alemania. El Triásico Superior en el noreste de México: ríos y margen continental al oeste de Pangea. La Sierra madre Oriental de México, un cinturón orogénico de pliegues y cabalgaduras de la Cordillera de Norteamérica.

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Teoría de la relatividad: espacio-tiempo, geometría y gravitación Hernando Quevedo*

RESUMEN

ABSTRACT

La relatividad es considerada como una de las teorías más exitosas y mejor fundamentadas que existen en la actualidad. Uno de sus resultados más importantes es la predicción de la edad del universo que de acuerdo a las observaciones actuales se estima en 13.8 mil millones de años. En este artículo se presentan de forma introductoria los aspectos básicos de la teoría especial y general de la relatividad. Se explica cómo surgió la idea del espacio-tiempo en cuatro dimensiones y sus consecuencias para nuestro entendimiento de la naturaleza. En particular, se muestra que la teoría de la relatividad general se utiliza para describir el campo gravitacional.

The theory of relativity is considered as one of the most successful and solid theories in modern sciences. One of its most important results is the prediction of the age of the Universe which, according to current observations, is estimated in 13.8 billion years. This work presents an introduction to the basic aspects of special and general relativity. We explain the origin of the idea of spacetime and its consequences for the understanding of Nature. In particular, it is shown how the theory of relativity is used to describe the gravitational field.

Palabras clave: relatividad, espacio, tiempo, Einstein, espacio de Minkowski. Según los resultados actuales de fechado radiométricos, la Tierra tiene una edad aproximada de 4,470 millones de años (Hazen, 2013). No obstante, los elementos de los que está compuesta la Tierra fueron formados mucho antes, durante los primeros minutos de la existencia del universo. La estimación de la edad del universo, por otra parte, se basa en un resultado puramente teórico y en la actualidad tiene un valor de 13,798 millones de años (Misner, Thorne y Wheeler, 1973). Dicha estimación se realiza mediante la aplicación de la teoría de la relatividad en el contexto de la cosmología. La teoría de la relatividad es considerada por la mayoría de los físicos teóricos como uno de los logros científicos más grandes de la humanidad. Su autor, el físico alemán Albert Einstein, fue nombrado el hombre más influyente del siglo XX por la renombrada revista Time. Y es que las ideas de la relatividad han impregnado, en el transcurso del último siglo, prácticamente todas las áreas de investigación tanto en física teórica como en física experimental. La relatividad interviene en todos los fenómenos en los que de manera directa participa alguna de las cuatro fuerzas conocidas hasta ahora en la Naturaleza, a saber, la fuerza gravitacional, electromagnética, fuerte y débil.

Keywords: relativity, space, time, Einstein, Minkowski space.

Dicha teoría se divide en dos partes conocidas como relatividad especial y relatividad general. La primera fue propuesta en 1905 y tuvo inmediatamente un impacto sorprendente en diferentes campos de la ciencia. Dada su importancia, y para conmemorar su primer centenario, 2005 fue declarado como el Año Internacional de la Física a nivel mundial. La relatividad general fue formulada en su versión definitiva en 1915, tras diez años de intenso trabajo en los que Einstein, junto con otros físicos y matemáticos de la época, logró encontrar la relación intrínseca entre la geometría y la fuerza gravitacional. Las predicciones de la relatividad han sido objeto de intensos estudios por muchos años, y con el fin de corroborar la teoría en el experimento se han desarrollado nuevas tecnologías. Como ejemplo podemos mencionar las ondas gravitacionales que fueron observadas sólo recientemente en 2015, a más de 100 años de su predicción. La tecnología desarrollada para detectar ondas gravitacionales permite medir diferencias de distancia del orden de 10-22 m (distancia mucho más pequeña que un átomo de hidrógeno), usando incluso efectos de física cuántica.

* Universidad Nacional Autónoma de México. Contacto: quevedo@nucleares.unam.mx 30

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SISTEMAS DE REFERENCIA La física es una ciencia que pretende explicar todos los fenómenos que observamos en la naturaleza. Por lo mismo, resulta necesario de inicio fijar el concepto de observador. Definiremos un observador como un individuo que cuenta con los instrumentos necesarios como un reloj y una regla, para medir intervalos de tiempo y distancias. Una manera un tanto abstracta de representar un observador es mediante el diagrama que simboliza el eje vertical como el tiempo (coordenada t) y el horizontal como la distancia o el espacio (coordenada x). En la figura 1 se muestra solamente un eje espacial a la que nos limitaremos por sencillez y cuya representación también es conocida como sistema de referencia: primero tenemos el sistema de referencia con coordenadas (t,x) que suponemos en reposo. El sistema (t’,x’) se desplaza con velocidad constante v en la dirección del eje x que coincide con la dirección del eje x’. Decimos entonces que el sistema (t’,x’) es inercial con respecto al sistema (t,x) porque se mueve con velocidad constante v. Cualquier otro sistema que se mueva con respecto a (t,x) o a (t’,x’) con velocidad constante también será llamado sistema inercial. Un aspecto importante es que la velocidad relativa entre cualesquiera dos sistemas inerciales siempre es constante.

depende del sistema de referencia que se tome como punto de comparación. Un ejemplo sería un carro que se mueve con velocidad constante con respecto a la superficie de la Tierra. Obviamente podemos afirmar que el carro se encuentra en un sistema de referencia inercial con respecto a la superficie de la Tierra. Pero si tomamos como primer sistema de referencia no la superficie, sino el centro de la Tierra, la situación es completamente diferente. El carro se desplaza con velocidad angular alrededor del centro de la Tierra debido a la rotación con respecto a su propio eje; dicha velocidad genera la así llamada fuerza centrífuga que actúa sobre el carro en dirección opuesta a la dirección de la gravedad. La presencia de la fuerza centrífuga implica entonces que existe una aceleración en el sistema asociado con el carro y, por lo tanto, es un sistema no inercial. Esto significa que el carro representa un sistema inercial con respecto a la superficie de la Tierra y, simultáneamente, un sistema no inercial con respecto al centro de la Tierra. De aquí se deduce el carácter relativo de los sistemas de referencia, propiedad que forma la base conceptual de la teoría de la relatividad. El estudio de los fenómenos físicos en sistemas inerciales es el objetivo principal de la teoría especial de la relatividad, mientras que la teoría general se concentra en los sistemas no inerciales.

RELATIVIDAD ESPECIAL: EL ESPACIO-TIEMPO Figura 1. Los ejes (t,x) representan un sistema de referencia. El sistema (t’,x’) es inercial con respecto al sistema (t,x).

La generalización al caso de sistemas no inerciales es obvia. Se trata de sistemas cuya velocidad relativa no es constante, sino que depende del tiempo, es decir, son sistemas que se desplazan con cierta aceleración que puede ser, a su vez, tanto constante como variable. La presencia de la aceleración en cualquiera de sus formas implica que el sistema de referencia es no inercial. Es preciso enfatizar que siempre es necesario contar con un primer sistema de referencia para poder comparar el movimiento de cualquier otro sistema. Este hecho parece ser muy sencillo e incluso obvio, pero lleva a una consecuencia muy importante, a saber, la característica de inercial o no inercial de un sistema de referencia no es un concepto absoluto sino relativo, es decir, CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

En términos muy generales se puede decir que el objetivo primordial de la relatividad especial es representar las leyes de la física de forma tal que puedan ser aplicadas en diferentes sistemas inerciales. Veamos en calidad de ejemplo el caso sencillo del movimiento rectilíneo. Consideremos para ello un cuerpo que se mueve con velocidad u’ en el sistema (t’,x’), mismo que a su vez se desplaza con velocidad constante v con respecto al sistema en reposo (t,x), tal como se muestra en la figura 1. La pregunta que se hace la relatividad es ¿cuál será la velocidad u de la partícula en el sistema (t,x)? La respuesta parece lógica pues la experiencia diaria nos indica que las velocidades en (t,x) simplemente se suman, es decir,

u = v + u'. (1) Si recordamos que las velocidades de la partícula en cada sistema se definen como y y tenemos en cuen31


ta que la experiencia diaria también nos indica que el tiempo es el mismo en los dos sistemas, entonces es fácil ver que de la ecuación (1) se obtiene:

suma de velocidades de la relatividad especial se reduce a la ley de Galileo en el caso límite de velocidades muy pequeñas en comparación con la velocidad de la luz.

t = t ', x' = x – vt (2)

La ley relativista de suma de velocidades (3) resulta ser compatible desde la perspectiva matemática con las así llamadas transformaciones de Lorentz, las cuales relacionan las coordenadas del sistema inercial (t’,x’) con las del sistema (t,x) y se pueden escribir de la siguiente manera:

Estas ecuaciones relacionan las coordenadas de los dos sistemas de referencia inerciales y son llamadas transformaciones de Galileo. Prácticamente todas las observaciones que podemos realizar con cuerpos masivos demuestran que las transformaciones de Galileo son correctas. Sin embargo, en 1887, Mickelson y Morley llevaron a cabo un experimento del cual se deriva que la fórmula de suma de velocidades (1) ya no se cumple cuando se trata de partículas de la luz, es decir, fotones. Si la velocidad del fotón en el sistema (t’,x’) es c’, de acuerdo a las transformaciones de Galileo, en el sistema (t,x) la velocidad debe ser c=v+c’. No obstante, el experimento mostraba que c’=c, es decir, la velocidad de la luz es igual en todos los sistemas de referencia inerciales. Este resultado tiene como consecuencia que las transformaciones de Galileo no son correctas. Inmediatamente surge la pregunta, ¿cómo se deben cambiar las transformaciones para hacer que la velocidad de la luz sea igual en todos los sistemas inerciales, tal como se observa en el experimento? La respuesta la da la teoría especial de la relatividad. La teoría especial de la relatividad predice que en lugar de la ley de suma de velocidades (1) debemos usar la siguiente relación:

u=

v+u' vu' (3) 1+ 2 c'

donde c’ representa la velocidad de la luz en el sistema (t’,x’). Si consideramos entonces el movimiento de un fotón con velocidad u’=c’ en el sistema (t’,x’), reemplazando en la ecuación (3), obtenemos inmediatamente que c=c’, es decir, la velocidad de la luz es la misma en ambos sistemas, de acuerdo con los resultados experimentales. Por otra parte, supongamos que nos limitamos en nuestros experimentos a analizar sistemas y cuerpos con velocidades muy pequeñas en comparación con la velocidad de la luz, es decir, v<<c’ y u’<<c’. Entonces, en este caso se vale que:

vu’ << c’2 (4) y de la ecuación (3) obtenemos la ley de sumas de velocidades de Galileo (1). Esto demuestra que la ley de 32

t' =

x' =

v x c2 (5) v2 1– 2 c

t–

x – vt v2 1– 2 c

(6)

Nótese nuevamente que, en el límite de velocidades relativas muy pequeñas en comparación con la velocidad de la luz, es decir v<<c, las transformaciones de Lorentz se reducen a las transformaciones de Galileo. Las transformaciones de Lorentz son las ecuaciones más importantes de la relatividad especial y tienen un profundo sentido físico que habría de cambiar para siempre el concepto de tiempo y espacio. Veamos primero la ecuación (6) que relaciona las coordenadas espaciales. Se puede ver que el factor en el denominador representa la generalización relativista de la transformación de Galileo y ésta es la diferencia básica entre los dos tipos de transformaciones. Sin embargo, la ecuación (5) que relaciona la coordenada temporal en los dos sistemas es completamente diferente a la ecuación correspondiente en la transformación de Galileo. La transformación (5) indica que el tiempo no es el igual en todos los sistemas inerciales, sino que depende de la velocidad relativa de los mismos. Mientras que las transformaciones de Galileo afirman que el tiempo es un concepto absoluto, en el sentido de que es el mismo en todos los sistemas, las transformaciones de Lorentz le infieren al tiempo un carácter completamente relativista, de la misma manera como la coordenada espacial depende del sistema de referencia. De hecho, a partir de las transformaciones de Lorentz se puede demostrar que los intervalos espaciales medidos en diferentes sistemas inerciales están relacionados por la ecuación: CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Δx Δx' =

1–

v2 c2

(7)

donde y son los intervalos espaciales medidos en los sistemas () y (), respectivamente. Esto significa que la distancia medida por un observador en movimiento es siempre menor que la distancia medida por el observador en reposo . Este efecto es llamado contracción del espacio. De la misma manera, se puede demostrar que la ecuación: Δt'

= 1–

v2 Δt c2

(8)

relaciona el intervalo de tiempo medido en sistema en reposo con el correspondiente intervalo temporal en el sistema en movimiento . Se deduce inmediatamente que la medición en el sistema en movimiento es siempre menor a la del sistema en reposo, fenómeno conocido como la dilatación del tiempo. Los efectos mencionados anteriormente han sido medidos un sinnúmero de veces en diferentes laboratorios y bajo diferentes circunstancias. Como resultado se sabe que son efectos físicos reales de la naturaleza. Esto demuestra que tanto el espacio como el tiempo tienen un carácter relativo. Para enfatizar esta propiedad, en relatividad se suele hablar del espacio-tiempo como un ente relativo cuyas propiedades dependen del observador. Hasta aquí se trata del movimiento en una sola dirección espacial. Sin embargo, es posible generalizar todos los resultados para incluir las tres dimensiones espaciales conocidas en la naturaleza. Aunque las fórmulas varían un poco, la esencia física sigue siendo la misma. Como resultado de esta generalización se obtiene que el espacio-tiempo es un objeto geométrico de cuatro dimensiones (4D), comúnmente llamado espacio de Minkowski. Nuestro mundo existe entonces en 4D y es conveniente expresar todas las leyes de la física mediante objetos definidos en el mismo número de dimensiones. En el espacio-tiempo es donde aparece por primera vez un ente geométrico en 4D que sirve como fondo para representar las leyes de la física en la forma adecuada. A continuación, algunas de las magnitudes más importantes que se utilizan para expresar las leyes de la física en el lenguaje 4D de la relatividad especial. Un punto en el espacio se puede representar mediante un vector:

en coordenadas cartesianas. En el espacio 4D de Minkowski, un punto se denomina evento y se denota como: xμ=(ct, x, y, z)

(10)

donde el índice toma los valores La 4-velocidad se puede definir como la derivada de con respecto al tiempo; sin embargo, el tiempo no es absoluto, sino que depende del sistema de referencia. Esto significa que hay muchos parámetros a nuestra disposición que podemos utilizar como tiempo. Es por eso que por convención se utiliza el tiempo propio para definir la 4-velocidad: dxμ = dτ

uμ =

(

c

dt dτ

dx dy dz , dτ , dτ , dτ

)

(11)

el cual corresponde al tiempo medido en el sistema donde el cuerpo bajo consideración se encuentra en reposo. Ahora es necesario encontrar la relación entre el tiempo de coordenada t y el tiempo propio . Para ello consideremos a manera de ilustración el caso donde el cuerpo de masa m se desplaza en la dirección x=x’ con velocidad u’ con respecto al sistema (t,x). El sistema (t’,x’) se mueve junto con la masa m y se le denomina sistema comovil, es decir, corresponde a la configuración descrita en la figura 1 para el caso particular en que la velocidad original relativa de los sistemas es cero (v=0). En la figura 1 se ilustra el caso del sistema comovil. De la ley de suma de velocidades (3) se deduce que u=u’. Además, la velocidad relativa entre el sistema (t,x) y el sistema comovil (t’,x’) está dada solamente por la velocidad del cuerpo u. Además, el tiempo comovil t’ corresponde al tiempo propio que mide el cuerpo en su sistema de referencia. Teniendo en cuenta estos argumentos, la ecuación para la dilatación del tiempo (8) sería: ∆t ∆τ

=

1

u2 1– 2 c

(12)

que para intervalos de tiempo cortos se puede escribir como . Esto nos lleva de forma inmediata a que la 4-velocidad (11) se puede escribir como:

x = (x, y, z) (9)

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

33


u= μ

=

1

u2 c2

1– 1

u2 c2

1–

(

c

dx dt

,

dy dt

,

dz dt

) (13)

(c, u )

Donde u representa el vector velocidad en 3D tal como se define en física clásica. Vemos entonces que la generalización de la velocidad al espacio 4D de Minkowski implica tener en cuenta la velocidad de la luz en el lugar de la dimensión que responde por el tiempo (también llamada cuarta dimensión). De igual manera, es posible definir un 4-momento a partir de la 4-velocidad de la forma siguiente pμ = m uμ =

1

u 1– 2 c

2

( ) E , mu c

(14)

dpμ = dτ

m

dpμ = dτ

maμ

(15)

la cual define la 4-fuerza y la 4-aceleración , representando de este modo la generalización relativista de la famosa ecuación de Newton Con este ejemplo se ha querido mostrar cómo se deben generalizar las leyes de la física para que se puedan aplicar en el contexto de relatividad especial. El hecho de que el tiempo y el espacio sean magnitudes relativistas que dependen del sistema de referencia ha permitido introducir el concepto de espacio-tiempo en 4D. Este resultado, a su vez, tiene como consecuencia que es necesario generalizar todos los conceptos físicos que conocemos en 3D a conceptos en 4D y, al mismo tiempo, las leyes de la física clásica deben ser reescritas utilizando el formalismo en 4D basados en un caso sencillo de la mecánica relativista, aunque obviamente otras ecuaciones de la física como las leyes del campo electromagnético se pueden reescribir en el espacio 4D de Minkowski.

RELATIVIDAD GENERAL: GEOMETRÍA Y GRAVITACIÓN 34

En general, la velocidad v(t’) puede tener cualquier dirección, pero por sencillez nos limitamos al caso ilustrado en la figura 1. Ahora nos debemos preguntar cómo están relacionadas las coordenadas de los diferentes sistemas. En el caso de relatividad especial vimos que las coordenadas de los sistemas inerciales se relacionan mediante las ecuaciones (5) y (6) que se caracterizan por ser lineales. Esta es exactamente la propiedad básica de las coordenadas en sistemas inerciales, mientras que las de sistemas no inerciales se caracterizan por estar relacionadas mediante ecuaciones no lineales. Un ejemplo de transformación no lineal se determina mediante las siguientes ecuaciones t' = t

donde hemos usado la famosa ecuación de Einstein que relaciona la masa de un cuerpo con su energía. Finalmente, la ley principal de la mecánica relativista se escribe como Fμ =

El análisis de las leyes de la física en sistemas de referencia no inerciales es el tema central de estudio en relatividad general. En la figura 1, supongamos que el sistema (t’,x’) no es inercial porque se mueve a lo largo del eje x con velocidad variable v(t’), con respecto al sistema (t,x) que se encuentra en reposo.

(16)

x' = x + v0 t + 12 a t2

(17)

donde es una constante y representa la aceleración del sistema (t’,x’) que asumimos como constante. Aquí vemos que las coordenadas temporales están relacionadas mediante una ecuación lineal, pero las espaciales contienen un término a la segunda potencia, indicando que no es lineal. La transformación anterior corresponde a un movimiento uniformemente acelerado y es quizás el ejemplo más sencillo de un sistema de referencia no inercial. En general, una transformación no lineal se puede expresar en términos de funciones arbitrarias: t' = t' (t, x), x' = x' (t, x)

(18)

cuya única restricción es que exista la transformación inversa, es decir, que de la ecuación (18) se pueda derivar la transformación y . Resulta claro que los sistemas no inerciales son mucho más generales y frecuentes que los inerciales puesto que, en principio, existe un número infinito de funciones no lineales del tipo (18), mientras que las funciones lineales en su totalidad están contenidas en las transformaciones de Lorentz expresadas en las ecuaciones (5) y (6). Ya que los sistemas inerciales pueden ser considerados como un caso particular de los no inerciales, cuando las transformaciones están dadas en términos de funciones lineales, el espacio-tiempo a analizar es nuevamente CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


4-dimensional. Por lo tanto, el punto de partida será de nuevo el concepto de evento en coordenadas Cartesianas. Cada evento forma parte de un espacio-tiempo 4-dimensional y para describirlo es necesario utilizar el lenguaje de la geometría diferencial. He aquí donde aparecen nuevos conceptos geométricos que son de importancia en la descripción de la relatividad general. Desde el punto de vista conceptual, la teoría general de la relatividad se basa en dos principios: el primero indica que las leyes de la física no deben depender del sistema de referencia en el que se aplican. Esto significa que, en todos los sistemas no inerciales, las ecuaciones que rigen los procesos físicos se deben poder escribir de forma tal que su validez sea general. Esta afirmación es conocida como el principio de covariancia general y fue formulado por Albert Einstein a principios del siglo XX. Para implementar este principio de la manera adecuada fue necesario introducir nuevas herramientas matemáticas que hoy se conocen como cálculo tensorial. El segundo principio conceptual de la relatividad general es llamado el principio de equivalencia, el cual establece una relación entre la aceleración y la gravitación. Consideremos el caso de un observador que se encuentra dentro de un elevador bajo la acción de un campo gravitacional constante con aceleración . Si el elevador se está moviendo en la dirección contraria al campo gravitacional con una aceleración constante el principio de equivalencia débil afirma que el observador dentro del elevador no puede diferenciar entre las dos situaciones. Esto significa que localmente no es posible distinguir entre un campo gravitacional y un movimiento acelerado. En la figura 2 ilustramos la idea del principio de equivalencia débil.

que no es posible detectar la gravitación dentro del elevador. Para un observador en caída libre no existe el campo gravitacional y las leyes de la física deben ser las mismas que en la teoría especial de la relatividad.

Figura 3. Principio de equivalencia fuerte para un observador en caída libre.

El principio de equivalencia fuerte establece la relación entre la teoría especial y la general, implicando que la descripción 4-dimensional de la teoría general de la relatividad debe contener a la teoría especial en el límite cuando las transformaciones entre los sistemas son lineales, una guía importante para formular la teoría general. Los argumentos y principios mencionados muestran que una descripción correcta de la relatividad general está obligada a cumplir ciertas condiciones: basarse en geometría diferencial, usar el formalismo del cálculo tensorial y explicar los fenómenos en los que interviene el campo gravitacional. La construcción de una teoría con todas estas características fue una tarea que tomó cerca de diez años en ser completada. El resultado final fueron las ecuaciones de Einstein que hoy en día siguen siendo consideradas como la mejor manera de describir el campo gravitacional.

REFERENCIAS Misner, C., Thorne, K., Wheeler, J. (1973). Gravitation. W. H. USA: Freeman and Company. Hazen, R. M. (2013). Story of Earth. Nueva York: Penguin Books. Schutz, B. (2009). A first course in general relativity. USA: Cambridge University Press. Disponible en: http://202.38.64.11/~jmy/documents/ebooks/Schutz A First Course in General Relativity (Second Edition).pdf Figura 2. Ilustración de la igualdad local entre aceleración y gravitación. Un individuo que observa el cuerpo no puede diferenciar lo que sucede.

Por otra parte, si nos imaginamos el elevador en caída libre en un campo gravitacional, tal como se ilustra en la figura 3, el principio de equivalencia fuerte asegura CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Wikipedia: The Free Encyclopedia. (2017). First observation of gravitational waves. Disponible en: https://en.wikipedia.org/wiki/First_observation_ of_gravitational_waves Recibido: 03-10-16 Aceptado:17-10-16 35


Estimación de porosidad en areniscas a partir de micrografías digitales utilizando R-Studio

Jorge Alberto Briones Carrillo*, Roberto Soto Villalobos*, Carlos Gilberto Aguilar Madera*, Andrés Ramos Ledezma*, José Olegario Rodríguez Gómez*, Armando Rodríguez Ledezma*

RESUMEN

ABSTRACT

En este trabajo se presenta un procedimiento por computadora para estimar el volumen de poros en muestras de roca. El procedimiento consiste en obtener láminas delgadas de la muestra de roca, y digitalizarlas para su procesamiento. Tal procesamiento consiste en identificar las cavidades (poros) diferenciándolas de la matriz. Esto permite calcular de manera numérica la porosidad. Como herramienta para el procesado digital se utilizan paquetes especializados para el lenguaje de programación R. Esta metodología se utilizó en láminas delgadas de muestras de rocas del NE de México. La porosidad calculada es similar a la reportada en otros trabajos (R. Allan Freeze, 1979) y (Sanders, 1998).

In this work a computer procedure is presented to estimate the volume of pores in rock samples. The procedure consists of obtaining thin sections of the rock sample, and digitizing them for processing. Such processing consists of identifying the cavities (pores) differentiating them from the matrix. This allows the numerical calculation of the porosity. As a tool for digital processing, specialized packages are used for the programming language R. This methodology was used in thin sheets of rock samples from the NE of Mexico. The calculated porosity is similar to that reported in another papers (R. Allan Freeze, 1979) and (Sanders, 1998).

Palabras clave: pixel, micrografía, algoritmo, porosidad, resina.

Keywords: pixel, micrograph, algorithm, porosity, resin.

La textura de las rocas sedimentarias está determinada por la forma, la redondez, el tamaño, clasificación, orientación y composición química de los granos. Esto revela información sobre procesos que operaron durante el transporte, depositación, compactación y deformación de materiales sedimentarios. La textura también puede proporcionar información sobre la porosidad, la cual puede predecirse a partir de la variación en el tamaño y la forma del grano y de la distribución de los poros en la roca. La porosidad de una roca se define como la fracción del volumen aparente del depósito que no está ocupada por el marco sólido del depósito (Djebbar Tiab, 2012). Esto se puede expresar de forma matemática como:

∅ =

Vb —Vgr Vb

Donde:

=

Vp Vb

∅ = porosidad Vb= volumen de la matriz (bulk volume) Vgr = Volumen de grano Vp = Volumen de poro De acuerdo a esta definición, la porosidad puede ser cualquier valor entre 0 y 100, pero en rocas sedimentarias generalmente es por debajo de 50%. La porosidad puede ser clasificada según su origen como porosidad primaria y porosidad secundaria, tam-

* Universidad Autónoma de Nuevo León. FCT. Contacto: jorge.brionescr@uanl.edu.mx 36

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


bién se puede clasificar por la comunicación entre sus poros como porosidad absoluta, efectiva y no efectiva.

para el trazado, la historia de comandos ingresados, la depuración y la gestión del espacio de trabajo.

La porosidad primaria es aquélla que se origina durante el proceso de la deposición que da origen a la roca, mientras que la porosidad secundaria es originada por los procesos que ocurren después de la depositación, estos pueden ser naturales o artificiales.

RStudio está disponible en ediciones abiertas y se ejecuta en el escritorio (Windows, Mac y Linux) o en un navegador conectado a RStudio Server o Servidor RStudio Pro (Debian / Ubuntu, RedHat / CentOS, y SUSE Linux). RStudio se puede descargar de manera gratuita ingresando al siguiente sitio de internet: https:// www.rstudio.com.

La porosidad absoluta se define como la cantidad total de volumen de la roca que no está ocupada por matriz, a su vez la porosidad efectiva representa los poros que están comunicados entre sí, mientras que la porosidad no efectiva representa lo contrario, son los poros que no están comunicados entre sí. De acuerdo con Djebbar (2012), los rangos de porosidad pueden ser 0 a 5% insignificante, 5-10% pobre, 10-15% regular, 15 a 20% buena, y mayor de 20% muy buena. Los métodos para medir la porosidad y la permeabilidad comprenden gran parte de la bibliografía técnica de la industria petrolera. El objetivo del presente trabajo es estimar la porosidad a través de la digitalización de láminas delgadas utilizando un algoritmo diseñado para trabajar en el lenguaje de programación R con su interfaz gráfica R-Studio. Para el procesamiento digital de las imágenes se utilizó el paquete especializado biOps que forma parte del repositorio oficial de R bajo licencia pública general (GPL).

R R es un lenguaje de programación libre con un repositorio muy amplio de paquetes especializados capaces de ayudar al investigador a resolver situaciones que demanda la academia y la investigación, además de ser un entorno estadístico informático muy completo. Es un proyecto GNU (GNU no es Unix) similar al lenguaje S, desarrollado en los Laboratorios Bell (antes de AT & T, ahora Lucent Technologies) por John Chambers y sus colegas (Team, A language and enviroment for statisitical computing, 2016). R se puede descargar de https://cran.r-project.org.

RStudio RStudio es un entorno de desarrollo integrado (IDE) para R (figura 1) (Team RStudio, 2015). Incluye una consola, editor de resaltado de sintaxis que soporta la ejecución de código directa, así como herramientas CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Figura 1. Entorno de trabajo del lenguaje de programación R con su interfaz RStudio.

biOps (IMAGE PROCESSING AND ANALYSIS) Cuando se captura una imagen a través de un dispositivo digital, el tamaño, la intensidad y los colores son truncados. Lo que nuestra mente reconoce cómo características físicas debe convertirse en secuencias de números finitos interpretados con el fin de obtener una imagen digital que determina su resolución y profundidad de color, para que pueda ser procesada por una computadora. En este sentido, biOps incluye varios métodos y técnicas computacionales que se aplican para el procesamiento y análisis digital de imágenes, con el objetivo de mejorar su calidad. Se compone de operaciones geométricas, aritméticas, lógicas, morfológicas, tablas de búsqueda, detección de bordes, entre otras funcionalidades que lo hacen un paquete muy completo para el tratamiento de imágenes a escala de pixel (Matías Bordese, 2007).

ESTUDIO PETROGRÁFICO Parte de este trabajo se realizó en el Laboratorio de Preparación de Muestras Geológicas de la Facultad de 37


Ciencias de la Tierra de la Universidad Autónoma de Nuevo León, con la finalidad de obtener núcleos a partir de muestras de areniscas recolectadas en excursiones que previamente se realizaron principalmente en el noreste de México.

Tabla I. Resultados obtenidos en el laboratorio sobre diferentes secciones de una lámina delgada.

A partir de estas muestras que fueron cortadas y pulidas hasta alcanzar un grosor deseado de 30 µm, se elaboraron láminas delgadas impregnadas con resina epoxy azul a fin de destacar la porosidad para su estudio microscópico petrográfico (figura 2), basándonos en la metodología descrita por Houghton (1980).

Figura 2. Elaboración de lámina delgada impregnada con pintura epoxy azul (Laboratorio de Preparación FCT/UANL).

La porosidad de la muestra fue estimada de manera visual (figura 3) por estudiantes de la ingeniería geólogo mineralogista, en el Laboratorio de Mineralogía de la Facultad de Ciencias de la Tierra, por medio de microscopio petrográfico aplicando el método de Gazzi-Dickinson (Ingersoll, 1984). Los resultados se muestran en la (tabla I).

PROCESAMIENTO DE LAS IMÁGENES Las operaciones morfológicas sobre imágenes binarias se basan en imágenes de dos niveles: el valor de cada pixel pertenece a un conjunto de dos elementos que contienen sólo el mínimo y máximo aceptados (en nuestra implementación, 0 y 255). Este tipo de imágenes pueden ser interpretadas como un conjunto matemático de pixeles negros. Como cada pixel se identifica con sus coordenadas, decimos que es un punto en un espacio bidimensional (E2). Para la caracterización y cuantificación de la porosidad, se utilizaron micrografías digitales obtenidas con una cámara fotográfica digital acoplada al microscopio (figura 4), con una resolución de 10.0x - x - HDR. Una vez que se tienen las micrografías digitales de la sección delgada, se procede a su tratamiento informático utilizando el código en RStudio, siguiendo paso a paso el algoritmo mostrado en la figura 5. Las micrografías digitales se definen como una función de dos dimensiones, f (x, y), donde x y y son coordenadas espaciales en el plano. La denominación escala de grises se refiere a la intensidad en imágenes monocromáticas. Las imágenes en color están formadas por la combinación de imágenes 2-D como en el sistema de color RGB (Red, Green, Blue), una imagen consiste de tres imágenes con componentes individuales (rojo, verde, azul).

Figura 3. Experimento de laboratorio aplicando el método de Gazzi-Dickinson (Ingersoll, 1984). 38

Para los términos de cuantificación y detección de la porosidad se utilizó un código diseñado en RStudio, en el que se utilizaron las herramientas dilatación, erosión y RGB-conversión, Gray-Scale, convolución, entre otras, que se incluyen en el paquete biOps. CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Al estudiar la porosidad, convertimos las micrografías digitales en una imagen binaria que almacenamos en una matriz, donde cada pixel representa poro si es color negro y no poro si es color blanco, de esta manera pode-

Figura 4. Digitalización de la sección delgada por medio de microscopio con cámara fotográfica acoplada (Laboratorio de Sedimentología FCT/UANL).

mos identificar la red de poros en dos dimensiones, de la relación de pixeles negros a pixeles totales. Una vez cuantificada la porosidad, nos dispusimos a realizar un tratamiento de la imagen, para eliminar imperfecciones que puedan afectar en los resultados, estas imperfecciones son manchas negras que resultan de la aplicación de la resina azul (Ehrlich, 1991) y que no representan un poro como tal, ya que no cumplen con las características y dimensiones descritas por Ehrlich (1991). En este caso se utilizaron las herramientas de erosión y dilatación del paquete biOps. El proceso de erosión consiste en el cambio de todos los pixeles negros a blancos cuando estuvieran en contacto con al menos tres pixeles blancos, seguido por el proceso de dilatación, que consiste en el cambio de todos los pixeles blancos a negros cuando estuvieran en contacto con al menos tres pixeles negros. La porosidad se vuelve a medir al finalizar estos procesos, dando como resultado un valor menor al que obtuvimos antes de aplicarlos. CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Figura 5. Algoritmo para procesamiento de imagen. 39


RESULTADOS

REFERENCIAS

El valor de la porosidad que se obtuvo como resultado de la observación de los estudiantes que aplicaron la técnica “conteo de puntos” basados en la metodología descrita por Houghton (1980), en promedio fue de 19.54%, mientras que nuestro programa arrojó un resultado de 15.52%, como se muestra en la figura 6.

Djebbar Tiab, E.C. (2012). Petrophysics Theory and Practice of Measuring Reservoir Rock and Fluid Transport Properties. Oxford, Uk: G. P. Publishing, Ed. Ehrlich, R.K. (1991). Petrography and reservoir physics I: objective classification of reservoir porosity. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 75, 1547-1562. Houghton, H. (1980). Refined techniques for staining plagioclase and alkali feldspars in thin section. Journal of Sedimentary Petrology, 50, 629-631.

Figura 6. Resultados obtenidos con el programa diseñado en RStudio que calcula la porosidad a través de micrografías digitales de láminas delgadas.

CONCLUSIÓN Con base en los resultados de la tabla I, podemos inducir que la porosidad puede variar dependiendo del criterio y del entrenamiento visual de cada individuo, por lo que resulta una técnica con variaciones relativamente grandes en sus estimaciones, ya que los datos se recogen de manera aleatoria sobre un área determinada de la sección. Por esta razón decidimos diseñar un programa computacional utilizando el lenguaje de programación R con la interfaz RStudio (Team RStudio, 2015) y uno de sus paquetes para el procesamiento de imágenes biOps. Dicho programa es capaz de identificar o ver lo que el ojo humano no, ya que, para este caso, se contabilizaron 14,300,064 pixeles a diferencia de un promedio de 400 puntos que se utilizaron para el conteo de puntos.

Limarino, L.I. (noviembre de 2000). Caracterización y origen de la porosidad en areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo (Carbonífero superior), Cuenca Paganzo, Argentina. Revista Asociación Argentina de Sedimentología, 7, 72. Matías Bordese, W.D. (2007). biOps: un paquete de procesamiento de im ́agenes en R. UNC. obtenido de: http://www2.famaf.unc.edu.ar/institucional/biblioteca/trabajos/638/14318.pdf R. Allan Freeze, J.A. (1979). Groundwater. EUA: Prentice Hall. Raymond V. Ingersoll, T. F. (1984). The effect of grain size  on  detrital modes: a  test  of the  Gazzi–Dickinson point-counting method, Journal of Sedimentary Petrology, 54, 103–116. Sanders, L.L. (1998). A Manual of Field Hidrogeology. EUA: Prentice Hall. Team, R.C. (2015). RStudio: Integrated Development for R. RStudio. Boston. Obtenido de http://www. rstudio.com Team, R.C. (2016). A language and enviroment for statisitical computing. Obtenido de: www.R-proyect. org

Recibido: 03-10-16 Aceptado: 17-10-16

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CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Movimientos en masa, un riesgo geológico latente en el área metropolitana de Monterrey, N.L., México

José Rosbel Chapa Guerrero*, Sóstenes Méndez Delgado*, Gabriel Chávez Cabello*, Rosbell Iván Chapa Arce*, Sergio E. Ibarra Martínez*

RESUMEN

ABSTRACT

Este trabajo describe los diferentes tipos de movimientos en masa más frecuentes que se presentan puntualmente en el área metropolitana de Monterrey (AMM) al paso de huracanes. Aquí se ejemplifican de forma práctica los factores (condicionantes y desencadenante) causantes de los mismos, aunado a la planeación restringida, geológicamente hablando, con cortes de taludes sin un análisis previo de estabilidad. Aquí se enumeran tres tipos de movimientos en masa (caídos, solifluxión y cortes de taludes). Con esto se trata de sensibilizar a la sociedad sobre la existencia de riesgos geológicos, lo que permite reducir la vulnerabilidad en el AMM.

This paper describes the different types of mass movements that frequently occur in the Metropolitan Area of Monterrey (MAM) during the pass of hurricanes. The causing factors (conditions and triggers) are illustrated in a practical way and joined to a restricted planning, geologically speaking, with slope cuts without a preliminary analysis of their stability. There are three types of mass movements (landslides/ landslips, solifluction and slope cuts). This work tries to raise awareness of these geological hazards in the people of the MAM, and make them so less vulnerable to mass movements.

Palabras claves: movimientos en masa, caídos, solifluxión, taludes, vulnerable, condicionantes y desencadenante. El área metropolitana de Monterrey (AMM), localizada en el noreste de México, experimenta una explosión demográfica importante que alcanza más de 4 millones de habitantes, la cual desarrolla nuevas zonas urbanísticas sobre laderas de la Sierra Madre Oriental (SMO). La expansión incluye la construcción de avenidas sinuosas desde alturas que van de los 550 msnm en el valle hasta 1350 msnm (Olinalá, Palmitas, Chipinque, La Estrella, entre otras áreas); estas zonas son vulnerables a la ocurrencia de desastres naturales como movimientos en masa (MM) sobre las laderas naturales de la SMO. Entre las laderas con mayor problemática se pueden enumerar las que bordean los cerros Las Mitras, Topo Chico, La Silla, Loma Larga, el Mirador y, recientemente, en el Cañón del Huajuco, entre el frente de la SMO y el Cerro de la Silla (figura 1).

Key words: mass movements, landslides, solifluction, slopes, vulnerable, conditions and trigger.

Figura 1. Distribución de las zonas expuestas a movimientos en masa en el AMM (Google Earth, 2010).

* Universidad Autónoma de Nuevo León, FCT. Contacto: jrosbell34@gmail.com CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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OBJETIVO El objetivo principal del presente trabajo es mostrar a la comunidad los diferentes tipos de MM más frecuentes que se presentan en el AMM. Con esto se trata de hacer menos vulnerable a la sociedad regiomontana que habita en áreas susceptibles a eventos con peligro inminente por estos eventos. Asimismo, sensibilizar a la comunidad sobre la existencia de factores condicionantes (geología y morfología) y factores desencadenantes (sismos, precipitaciones intensas, ciclones, sequías, heladas e incendios) causantes de los MM.

METODOLOGÍA Analizar los trabajos de tesis sobre riesgos geológicos para determinar, de una forma clara y sencilla para la sociedad, cuáles son los diferentes tipos de movimientos en masa más frecuentes que se presentan en el AMM, como consecuencia de los factores condicionantes (geológicos) y desencadenantes (meteorológicos).

Aspectos meteorológicos: precipitación extraordinaria. Desencadenante de los movimientos en masa El AMM cuenta con un clima semiárido y extremoso, con lluvias en verano y con temperatura media anual de 22 a 23°C (INEGI, 1986). Por otro lado, la precipitación media anual es de 600 a 800 mm, con variaciones extraordinarias al paso de huracanes por la región; la máxima registrada es de 1303 mm (22 de septiembre de 1967) y 541 mm en 24 horas durante el ciclón Beulah (Chapa Guerrero, 1993; Chapa Guerrero et al., 1994, 1996). Después de 21 años, el 17 de septiembre de 1988, azotó en la región el más devastador de los ciclones, el huracán Gilberto, con una precipitación en 24 horas de 300 mm. Este huracán originó una de las mayores catástrofes naturales en la historia del AMM y una creciente jamás vista en el Río Santa Catarina (Chapa Guerrero, 1993). En 2010, 22 años después, “el desastre que ha provocado el huracán Alex a su paso por México es más demoledor que Gilberto; en 24 horas Alex dejó lluvias de 446.5 milímetros, mientras que en 1988 Gilberto generó 280 milímetros en la misma cantidad de horas” (Adame Rivera, 2013). Es importante señalar que, durante los meses o años anteriores a la llegada de los huracanes en la región, 42

prevalecía una gran sequía e intenso calor, lo que disminuyó la cubierta vegetal del suelo. Con la llegada de las precipitaciones intensas antes mencionadas, se generan dos efectos: a) Erosión rápida de la superficie del suelo. b) Aumento rápido del nivel freático, tanto en macizos rocosos como en suelos, lo que produjo la disminución de las fuerzas de fricción en las rocas y la saturación de los suelos. Estos efectos se agudizan especialmente en las laderas alteradas (antropogénica) por causa de desarrollos urbanos con planeaciones restringidas y con calles muy sinuosas que alcanzan alturas de más de 1400 msnm. Debido a esto y a las pendientes (taludes escarpados) en donde se construye, se han producido innumerables MM en la región, falla de taludes, rodamiento de grandes bloques y solifluxiones que en este artículo trataremos de ejemplificar.

Aspectos geológicos: condicionante de los movimientos en masa El AMM se localiza en el frente noreste del cinturón plegado y cabalgado de la Sierra Madre Oriental, precisamente en donde ésta cambia su rumbo de un NNO a un E-O franco, así se forma la Curvatura de Monterrey (Padilla y Sánchez, 1986; Sánchez Carlín, 2001; figura 1). Las rocas que afloran en las cimas de la SMO (flanco NE del anticlinal los muertos, Cerro de las Mitras, Cerro de la Silla y Cerro del Topo Chico) están constituidas de caliza masiva de las formaciones Cupido y Aurora (zona homogénea I, Cretácico Inferior tardío). En las partes medias de los taludes afloran caliza margosa/arcillosa de las formaciones Cuesta del Cura, Agua Nueva y San Felipe (zona homogénea II) y hacia el pie de estos taludes y algunas partes del valle aflora lutita densamente fracturada de la Formación Méndez (zona homogénea III, Cretácico Superior). Estas zonas homogéneas afloran en grandes áreas en el AMM. Desde las partes medias y bajas de la sierra están sobreyacidas discordantemente por depósitos consolidados y no consolidados del Terciario y Cuaternario. Estos depósitos son resultado de la fracturación de los macizos rocosos (Chapa Guerrero, 1993; Chapa Guerrero et al., 1994, 1996; Chapa Arce et al., 2010; Ibarra Martínez, 2007) y se clasifican de la siguiente manera: CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Figura 2. Rodamiento de bloques durante el Huracán Gilberto (1988), región de Chipinque, San Pedro Garza García.

1. Coluvión: bloques enormes transportados por gravedad. Principal afectación en las partes altas de la montaña. 2. Derrubio: depósitos heterogéneos transportados por gravedad y flujos torrenciales. Se localizan principalmente en las partes medias de los taludes. 3. Proluvión: depósitos más homogéneos transportados por los flujos torrenciales, localizados en las partes bajas del talud (abanicos aluviales). 4. Aluvión: depósitos homogéneos de diferentes tamaños (boleos a arenas) transportados por los flujos de ríos.

MOVIMIENTOS EN MASA Y SUS RIESGOS GEOLÓGICOS Con base en los estudios geológicos, tectónicos, morfológicos, de mecanismo de falla y a los diferentes tipos de suelo, se han observado en el área de estudio movimientos en masa fósiles de grandes dimensiones, como CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

el de Chipinque, en San Pedro Garza García, con un área de 4.5 km2 y un volumen de movimiento de masa de 275 millones de m3 (Chapa Guerrero, 1993). La falta de mecanismos de control y el mal uso del suelo, aunados a los factores condicionantes y desencadenantes, traen consecuencias catastróficas. A continuación se explicarán los movimientos en masa más comunes en el AMM y cuál es el mecanismo por el que éstos ocurren. Aquí se dividirán en suelos y macizos rocosos: Suelos, caso 1, caídos o coluvión: corresponden a bloques de más de un metro de diámetro (1 m3, aproximadamente 2.7 toneladas), producto de la fracturación de los macizos rocosos en la montaña, transportados por gravedad y trasladados a los taludes, en una posición metaestable, en ocasiones sobre suelo más fino (orgánico-arcilloso). Con la sequía y al paso de lluvias torrenciales, aunado a las grandes pendientes, el suelo se erosiona con facilidad, desequilibra al bloque y rueda hasta encontrar algún obstáculo para detenerse; esto ocurre muchas veces sobre casas habitación y carreteras (Chapa Guerrero, 1993; figura 2). 43


Figura 3. Izquierda: azolve de una calle durante el huracán Alex (2010); Derecha: azolve de una casa habitación durante el huracán Gilberto (1988).

Suelos, caso 2, solifluxiones: cuando las calles o una casa habitación quedan directamente sobre un arroyo salvaje, y el material sobrante de la construcción es arrojado al arroyo, con las lluvias torrenciales el agua se infiltra en el suelo llevándose primeramente el material fino (arcillas, limos y arenas finas) e inicia el proceso conocido como sufusión, posteriormente se satura el sedimento e inicia uno de los movimientos en masa más comunes en el AMM (figura 3).

para cada área donde se planea desarrollar áreas urbanas. Asimismo, concientizar a la sociedad sobre la vulnerabilidad a la que estarán expuestos. Los lugares de más alto riesgo corresponden a taludes, laderas de montaña, sobre

Macizo rocoso, caso 3: sobre los macizos rocosos existen diversas construcciones en el AMM. Aquí se debe hacer un análisis del mecanismo de falla para verificar la estabilidad del talud con respecto al corte realizado para la construcción. Si se identifica alguna inestabilidad, se debe realizar un análisis cinemático para comprobar la dirección del movimiento. Existen diversos movimientos en masa que se pueden presentar de acuerdo a las discontinuidades (estratificación, diaclasas, esquistosidad y fallas) que presentan el macizo rocoso y el corte natural o artificial realizado. A continuación se muestra un ejemplo de un corte de un talud (Chapa Arce et al., 2010; figura 4).

CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES Es recomendable elaborar mapas detallados sobre riesgos geológicos 44

Figura 4. Arriba: se observa un perfil del talud en el que la posición de los estratos favorece el desencadenamiento de movimientos de rotura de rodilla (Cañón del Huajuco). Abajo: representación estereográfica (Hoek y Bray, 1977), tomando en cuenta el mecanismo de falla del macizo rocoso.

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los cuales se construyen zonas urbanas, carreteras y puentes, en éstos se debe hacer un análisis de estabilidad y sus riesgos. Por otro lado, los márgenes y el interior de los arroyos y ríos deben considerarse libres de construcción. Adicional a los mapas de riesgos geológicos, se debe integrar un mapa que identifique las siguientes áreas o zonas: a) zonas urbanizables: áreas donde se puede construir garantizando la seguridad mediante estudios geotécnicos (bajo peligro); b) zonas no urbanizables: áreas de arroyos y ríos y zonas que presentan un peligro natural muy alto, no mitigables y, c) zonas de amortiguamiento o destinadas a estancia temporal: zonas con estabilidad aparente después de hacer mejoras con obras de ingeniería geológica. En cada zona urbana se debe contar con un sistema de monitoreo del talud (inclinómetros y extensómetros)

controlados a través de GPS que proporcionen información cinemática del MM y sus esfuerzos. La humanidad, durante toda su existencia, siempre se ha adaptado al medio. Desde el siglo pasado, con las nuevas tecnologías de construcción, hemos querido adaptar el medio a nosotros, olvidándonos o dejando de considerar las experiencias negativas en el ramo de la construcción. De tal manera que, al no trabajar en conjunto (ingenieros geólogos, civiles, arquitectos, dependencias gubernamentales, etcétera), descuidamos los aspectos geológicos en los que se pretenden llevar a cabo obras civiles, desvinculamos completamente los trabajos profesionales, minimizamos la credibilidad de cada profesión, nos hacemos más vulnerables y comprometemos la seguridad de la sociedad.

REFERENCIAS Adame Rivera, L.M. (2013). Urbanismo vulnerable a los procesos de remoción en masa en el municipio de San Pedro Garza García, Nuevo León, México. Tesis de maestría. México: UANL. Chapa Guerrero, J.R. (1993). Massenbewegungen an Steilhängen der Sierra Madre Oriental im Grossraum Monterrey, Mexiko. Tesis Doctoral, RWTH-Aachen. Chapa Guerrero, J.R.; Meiburg, P. y Schetelig, K. (1994). Riesgos geológicos en la Sierra Madre Oriental (estado de Nuevo León), México. Zbl. Geol. Paläont. Teil. I, 1993 (1/2): 555-566; Stuttgart. Chapa Guerrero, J.R., Meiburg, P. y Schetelig, K. (1996). Estabilidad de taludes escarpados, Sierra Madre Oriental, N.L., México. Zbl. Geol. Paläont. Teil. I, 1994 (7/8): 1019-1026; Stuttgart. Chapa Arce, R.I., et al. (2010). Estudio geólogo-geofísico para determinar movimientos en masa y riesgos geológicos en el cañón el Huajuco (La Estanzuela) al sureste del área metropolitana de Monterrey, Nuevo León, México. Tesis de Licenciatura. México: UANL.

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Hoek E., y Bray, J.W. (1977). Rock slope engineering. London: Institute of Mining & Metallurgy. Ibarra Martínez, S.E. (2007). Riesgos geológicos en la región sursureste del área metropolitana de Monterrey, Nuevo León, México (Mederos). Tesis de Licenciatura. México: UANL. Instituto Nacional de Geografía Estadística e Informática. (1986). Síntesis geográfica del estado de Nuevo León. México: Secretaría de Programación y Presupuesto. Padilla y Sánchez, R.J. (1986). Post-Paleozoic tectonics of northeast Mexico and its role in the evolution of the gulf of Mexico. Geof. Int. Vol. 25-1: pp. 157-206. Sánchez Carlín, E. (2001). Riesgos geológicos en la porción noroeste del Cerro de la Silla, Monterrey, N. L., México. Tesis de Licenciatura. México: UANL.

Recibido: 03-10-16 Aceptado: 17-10-16

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Uso geotérmico de pozos de petróleo y gas abandonados. Reporte de campo: Alemania

Dieter Michalzik*, Marcus Meisel*, Jens Steffahn*

RESUMEN

ABSTRACT

La reutilización de pozos abandonados de petróleo y gas en algunas partes ofrece la oportunidad de minimizar y reducir los costos de inversión y mejorar la viabilidad económica de proyectos con potencial geotérmico en Alemania, donde los recursos de alta entalpía son difíciles de acceder debido a sus grandes profundidades. Pero aun para un país geotérmicamente avanzado como México, esta opción podría ser de utilidad para proporcionar energía sostenible además de regiones geotérmicas de alta temperatura conocidas para el país.

The re-use of abandoned oil and gas wells in some parts provide a chance of minimizing and reducing investment costs and improve economic feasibility of potential geothermal projects in Germany where high enthalpy reservoirs are difficult to access due to their great depths. But even for a geothermally advanced country like Mexico, this option might prove helpful to provide sustainable energy outside the well-known hot spots.

Palabras clave: Geotermia, energía sostenible, pozos de petróleo y gas, potencial de reutilización, Alemania. En los tiempos actuales, en los que existe una continua discusión sobre calentamiento global, la emisión de carbono o sobre los desechos de la energía nuclear, la energía geotérmica podría representar la esperanza para darle un giro radical a la energía global. Sin embargo, aunque existen las condiciones geológicas favorables, los altos costos de perforación generalmente limitan muchos proyectos útiles en geotermia. Esto es cierto por lo menos para proyectos fuera de las evidentes áreas de alta entalpía, que frecuentemente son, no obstante, sólo prospectos prometedores. Por otra parte, hay cientos y hasta miles de pozos abandonados de petróleo y gas en todo el mundo que por lo menos en algunos casos podrían ser convertidos para uso geotérmico (Reyes, 2007; Davis y Michaelides, 2009; Kurevija y Vulin, 2011). En principio, para usar un pozo abandonado de petróleo o gas con fines geotérmicos, éste debe estar en condiciones adecuadas (instalaciones, tuberías). En se-

Keywords: Goethermics, sustainable energy, oil and gas wells, re-use potential, Germany.

gundo lugar, es necesario ubicar una estructura de recepción cercana para que la energía recuperada pueda ser accesible. El desarrollo preferido dependerá de la profundidad o más bien de la temperatura del pozo, análisis del flujo de calor y de la disponibilidad de agua termal en el reservorio. Si estas características están presentes, se deben monitorear varios parámetros: tipo de fluidos (hidroquímica), presión del yacimiento, la cantidad de hidrocarburos remanente, porosidad y permeabilidad, sustentabilidad de la tasa de producción y extensión de la roca reservorio (acuífero). Bajo circunstancias favorables, el acuífero tiene una extensión regional tal que asegura un flujo constante y una producción a largo plazo que abarque varias décadas. Adicionalmente, la hidroquímica del agua termal debería tener una mineralización mínima para permitir una operación con pocas complicaciones de la planta geotérmica respecto al escalamiento (o dimensiones) y la corrosión.

* GeoDienste GmbH, Alemania. Contacto: info@geodienste.com 46

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éxito. Este pozo tiene una profundidad de 2,850 m y una temperatura de fondo de 105°C. En 2012 finalmente el pozo fue convertido en una sonda geotérmica profunda y desde entonces entrega básicamente 3,500 MWh por año hacia una red distrital calorífica (figura 3).

Figura 1. Pozo abandonado (izquierda) reestructurado como una sonda geotérmica/intercambiador de calor profundo (derecha).

Sin embargo, en muchos casos, los parámetros relevantes para un eficiente sistema, como las dobletes hidrotermales, no se aplican y por lo tanto su uso debe ser considerado alternativo. La aplicación más directa sería convertir un pozo abandonado en un intercambiador calorífico profundo (sonda geotérmica). Como consecuencia, no sería necesario un segundo pozo para reinyección y los problemas de escalamiento por mineralización química y corrosión, tan frecuentemente vistos en sistemas hidrotermales relacionados con la composición química de salmueras, no ocurren. Para realizar una sonda geotérmica profunda se debe remover el gas o aceite y, si es necesario, el influjo remanente de formación de agua o de aceite-gas debe ser sellado mediante tapones de cemento (figura 1). Si el pozo está en condiciones apropiadas y el diámetro de tubería es adecuado, el único componente por implementar es una tubería interna aislada. Una desventaja de estos sistemas cerrados es una salida menor de energía en comparación con los sistemas hidrotermales. Sin embargo, en Austria y en Alemania existen algunos ejemplos de éxito para convertir pozos abandonados en sondas geotérmicas profundas. En tales casos, la menor eficiencia energética del sistema cerrado es económicamente compensada por los bajos costos de inversión. En 2009 la compañía austriaca RAG (Rohöl-Aufsuchungs AG) perforó el pozo exploratorio Mühlleiten ML-002 cerca de Neukirchen a.d. Vöckla (figura 2), pero no tuvo CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Figura 2. Ubicación de los sistemas geotermales mencionados.

Uno de los campos petroleros más antiguos a nivel mundial está ubicado en el área Pechelbronn, cerca de Landau, en el Valle Superior del Rin (Oberrheingraben), en una estructura de rift del suroeste de Alemania (figura 2). En las últimas décadas, cerca de 200 pozos han sido excavados, de los cuales aproximadamente

Figura 3. Planta geotérmica Mühlleiten ML-002 (Doppelreiter, 2013).

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70 son aún productivos. Además, el Valle Superior del Rin es el lugar más conocido por aguas termales nonmagmáticos en un dominio extensional de Alemania (Harthill, 2002; Moeck, 2014). Bajo estas condiciones, aun los pozos más someros exhiben altas temperaturas. Dos pozos petroleros abandonados del área de Landau han sido convertidos en sondas geotérmicas profundas. La primera tiene una profundidad de cerca de 920 m y una temperatura al fondo mayor a los 80°C. Esta sonda, equipada con 4½″ de tubería epoxi, actualmente genera cerca de 88 kW de energía termal, la cual es subsecuentemente elevada por medio de una bomba calorífica a cerca de 110 kW y utilizada en un spa de un parque recreativo cercano. El segundo pozo modificado en el Valle Superior del Rin tiene 797 m de profundidad y exhibe temperaturas al fondo cerca de los 80°C. Ha sido equipado con una tubería especial de polietileno reforzado con un tejido de acero y aislado en los últimos 300 m de su parte superior. El sistema entrega cerca de 80 kW de energía termal sin necesidad de instalar una bomba calorífica, con lo que abastece una red de calentamiento local (Mertel y Körper, 2015). Por otra parte, cuando todos los parámetros relevantes aplican, se recomienda la conversión hacia un sistema de energía más eficiente, como el sistema hidrotermal binario. Considerando ese uso hidrotermal, se ha planeado recientemente la conversión de un pozo de gas abandonado, en el Rotliegend, cerca de Munster, en el noroeste de Alemania, por nuestra compañía GeoDienste GmbH. En el área de Munster, el campo Dethlingen fue uno de los principales prospectos en Alemania durante las últimas décadas. Sin embargo, hoy sólo dos pozos se encuentran en producción. Uno de éstos, cerca de la estructura de recepción potencial para calor, es decir, la ciudad de Munster, fue abandonado hace algunos años porque su proporción agua-gas se había incrementado intensamente, de tal modo que la producción de gas económica ya no fue posible. El

pozo tenía una profundidad de 4,450 m TVD (total vertical depth-profundidad vertical total) y más de 5,100 m MD (measured depth-profundidad medida) con una temperatura al fondo de 147°C. A finales de 2015 el pozo cerrado fue abierto y monitoreado por una tubería enrollada (coiled tubing) (figura 4) para verificar la viabilidad de una reutilización geotérmica. Finalmente, se preparó una prueba de inyección para confirmar la tasa de circulación de agua proyectada. Si los resultados empatan con las expectativas, la perforación será convertida a un pozo de inyección como parte de un sistema hidrotermal binario. A partir del sitio existente, se prepara una nueva perforación direccional para que sirva como pozo de producción (figura 5). Se espera que la salida térmica sea alrededor de los 10 MW, la cual debe entregarse a la red calorífica del distrito de la ciudad de Münster y convertirse parcialmente a electricidad (vía ORC- Organic Rankine Cycle). Con respecto a la salida de energía térmica o de generación de electricidad a partir de pozos de gas y petróleo abandonados en Alemania, el uso de la tecnología de Sistemas Geotérmicos Mejorados (por sus siglas en inglés, EGS: Enhanced Geothermal Systems), debe ser considerada. La tecnología EGS nos permite el uso de energía geotérmica profunda aun en áreas con insuficiente disponibilidad de agua termal o en rocas calientes y secas. Con esto en mente, los pozos abandonados de petróleo y gas en lugares no favorables pueden ser considerados para una reutilización geotérmica, en especial en rocas más o menos homogéneas preferencialmente con altas temperaturas. Sin embargo, esto requeriría que el pozo esté en buenas y apropiadas condiciones para la estimulación hidráulica. En la mayoría de los casos, el trabajo de operaciones, y posiblemente de profundización o desviación del pozo, será necesario. Subsecuentemente, la estimulación hidráulica tiene que ser ejecutada donde las direcciones de las fracturas deben ser determina-

Figura 4. Monitoreo CT (coiled tubing) del pozo de gas abandonado en Munster a finales de 2015. 48

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das por el monitoreo sísmico. Finalmente, un segundo pozo tendrá que ser perforado, el cual debe ser orientado paralelamente hasta el estrés mínimo horizontal y perpendicular a las fracturas hidráulicas para completar el EGS doblete (figura 6). Un ejemplo ya existente para el desarrollo de un pozo de gas abandonado a un sistema EGS que se localiza en el noreste de Alemania (figura 2) es el pozo Groß Schönebeck 3/90, el cual fue perforado en 1990 como un pozo de exploración de gas y fue abandonado debido a su nula productividad. En 2000 fue nuevamente reabierto y profundizado hasta 4,394 m TVD para servir como un laboratorio profundo para experimentos hidráulicos y para pruebas de estimulación masiva conducidos por el Centro de Investigación Alemana en Geociencias de Potsdam (Geofors-

chungszentrum Potsdam, 2001). En 2006, un segundo pozo fue perforado para formar un sistema de perforaciones conectadas hidráulicamente de manera artificial a una profundidad de 4,400 m en las areniscas y en rocas volcánicas del Rotliegend. El sistema geotérmico ha sido diseñado para la generación de 10 MW de energía térmica y cerca de 750 kW de electricidad. Sin embargo, durante los últimos años la planta se ha utilizado principalmente como un laboratorio científico. Lo mismo ocurre con el pozo Horstberg Z1 (figura 2) en el noroeste de Hannover; un pozo de gas que hoy es usado para experimentos hidráulicos profundo (Kehrer et al., 2007). Debido a que la generación de energía térmica es aún un campo relativamente nuevo en Alemania, donde los recursos de alta entalpía no son de fácil acceso

Figura 5. Pozo Munster de gas original (izquierdo) convertido a un pozo de inyección (en medio) y nuevo pozo de producción (derecha).

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Figura 6. Pozo de gas original (izquierdo) convertido a un pozo profundizado y desviado (medio) para formar un sistema EGS con un pozo nuevo.

debido a las grandes profundidades para alcanzar las altas temperaturas, los costos de inversión para el desarrollo de la infraestructura geotérmica aún son altos. Creemos que con la reutilización de pozos de petróleo y gas abandonados existen oportunidades de minimizar y reducir los costos y mejorar la accesibilidad económica para distintas regiones en Alemania. Aunque el uso de energía geotérmica en México, por lo menos dentro de las regiones de alta entalpía en la Faja Volcánica Transmexicana y del rift en el Golfo de California, está mucho más desarrollada, con la reutilización de pozos de petróleo y gas abandonados puede existir una posibilidad de ampliar el uso directo de energía geotérmica fuera de las áreas conocidas en México. Lo que es más importante, considerando que 50

las mediciones del flujo de calor y el gradiente geotérmico son 100-200 (mW/m2) y 0.02-0.05 (°C), respectivamente, en las regiones petroleras del noreste, este y sureste de México (Prol-Ledesma y Juárez, 1986; Prol-Ledesma, 1991; Prol-Ledesma et al., 2016).

REFERENCIAS Davis, A.P., y Michaelides, E.E. (2009). Geothermal power production from abandoned oil wells. Energy 34: 866-872. Doppelreiter, D. (2013). Tiefe Erdwärmesonde- nachhaltige, verlässliche und preisstabile Wärme, Presentación Augsburg, 18 de abril 2013.

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Geoforschungszentrum Potsdam. (2001). In situ Geothermal Laboratory Groß Schönebeck: Drilling, logging, hydraulic test, formation fluids and clay minerals. Scientific Technical Report 2000/2001, 1-187. Harthill, N. (2002). The Tectonic Basis of the Geothermal Region of the Oberrheingraben. 20 Jahre Tiefe Geothermie in Deutschland. 7. Geothermische Fachtagung, Waren (Müritz): 145-153. Kehrer, P., et al. (2007). The GeneSys project-a contribution of Geozentrum Hannover to the development of Enhanced Geothermal Systems (EGS). Z. dt. Ges. Geowiss, 158/1: 119-132. Kurevija, T., y Vulin, D. (2011). High Enthalpy Geothermal Potential of the Deep Gas Fields in Central Drava Basin, Croatia. Water Resources Management, 25: 3041–3052. Mertel, B. y Körper, D. (2015). Beyond Petroleum – Wärmenutzung aus stillgelegten Erdölbohrungen. bbr Special issue Geothermie 2015, S. 72 – 77.

Moeck, I.S. (2014). Catalog of geothermal play types based on geologic controls. Renewable and Sustainable Energy Reviews, 37: 867-882. Prol Ledesma, R.M. y Juárez, M.G. (1986). Geothermal map of México. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 28/ 3-4: 351-362. Prol Ledesma R.M. (1991). Heat flow in Mexico.- In: Cermak, V., and Rybach, L. (eds). Terrestrial heat flow and the lithosphere Strctures. Springer Verlag, Berlin-Heidelberg: 475-485. Prol Ledesma, R.M., et al. (2016). Integration of heat flow measurements and estimations in the construction of Mexico´s heat flow map. European Geothermal Congress, Brussels. Rag Rohöl-Aufsuchungs Aktien-Gesellschaft (2012). 3. Platz beim Energy Globe Award Oberösterreich für das Projekt Tiefe Erdwärme. Comunicado de prensa 9 de noviembre 2012.

Recibido: 03-10-16 Aceptado: 17-10-16

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Pedernales de radiolarios y sus rocas silíceas asociadas del Macizo Rhenano y las Montañas del Harz, Carbonífero Inferior, Alemania Hans-Jürgen Gursky*

RESUMEN

ABSTRACT

Las rocas silíceas sedimentarias son importantes constituyentes de la sucesión de rocas en la Cuenca Culm alemana, de edad Carbonífero Inferior (Mississippiano), y afloran en el este del Macizo Rhenano y al oeste de las Montañas del Harz. Dichas rocas se encuentran distribuídas en cinco unidades litoestratigráficas: la Formación Lutita Alum Inferior (Lower Alum Shale Formation), la Formación Pedernal Negro (Black Chert Formation), la Formación Pedernal Pálido (Pale Chert Formation) y su Formación Contemporánea Caliza Silícea (Siliceous Limestone Formation), y la Formación Silícea Transicional (Siliceous Transitional Formation). La secuencia abarca del Tournaisiano Tardío al Viseano Medio. Varias rocas siliciclásticas, calcáeas y, localmente, volcánicas máficas y piroclásticas, están asociadas a estos estratos. Se han identificado cuatro facies paleogeográficas. El pedernal de radiolarios (radiolarita), el pedernal espiculítico homogéneo y las to- bas silicificadas son los tipos de roca dominantes. Mayoritariamente éstas forman estratos laminados grises, negros, verdosos o rojizos que alternan rítmicamente con capas de lutita silícea y, en algunas áreas, se intercalan de forma variable con lutitas grises y negras así como con fosforitas, metabentonitas, calizas turbidíticas, grauvacas y areniscas de cuarzo.

Siliceous sedimentary rocks are major constituents of the rock succession in the German Culm Basin and crop out in the eastern Rhenish Massif and the western Harz Mountains. These rocks occur in five lithostratigraphic units: the Lower Alum Shale Formation, the Black Chert Formation, the Pale Chert Formation and coeval Siliceous Limestone Formation, and the Siliceous Transitional Formation (upper Hastarian to Asbian). The sequence comprise from the Tournaisain to the middle Visean. Various siliciclastic, calcareous and, locally, mafic volcanic and pyroclastic rocks are associated with these strata. Four paleogeographical facies zones have been identified. Radiolarian chert, spiculitic chert, homogenous chert, and silicified tuff are the main siliceous rock types. These mostly form current-laminated grey, black, greenish or reddish beds rhythmically alternating with layers of siliceous mudstone and, in places, variably intercalated with grey and black mudstones and siltstones, phosphorites, metabentonites, turbiditic limestones, greywackes and quartz arenites.

Palabras Clave: pedernal, radiolarios, Montañas Harz, Cuenca Culm, Carbonífero, Macizo Rhenish.

Keywords: chert, radiolaria, Harz Mountains, Culm Basin, Carboniferous, Rhenish Massif.

El área de depósito en la Cuenca Culm estuvo situada en el océano Paleo-Tetis tropical, elongado y relativamente angosto, un estrecho marino batial somero entre Gondwana y Laurussia que gradualmente se angostó durante la orogenia Varíscica. Corrientes ricas en nutrientes hacia el oeste, provenientes del oceáno Paleopacífico noroccidental, favorecieron la alta fertilidad de plancton silíceo: los radiolarios. Estos últimos originaron la formación de fangos bajo condiciones temporal-

mente anóxicas cuando contemporáneamente el aporte detrítico terrigéno así como las tasas de sedimentación (aproximadamente de 2 mm/1,000 años) decrecieron debido al relativamente alto nivel del mar y al clima seco. La sedimentación silícea terminó cuando, debido a la colisión Gondwana-Laurussia, el detrito terrígeno se multiplicó y la cuenca se angostó y se restringió la circulacion oceánica del Paleo-Tetis, resultando en una disminución en la productividad de radiolarios.

* Universität Clausthal, Leibnizstr, Alemania. Contacto: gursky@geogie.tu-clausthal.de 52

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


La Cuenca Culm (Carbonífero Inferior, Mississippiano) forma parte de la Zona Rheno-herciniana del Cinturón Orogénico Varíscico. Es una de las cuencas marinas clásicas en Europa central. Entre sus características principales destaca su bien definida sucesión rocosa y ampliamente correlacionable, su buen control bioestratigráfico y su mínima deformacion orogénica. Por tanto, los estudios estratigráficos intensivos y estudios de facies se han llevado a cabo desde el comienzo del siglo XX. Las rocas silíceas de la Cuenca Culm, sin embargo, que representan más de la mitad del Carbonífero Inferior, han sido subestimadas por décadas. Esto es principalmente debido a su aparente monotonía petrográfica y a la escacez de características macroscópicas y macrofósiles. No obstante, el avance en la bioestratigrafía de radiolarios y el entendimiento derivado de perforaciones en océanos profundos, y de procesos sedimentarios y diagenéticos de sedimentos silíceos marinos han proporcionado herramientas sólidas para la determinación exacta de edades y para descifrar la naturaleza y el origen de las unidades rocosas silíceas en la Cuenca Culm (Braun y Gursky, 1991; Braun y Schmidt, 1993; Dehmer et al., 1989; Gursky, 1996, 1997; Zellmer, 1997). En el presente trabajo se presenta y sumariza el estado del arte en lo que respecta a la estratigrafía, paleogeografía, sedimentología, microscopía petrográfica y la evolución paleooceanográfica de las rocas silíceas de la Cuenca Culm en Alemania.

EL MARCO PALEOGEOGRÁFICO La paleogeografía del Carbonífero Inferior estuvo dominada por Gondwana y Laurussia como continentes mayores (Scotese y McKerrow, 1990; figura 1). Ambos estaban separados por un extenso pero gradualmente angosto océano llamado Paleo-Tetis, un mar tropical. Los sedimentos silíceos fueron mayoritariamente depositados fuera de la costa sur de Laurasia y en el noreste y oeste del Oceáno Paleopacífico (Hein y Parrish 1987). Además de la Cuenca de Culm, existen rocas siliceas del Carbonífero en el sureste de los Estados Unidos (Lowe 1975). Fangos calcáreos pelágicos estuvieron subordinados durante el Paleozoico y empezaron a dominar durante el Mesozoico sólo cuando los organismos planctónicos calcáreos evolucionaron a nivel global. En la figura 1 podemos observar que los continentes estaban separados por océanos estrechos “internos” y así formaban un “megaarchipiélago”. Éste se ensambló en el Carbonífero Superior hasta el Pérmico, formanCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

do el supercontinente Pangea, por medio de la colisión paso por paso entre Laurussia y Gondwana (Orogenia Varíscica-Ouachita). Mientras que casi todo el resto del globo estaba ocupado por el Océano Paleopacífico (a partir del Pérmico llamado Panthalassa). Nótese que en esta gráfica sólo están representadas las áreas más orientales del Paleopacífico (al margen izquierdo del mapa) y más occidentales (al margen derecho). La Cuenca Culm fue un mar marginal profundo del Oceáno Paleo-Tetis en el margen pasivo exterior subsidente del sureste de Laurussia. Hacia el sur, la Cuenca Culm estuvo bordeada por un arco magmático intrao-

Figura 1. Configuración paleocontinental en el Viseano, compilado y modificado principalmente de Parrish (1982), Scotese y McKerrow (1990) y Witzke (1990).

ceánico unido a una zona Varíscica de subducción, el precursor de la Zona Cristalina Germánica Media (figura 2). Estrechos marinos abiertos existieron hacia el suroeste del Paleo-Tetis vía el sureste de Inglaterra, Irlanda y Portugal, y hacia el Este, hasta el oeste del Paleopacífico, vía el sureste de Europa. En el norte de Alemania el comienzo de la depositación de la magnafacies de Culm fue causado por un alto en el nivel del mar y por la transgresión durante el Tournaisiano Medio. La cuenca Culm se extendió hasta convertirse en una gran bahía que incluyó la mayoría del norte de Europa central y estuvo conectada con el sureste de Iglaterra (Paproth, 1989). La Cuenca Culm estuvo bordeada en el oeste, norte y este, por la angosta pendiente de una plataforma carbonatada (la Caliza Carbonífera, ‘Kohlenkalk’; Franke, 1990), un amplio banco somero que incluyó la formación local de evaporitas. Esta zona de banco estuvo limitada hacia el continente por una complicada línea de costa de las tierras bajas continentales del sureste de Laurussia.

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Laurussia suroriental, el clima cambió de moderadamente húmedo en el Tournaisiano Temprano a caliente, semiárido a árido en el Viseano Temprano y nuevamente a moderadamente húmedo en el Viseano Tardío. El nivel del mar se elevó a partir de estar bajo durante el Devónico Superior Tardío hasta un alto nivel en el Tournaisiano Tardío (Ross y Ross, 1987) y permaneció alto hasta el final del Carbonífero Temprano, con un posible máximo en el Viseano Tardío (Herbig, 1998). En el Serpukhoviano, sin embargo, el nivel del mar bajó dramáticamente hasta un nivel muy bajo, causado por el comienzo de la glaciación permocarbonífera.

Figura 2. Paleogeografía de Europa central en el Viseano Temprano, modificado y extendido a base de Franke (1990).

La Cuenca Culm alcanzó su máxima extensión paleogeográfica durante el Viseano Medio y llegó a estar secuencialmente más angosta durante el Viseano Superior. Esto debido a la formación de grandes complejos deltaicos fluviales (Leeder, 1987) y a la formación de carbón parálica extendida como efectos posibles de un cambio climático de condiciones semiáridas hacia condiciones moderadamente húmedas. Y desde el sur, la avanzada de la Orogenia Varíscica hacia el norte causó el allanamiento progresivo de la cuenca por depósitos de potentes series de grauvacas. Durante el Serpukhoviano Superior, la Cuenca Culm se había finalmente somerizado como un paisaje pantanoso de delta parálico. La Cuenca Culm estuvo dividida en subcuencas con elevaciones submarinas incluyendo islas locales. Los relictos de márgenes devónicos erosionados y de arrecifes de atolón encontrados en los márgenes de arrecifes o en estructuras volcánicas submarinas actuaron como altos topográficos locales o islas hasta el periodo Viseano. Estos controlaron el patrón de facies tanto de las rocas silíceas como de las asociadas. Las erupciones volcánicas subaéreas, por ejemplo, en el este del área del Harz (complejo de Elbingerode) son responsables, en parte, de las tobas interestratificadas con las secuencias silíceas (Gursky, 1992; Zellmer, 1997). Durante el Carbonífero Temprano, el noreste de Europa central estuvo situado al sur del cinturón de selvas tropicales que atravesaban Laurussia y hacia el margen noreste del cinturón climático de alta presión de la zona subtropical meridional (Bless et al., 1987; Gursky, 1996; Parrish, 1982; Witzke, 1990). Las evidencias palinológicas (Zwan et al., 1985) y paleopedológicas (Peeters et al., 1992; Wright, 1990) sugieren que, en

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Una fuerte corriente ecuatorial superficial dirigida hacia el oeste, estuvo probablemente presente en el Océano Paleopacífico occidental, provocada por los vientos alisios tropicales. Esta corriente rica en nutrientes pudo haber pasado a través del Paleo-Tetis en dirección este-oeste, de manera atenuada. Corrientes frías del fondo, de origen polar, con surgencias en ciertas regiones oceánicas, estuvieron ausentes probablemente por la configuración paleocontinental especial (Parrish, 1982). En combinación, estas condiciones claramente favorecieron la sedimentacion biosilícea en la Cuenca Culm. El clima semiárido a árido en el sureste de Laurussia resultó en un escurrimiento continental reducido y en una tasa de sedimentación clástica muy baja en los mares circundantes. Adicionalmente, las amplias áreas arrecifales interceptaban la mayoría de detritus. Estos factores condujeron a un escaso aporte terrígeno hacia la Cuenca Culm, de tal modo que se acumularon fangos planctónicos más puros. El Paleo-Tetis se había estrechado; se encontró en una posición “intercontinental” con una orientación OSO-ENE cerca del ecuador. Estos factores no fueron favorables para condiciones de surgencia, a diferencia del Oceáno Pacífico ecuatorial moderno. Sin embargo, se puede suponer una alta fertilidad planctónica para el Oceáno Paleopacífico vecino. Las corrientes impulsadas por los vientos alisios transportaron aguas superficiales ricas en nutrientes desde el oeste del Oceáno Paleopacífico hacia el oeste al Paleo-Tetis. El plancton de radiolarios floreció y consecuentemente depósitos de fangos silíceos se formaron en esta zona.

SECUENCIA ROCOSA SILÍCEA Las rocas silíceas del Carbonífero Inferior (“Kulm-Kieselschiefer” y sus equivalentes en la bibliografía alemana) afloran en el Macizo Rhenano y en las Montañas del Harz, que a su vez son partes del cinturón de pliegues y fallas del antepaís del Orógeno Varíscico (figura 3). Los CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


pedernales de radiolarios y sus rocas sedimentarias asociadas silíceas y no-silíceas fueron depositados desde el Tournaisiano Superior hasta el Viseano Superior Temprano, tabla I).

Tabla. I. Crono y litoestratigrafía de la secuencia del Culm alemán en la parte oriental del Macizo Rhenano y las Montañas del Harz. La subdivisión internacional del Tournaisiano y Viseano corresponde a Europa occidental y central; la subdivisión alemana (tradicional) se basa en la bioestratigrafía con goniatites (amonoidea).

En la mayoría de las áreas, las secuencias silíceas son subyacidas por lutitas de cuenca del Devónico Tardío al Tournaisiano Tardío, con intercalaciones de areniscas turbidíticas provenientes del sureste de Laurussia o calizas nodulares (de la formación Hangenberg y sus equivalentes). Los primeros estratos silíceos se encuentran en la parte superior de la formación sobreyacente, la formación Lutita Alum Inferior (Lower Alum Shale Formation [alum, ingl. = alumbre, esp.]; “Liegende Alaunschiefer”; “Kahlenberg Subformation”, Korn, 2003b; Tournasiano Medio), tradicionalmente definida como la primera unidad estratigráfica de la Cuenca Culm alemana. Esta formacion de lutita negra tiene hasta 45 m de espesor (sección Rottenberg, figura 4) y es litológicamente monótona y pobremente estratificada. Las rocas son ricas en carbono orgánico (hasta más de 3%) y pirita de grano fino, pero pobres en fauna. Concreciones fosforíticas diagenéticamente tempranas son localmente abundantes y ricas en radiolarios bien preservados (Braun y Schmidt, 1993). Esto sugiere que la formación entera originalmente fue rica en sílice biogénico, el cual fue mayoritariamente disuelto durante la diagénesis y reciclado después. Estratigráficamente hacia arriba, la Figura 3. Presencia de rocas del Carbonífero Inferior en el Macizo Rhenano y las Mondel Harz (oeste y centro de Alemania). Áreas con rocas silíceas aflorantes están formación Lutita Alum Inferior pasa a tañas sombreadas. la Formación Pedernal Negro (figura 5; “Schwarze Kieselschiefer”, “Kulm-Lynores de tobas alteradas (metabentonitas), estratos de dite”; “Hardt-Subformation”; Korn, 2003b) por el in- calciturbiditas y nódulos de fosforitas están presentes cremento de estratos distintivos de pedernal. Tiene has- localmente. ta 20 m de espesor y consiste de una alternancia rítmica El contenido de carbono orgánico decrece hacia arriba y uniforme, de centímetros a decímetros de espesor, de estratos de radiolarita (figura 6a) y de lutitas silíceas de la sección, y la Formación Pedernal Negro pasa a la negras de espesores milimétricos. Intercalaciones me- Formación Pedernal Pálido (“Helle Kieselschiefer”; figuCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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Figura 4. Litoestratigrafía esquemática desde el Tournaisiano basal hasta el Viseano Tardío en el corte representativo del cerro Rottenberg (cantera abandonada y corte adyacente de carretera entre los pueblos de Adorf y Flechtdorf, Macizo Rhenano Oriental). Véase la explicación de la secuencia en el texto; detalles en Gursky (1992).

ra 6B). Tiene hasta 25 m de espesor y está compuesta de estratos que alternan entre grises, verdosos y rojizos, de escalas centímétricas a decimétricas, y lutitas silíceas delgadas. Los pedernales son o pedernal radiolario espiculítico o toba silícea o raramente homogéneos. Son frecuentes interestratos tobáceos delgados de colores claros. En el noreste del Macizo Rhenano, esta formación presenta una gradación hacia el oeste a la Formación Caliza Silícea (“Kulm-Kieselkalke”; “Hillershausen Formation”, Korn, 2003a ) por medio de la intercalación de calizas turbidíticas variablemente silicificadas (figura 6), que pueden llegar a ser dominantes. La Formacion Caliza Silícea tiene generalmente más de 30 m de espesor.

La parte cuspidal de la secuencia silícea es la sobreyacente Formación Transicional Silícea (“Kieselige Übergangsschichten”; “Bromberg Formation”, Korn, 2003a). Tiene hasta 15 m de espesor y es generalmente una alternancia de estratos delgados de lutitas grises a negros, pedernales, calciturbiditas y tobas alteradas. Un estrato triple de caliza rica en goniates (caliza crenistria) forma un horizonte clave conspicuo. En las Montañas del Harz predomina fuertemente la facies lutítica (o argillosas). Algunas capas de lutita son ricas en macrofauna, la mayoría son bivalvos aplanados tipo Posidonia y goniatites (Brauckmann, in Hinze, 1976). Las formaciones silíceas son sobreyacidas por una facies flysch con que termina el desarollo de la Cuenca Culm alemana. La Formación Pizarras Culm (“Kulm-Tonschiefer”; “Glindfeld Fovrmation”, Korn, 2003a) abarca más de 100 m de espesor. Está diacrónicamente sobreyacida por la Formación Grauvaca Culm (“Kulm-Grauwacken”), de varios cientos de metros de espesor. En el margen norte del Macizo Rhenano, las facies Culm son seguidas de hasta 3,000 m de sedimentos de molasa incluyendo cientos de capas de carbón en el área del río Ruhr (la mayoría Carbonífero Superior, Pennsylvánico).

Figura 5. Aspecto representativo de una parte de la formación Pedernal Negro (aprox. 1.5 x 1 m); cantera abandonada al borde del pueblo de Lautenthal, Montañas del Harz. Detalles en Gursky (1992). 56

Las formaciones silíceas del Culm alemán muestran un cierto número de variaciones regionales de facies debido a factores paleogeográficos. El espesor de las formacioCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


nes es variable: la Formación Alum Inferior de 0 a 45 m, la Formación Pedernal Negro de 0 a 20 m, la Formación Pedernal Pálido de 0 a 25 m, la Formación Caliza Silícea de 0 a >150 m, la Formación Silícea Transicional de 0 a 25 m. La proporción de formaciones individuales en la secuencia silícea también es variable (Gursky, 1996). La proporción de calizas turbidíticas es variable y depende de las distancias desde las áreas arrecifales que desprenden bioclastos y de los bajíos de intracuenca. En la parte más noroccidental del Macizo Rhenano oriental, el Culm pasa a facies de pendiente de la plataforma Caliza Carbonífera (calciturbiditas proximales). Más hacia el este, la parte más superior de la formación Silícea Transicional y la parte más inferior de la formación Pizarras Culm son reemplazadas por una serie de turbiditas calcáreas de estratos delgados, la formación Caliza Tableada Culm (“Kulm-Plattenkalk”). A lo largo del margen este del Macizo Rhenano, la Formación Pedernal Pálido grada lateralmente a la Formación Caliza Silícea por incrementos de intercalaciones de calizas turbidíticas (Witten, 1979).

volcánicas (“Deckdiabas”) alcanza 500 m en el sureste del Macizo Rhenano (Lippert et al., 1970), pero es generalmente mucho menor. Debido a la formación de tales estructuras volcánicas y de otras elevaciones de intracuenca, las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro están ausentes localmente o su espesor esta fuertemente reducido (figura 5). La cantidad de capas de tobas alteradas y parcialmente silicificadas también varía regionalmente. Se incrementa hacia el este y sureste y alcanza un máximo en algunas secciones del oeste de las Montañas del Harz (Gursky, 1992; Zellmer, 1997).

Gursky (1992; 1996; figura 3) definió cuatro zonas principales de facies para la secuencia silícea del Carbonífero Inferior de la Cuenca Culm. La Zona Bergiana incluye rocas de la transición desde la plataforma continental de la Caliza Carbonífera hasta la Cuenca Culm alemana. Las secciones individuales están compuestas en proporciones variables de calizas turbidíticas proximales y rocas pelágicas; las rocas silíceas son subordinadas. Durante el Tournaisiano Superior y Viseano Infe- En la Zona Westfaliana se desarrolló la sucesión silícea rior, algunas partes de la Cuenca Culm fueron afec- más completa. La edad de los pedernales va desde el tadas por vulcanismo submarino y, localmente, por Tournaisinao Superior hasta el Viseano Superior. En alvulcanismo subaéreo. Los basaltos (ahora alterados gunos lugares están presentes rocas silíceas y lutitas nea diabasas) son dominantes, tambien están presentes gras cuya edad corresponde al Viseano cuspidal (Korn, diquestratos y diques. El espesor de estas unidades 1989). La diabasa “Deckdiabas” está ausente. La Formación Caliza Silícea esta bien desarrollada y la Formación Silícea Transicional es litológicamente variable. En la Zona Dill-Innerste, la diabasa “Deckdiabas” está presente, mientras que las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro pueden estar ausentes o estar sustituidas por rocas volcánicas. La Formación Pedernal Pálido está mayoritariamente libre de calciturbiditas y localmente abigarrada. La Formación Silícea Transicional está pobremente desarollada. La sucesión “clásica” de Culm no está desarrollada en la parte más suroriental del Macizo Rhenano y en la parte central de las Montañas del Harz: la Zona Lahn-Bode (figura 2). En la subzona Hörre-Gommern, Figura 6. Muestras petrográficas representativas de algunos tipos característicos de rocas sien particular, y en regiones adyalíceas de la Cuenca Culm alemana. A: radiolarita negra (Formación Pedernal Negro, detalle en la figura 7); B: radiolarita gris-verdosa (Formación Pedernal Pálido) con lámina roja cencentes, las rocas clásticas de grano trimétrica de toba silicificada (nótense las deformaciones diagenéticas en su base debido al fino y las rocas silíceas, del Devóasentamiento diferencial durante la dehidratación); C: pedazo de capa silíceo-carbonatada (Formación Caliza Silícea). La parte superior es radiolarita gris, la inferior es una turbidita nico Superior al Carbonífero Infecalcárea de grano fino, moderadamente silicificada; D: superficie de capa de una radiolarita rior, están asociadas con grauvacas, espiculítica originalmente de color verdoso (Formación Pedernal Pálido). La muestra está calizas turbidíticas y areniscas de corroida (= blanqueada) con HF, ácido fluorhídrico, y se destaca un conjunto de espículas de esponja silícea (= rayitos oscuros) en la superficie.

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cuarzo turbidíticas “exóticas” (Formación “Kammquarzit”), esta última depositada en un elongado surco separado (Jäger y Gursky, 2000).

CARACTERÍSTICAS SEDIMENTARIAS Y PETROGRÁFICAS Las rocas silíceas de la Cuenca Culm incluyen: pedernal de radiolarios (radiolarita), pedernal espiculítico, pedernal pelítico, pedernal homogéneo y tobas silicificadas. Estos tipos de rocas estan variablemente asociadas con lutitas, grauvacas, tobas alteradas (metabentonitas), carbonatos, concreciones de fosforitas y rocas no estratificadas de cuarzo-hematita. Se encuentran varias alternancias litológicas que ocurren en forma de laminación, estratos o grupos de estratos (Gursky, 1997). La característica macroscópica más conspicua en los afloramientos es la estratificacion rítmica constituida de pedernal duro, astilloso, y de intercapas erosionadas más pobres en SiO2. Esta ritmicidad básica puede variar: en la mayoría de las secciones puede interferir con otras ritmicidades causadas por calciturbiditas o estratos tobáceos que pueden ser regionalmente dominantes o formar secuencias heterolíticas (por ejemplo, la Formación Silícea Transicional). En general, los pedernales de la Cuenca Culm son monótonos con respecto a su sedimentología macroscópica. Las característcias importantes se describen a continuación. La mayoría de los planos de estratificación son agudos y parejos, pero pueden presentar transiciones, especialmente en los contactos con tobas y calizas turbidíticas que pueden atenuarse a pedernal secuencia arriba. La erosión acentúa las diferencias litológicas. Las partes basales del tamaño de arena de las capas tobáceas pueden estar enmascaradas dentro de estratos de pedernal por silicificación diagenética. La icnofauna es rara y se concentra sobre los planos de estratificación, por ejemplo, Spirodesmos (Huckriede, 1952; Horn, 1989). La laminación es la más importante, casi omnipresente, estructura sedimentaria en el pedernal de Culm y las laminaciones son sus unidades sedimentarias fundamentales. La estratificacion homogénea (“sin estructura”, “masiva”, “mono-estratificada”) es subordenada. La laminación es variable e incluye tres tipos dominantes: tipo 1, corresponde a una laminación paralela continua constituida por láminas pálidas ricas en radiolarios y láminas oscuras ricas en detrito de grano fino o partículas de carbono orgánico. El grosor de la laminación varía de 1 a >10 mm, 58

donde la sublaminación es frecuente. Los límites de cada lámina están bien definidos o son transicionales y frecuentemente acentuados por microestiliolitas. Braun (en Braun y Gursky 1991) señala la presencia de estratos con “laminación triple” (Iijima et al., 1985) caracterizados por un centro rico en sílice con muchos radiolarios bien preservados. El tipo 2 ocurre mayoritariamente en estratos de pedernal grises a verdosos de la Formación Pedernal Pálido y de la Formación Caliza Silícea. Es una laminación paralela discontinua de láminas pálidas y oscuras, agudas, de <1 a 3 mm de espesor, organizadas en un estilo microlenticular o microflaser y causados por variaciones composicionales mínimas. El tipo 3 corresponde a una laminación paralela pálida-oscura y típica de la Formación Pedernal Pálido, especialmente en las microalternaciones tobáceas y biosilíceas. La laminación está bien definida en espesores de 1 a >10 mm; la sublaminación es típica. Pueden presentarse coloraciones secundarias imprecisas y descoloraciones. Son freucentes las estructuras de carga y de deshidratación con microconvoluciones, laminación interrumpida y formación de estructuras esféricas. Schwarz (1989) ofrece una interpretación “volcanosísmica” para tales características y Zimmerle (1986) apunta a las capas tobáceas con bases angularmente discordantes. El fenómeno de acuñarse e hincharse de las capas, de forma suave y origen diagenético, es frecuente en los pedernales del Culm. Resulta en superficies de estratificación ligeramente ondulosos a nivel local. En contraste con muchos otros pedernales, sin embargo, la intensidad es baja. Como las concreciones locales de sílice se originan a partir de una migración lateral de sílice diagenéticamente temprana, compactación diferencial y la posible subsecuente presión-solución. Micropliegues tectónicos y sindiagenéticos debido a la anisotropía extrema entre el pedernal estratificado y las entrecapas son típicas en algunos afloramientos, como en muchas otras localidades a nivel global. Basado en un estudio sistemático regional, Hausmann (1983) concluyó que la mayoría de micropliegues son sindiagenéticos y originados en pendientes submarinas suaves de los altos intrabasinales. La petrografía microscópica y el desarrollo diagenético de los tipos más importantes de pedernal se describen a continuación: Las radiolaritas están constituidas hasta un <60% de restos de las partes duras de radiolarios, raramente más (figura 7). Las láminas claras consisten mayoritariamente de radiolarios aquí muy bién preservados y las oscuras son ricas en carbono orgánico y pirita. CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


desde excelente a pobre y el crecimiento extremo de grano puede resultar en la obliteración completa de los radiolarios y la formación de texturas microcuarcíticas (“criptoradiolarita”). La mineralogía diagenética, el tamaño de cristal en conchas reemplazadas y en rellenos definen el tipo de radiolarios preservados: las testas consisten de cuarzo/calcedonia (<5-30 μm) con pirita, hematita, clorita, calcita, dolomita y carbono subordinado. Los rellenos están hechos de mezclas pigmentadas de cuarzo criptocristalino a microcristalino, agregados de cuarzo y mosaicos, calcedonia esferulítica, clorita, pirita, hematita, calcita, carbono y minerales arcillosos. Algunos rellenos de radiolarios contienen lepiesferas de cristobalita-tridimita diagenéticamente tempranas (“ópalo-CT”) reemplazados por microcuarzo diagenéticamente tardío. La solución por presión resultando en bandas microestiliolíticas subparalelas a la estratificación, ha acentuado las superficies de estratificación y es mayoritariamente responsable de la típica fábrica macroscópica de pedernal bandeado en los afloramientos.

Figura 7. Microestratificación típica de las radiolaritas de la Formación Pedernal Negro (foto de una sección delgada de aproximadamente 4 x 2 cm, mirada con luz no polarizada).

Estos pedernales están compuestos de cuarzo/ calcedonia (radiolarios, espículas de esponjas, bioclastos, cemento silíceo), minerales accesorios siliciclásticos y minerales autigénicos (cuarzo limoso, feldespatos, filosilicatos), fragmentos volcaniclásticos (cuarzo, feldespatos, mica, esquirlas de vidrio alterado), carbono orgánico, óxidos metálicos y sulfuros (especialmente hematita y pirita), minerales pesados y cristales de calcita, dolomita y apatita. En láminas petrográficas, los radiolarios están caracterizados por secciones transversales casi siempre circulares de hasta 300 μm de diámetro, elementos esqueléticos internos, estructuras porosas, espinas y fragmentos de espinas de hasta 200 μm de longitud y 60 μm espesor (detalles en Gursky 1992, 1996, 1997). El grado y tipo de radiolarios preservados es variable y depende del crecimiento de grano diagenético y metamórfico y la disolución selectiva. La calidad de preservación varía CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Sin embargo, la mineralogía presente en los pedernales de radiolarios, su textura y muchas de las estructuras sedimentarias son diagenéticas. La microfauna y los componentes siliciclásticos indican la existencia de un fango original de radiolarios con mezclas terrígenas de grano fino. Durante la diagénesis temprana el fango fue compactado y retuvo conchas robustas que habrían sobrevivido la disolución durante el asentamiento pelágico y en el contacto fondo/agua. Los nódulos de fosforitas crecieron durante la diagénesis temprana en horizontes depositados durante las fases anóxicas. El sílice biogénico original de los radiolarios (“ópalo-A”) fue parcialmente disuelto y transformado a ópalo-CT. El cemento de sílice del ópalo-CT se precipitó a partir de aguas intersticiales que resultaron en la litificación en forma de “porcelanita” (roca de ópalo-CT). Durante la diagénesis tardía, el ópalo-CT metaestable se transformó a cuarzo/calcedonia, formándose pedernales de cuarzo maduros seguidos por procesos de presión-solucion y de metamorfismo regional débil. Los pedernales espiculíticos constituyen sólo un pequeño porcentaje de los pedernales del Culm y se encuentran sobre todo en las formaciones Pedernal Pálido y Caliza Silícea (figura 6d). En su mayoría forman láminas individuales dentro de los estratos de pedernal de radiolarios. Tales láminas pueden representar las colas de las corrientes calciturbidíticas (Herbig y Mamet, 1994). Varios microlitotipos están presentes; espiculitas de grano fino con radiolarios, pero sin carbonato, son dominantes. La alteración diagenética de pedernales espiculíticos y radiolaríticos fue similar. 59


Los pedernales homogéneos son de una coloración pálida y de grano muy fino con menos de 1% de componentes microscópicos no silíceos identificados, la gran mayoría filosilicatos. Composicionalmente, estos gradúan a pedernal silíceo lutítico. Los microlitotipos típicos incluyen radiolaritas homogenizadas con algunos “fantasmas” de relictos de radiolarios, lutitas fuertemente silicificadas, limolitas y tobas de grano fino, así como pedernales extremadamente finos de origen desconocido. Las capas de tobas son regionalmente abundantes en la Cuenca Culm alemana, principalmente en la Formación Pedernal Pálido del sureste del Macizo Rhenano y al oeste de las Montañas del Harz. Éstas se encuentran como estratos suaves, altamente alterados y microbentonita alterada según lo reportado por varios autores (Hoss, 1957; Dehmer et al., 1989; Zellmer, 1997) y como estratos masivos de pedernal (Gursky, 1992; 1996; 1997). La mayoría de esos estratos revelan su origen vulcanoclástico sólo en láminas petrográficas: son tobas vítricas silicificadas, tobas cristalinas silicificadas y tufitas silicificadas que consisten en vidrio volcánico silicificado, fragmentos de feldespato alcalino, poca plagioclasa, cuarzo (parcialmente con signos de resorción), biotita y minerales pesados. La matriz es un cemento de cuarzo criptocristalino a microcristalino. La laminación paralela y estratificación graduada son típicas. Las tobas son interpretadas como tefras originadas de erupciones subaéreas de composición traquítica a cuarzo-traquítica. La mayoría de los estratos tobáceos fueron fuertemente alterados durante la diagénesis submarina y por la erosión subaérea posterior, originando las conspicuas capas claras de microbentonita que se destacan en afloramientos modernos. Muchos otros, sin embargo, fueron afectados por una silicificación diagenéticamente tardía debido a que la fuente del sílice fueron capas biosilíceas adyacentes. Muchos fragmentos de silicatos fueron remplazados por sílice (especialmente las esquirlas de vidrio; Gursky, 1996) y masivamente cementados por sílice. Este proceso transformó muchas capas de tobas en pedernal de cuarzo masivo. Algunos bioclastos carbonatados detríticos en las calizas turbidíticas fueron igualmente cementadas y parcialmente reemplazadas por sílice (origen de “calizas silíceas”; cfr. Witten, 1979). Estas observaciones y el hecho de que la diagénesis de tefra libera solamente cantidades insignificantes de sílice (Rad, 1979) son evidencia de que casi todo el sílice almacenado en las rocas silíceas del Culm son de origen biogénico, en contraste con lo que algunos trabajos previos habían propuesto (Schwan, 1952; Dehmer et al., 1989; Zellmer, 1997).

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ESTRATIGRAFÍA DINÁMICA Y EVOLUCIÓN DE LA CUENCA El comienzo abrupto de la sedimentación anóxica en el Tournaisiano Medio (base de la formación Lutita Alum Inferior) fue contemporánea con una marcada elevación en el nivel del mar (Ross y Ross, 1987). Este último resultó en una transgresión sobre la plataforma continental calcárea de Laurussia y puede ser responsable de las calciturbiditas locales en el sureste del Macizo Rhenano (“highstand shedding”; Caliza Rüchenbach, Herbig y Bender, 1992). A nivel de cuenca, el nivel del mar y la transgresión causaron una producción mejorada de carbono orgánico debido a las amplias y altamente productivas áreas de las aguas someras, el retrabajado de suelos de tierras bajas ricas en nutrientes, y a una mezcla reducida de las aguas oceánicas y la circulación intracuenca. En consecuencia, esto favoreció el consumo de oxígeno en las aguas del fondo y promovió el depósito de lodos negros monótonos con concreciones de fosforitas. Los radiolarios bien preservados incluídos en estas concreciones son evidencia de que la sedimentación biosilícea era estimulada contemporáneamente. En la región del sureste de Laurussia y de mares adyacentes, incluyendo la Cuenca Culm, el clima tropical cambió de semihúmedo a semiárido y hasta árido durante el Tournaisiano Superior hasta el Viseano Medio (Zwan et al., 1985; Wright, 1990). El aporte clástico desde las tierras llanas del interior de Laurusia hacia el Paleo-Tetis estuvo más y más reducido, a tal punto, que los deltas de los ríos retrocedieron temporalmente (Leeder, 1987). Adicionalmente, las amplias bahías actuaron eficientemente captando el detrito terrígeno hasta que la cuenca Culm “ayunó”. La “disolución” terrígena de los sedimentos de la cuenca se disminuyó y, consecuentemente, la alta bioproducción ecuatorial de radiolarios ocasionó el depósito de fangos de radiolarios relativamente puros bajo condiciones anóxicas de fondo oceánico (el plancton calcáreo altamente competitivo estuvo ausente hasta el Triásico). La resultante Formación Pedernal Negro está caracterizada por una tasa de sedimentación de aproximadamente 2 mm/1,000 años (postcompactacional, Gursky, 1992; la Formación Lutita Alum Inferior: 8 mm/1,000 a, Jackson, 1985). La alta producción de carbonato en la Caliza Carbonífera resultó en el depósito de calciturbiditas relativamente proximales en áreas de pendientes que se interdigitaban con las facies Culm (Franke et al., 1975). Las calciturbiditas están localmente intercaladas en la Formación Pedernal Negro alrededor de altos de intracuenCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


ca (ruinas de arrecifes devónicos), donde la producción de carbonato se recuperó temporalmente en bajíos. En el Macizo Rhenano y al oeste de las Montañas del Harz el volcanismo “Deckdiabas” regionalmente modificó el espesor y las facies de las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro, y causó además la formación de mineralizaciones ferrosas Lahn-Dill y mineralizaciones locales de manganeso. La Formación Pedernal Negro pasa a la Formación Pedernal Pálido o la Formación Caliza Silícea a través de un intervalo de estratos alternados blancos y grises que representan aproximadamente 0.5-2 Ma. Esto se combinó con un cambio de facies notable: las capas tobáceas son intercaladas de manera creciente y bien identificadas, especialmente hacia el sureste del Macizo Rhenano y de las Montañas del Harz (Zona Dill-Innerste). El complejo de Elbingerode, una estructura de diabasa-arrecife en el centro de las Montañas del Harz, fue una isla volcánica con erupciones subaéreas durante el Viseano Inferior a Medio. Probablemente fue responsable de muchas capas tobáceas en la Cuenca Culm. En el área de Elbingerode, las formaciones Lutita Alum Inferior Alum y Pedernal Negro están generalmente ausentes, mientras que la Formación Pedernal Pálido está remplazada por tefra de grano relativamente grueso (parte de la Formación Büchenberg). Sobre todo calciturbiditas poco concentradas intercaladas con sedimentos biosiliceos y clásticos de grano fino, constituyen la Formación Caliza Silícea. En el Viseano Medio, esta formación fue depositada alrededor de los umbrales calcáreos de intracuenca, parcialmente desconocidos, primero en el norte y noreste del Macizo Rhenano y luego en partes del sureste. Las “praderas” de crinoides contemporáneos indican una recolonización temporal de esos bajíos (por ejemplo, el complejo de atolón de Attendorn-Elspe). El nivel del mar era aún suficientemente alto como para favorecer turbiditas causadas por producción de carbonato en áreas marinas someras. Incluso algunos flujos de escombros canalizados (por ejemplo, “Brecha Schlagwasser” en la región de Warstein) y fisuras sismogénicas están localmente presentes indicando alguna actividad tectónica. La producción eficiente de carbonatos en aguas someras está también evidenciada por un depósito constante de calciturbiditas en el noroeste del Macizo Rhenano (parte superior de la Caliza Velbert). Herbig (1998) incluso postuló un pulso transgresional en el Viseano Tardío como lo indica la presencia de la “Caliza crenistria” en el Macizo Rhenano. No obstante, durante el Viseano Tardío, el colapso de la sedimentacion marina abierta en la Cuenca Culm CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

es anunciada: los intervalos de lutita negra dentro de los metros más superiores de la formación Caliza Silícea representan condiciones anóxicas temporales en aguas de fondo y, posteriormente, hacia arriba de la sección, los estratos silíceos y calcáreos son contínuamente reemplazados por estratos lutíticos grises y negros. En esta Formación Transicional Silícea, las tasas de sedimentación se elevan hasta aproximadamente 8 mm/1,000 a (Jackson, 1985) debido a un influjo de clásticos finos. El nivel del mar bajó y el clima se tornó más húmedo, lo cual resultó en la reducción temporal de la producción de carbonatos sobre los altos topográficos intracuenca y la ausencia de calciturbiditas. Otros efectos fueron el incremento en la erosión terrestre, donde los ríos de Laurussia suplían más detritus a los complejos prodelta progradantes (Leeder, 1987), y el angostamiento de las plataformas continentales. Como resultado, se favoreció el aporte clástico hacia la Cuenca Culm. La sedimentation pelítica fue aún más estimulada, sin embargo, por el angostamiento progresivo de la cuenca debido a la convergencia acelerada entre Laurussia y Gondwana. La Orogenia Varíscica se desarrolló hacia el norte y sus partes emergentes surestes fueron contínuamente erosionadas, lo que ocasionó el comienzo del estado flysch en la cuenca. Adicionalmente, el término de la sedimentación biosilícea fue probablemente debido a la reducción de la circulación oceánica causada por la interrupción de las corrientes ricas en nutrientes hacia el oeste, desde el Paleo-Tetis ecuatorial, resultando en el cese de la producción de radiolarios. Las partes restantes occidentales y medias del Paleo-Tetis, incluyendo la angostada Cuenca Culm, se convirtió en un golfo elongado del este del Paleo-Tetis con eventos anóxicos. La secuencia flysch del Culm empieza con la monótona Formación Pizarras Culm (“Kulm-Tonschiefer”; Viseano Cuspidal). Estas pelitas pasan sección arriba a la formación Grauvacas Culm (“Kulm-Grauwacken”) con una tasa de sedimentación de 100 mm/1,000 a (Jackson, 1985) equivalente a una denudación de 180 m/Ma (Schrader, 2000). En el margen norte del Macizo Rhenano y en el área del Ruhr, el flysch grada a una potentísima secuencia de molasa con contenido de carbón causada por el cierre orogénico de la cuenca y una baja drástica del nivel mundial del mar, debido al comienzo de la glaciación permocarbonífera.

AGRADECIMIENTOS Agradezco mucho el apoyo financiero de parte de la Deutsche Forschungsgemeinschaft (Gu 289/2/3/5). Doy mis gracias especialmente a M. Amler, P. Bender, A. 61


Braun, H.G. Herbig, H. Jäger y R. Schmidt Effing, así como postumamente a M. Horn, E. Thomas y W. Zimmerle por informaciones sobre localidades, muchas discusiones y salidas estimulantes al campo. Agradezco a W. Blendinger, C. Brauckmann, M.M. Gursky y M. Mutz por sus valiosos comentarios sobre versiones anteriores de este manuscrito. El apoyo técnico fue especialmente otorgado por los Institutos Geológicos de las universidades de Marburg, Darmstadt y Clausthal. Asistencia técnica adicional provino de E. Puppel y E. Wettengl.

REFERENCIAS Bless, M.J.M., Bouckaert, J., Paproth, E. (1987). Fossil assemblages and depositional environments: limits to stratigraphical correlations.- In: Miller, J., Adams, A.E. & Wright, V.P. (Eds.). European Dinantian environments. 61-73; Chichester (Wiley). Braun, A., Gursky, H.J. (1991). Kieselige Sedimentgesteine des Unterkarbons im Rhenoherzynikumeine Bestandsaufnahme. Geologica et Palaeontologica, 25: 57-77; Marburg. Braun, A., Schmidt Effing, R. (1993). Biozonation, diagenesis and evolution of radiolarians in the Lower Carboniferous of Germany. Mar. Micropal., 21: 369-383; Amsterdam. Dehmer, J., et al. (1989). Die vulkanisch-kieselige Gesteinsassoziation am Beispiel der unterkarbonischen Kieselschiefer am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges. Geologie-Petrographie-Geochemie. Geol. Jb. Hessen, 117: 79-138; Wiesbaden.

graphie, Geochemie und Paäoozeanographie. Geol. Abh. Hessen, 100: 117 p.; Wiesbaden. Gursky, H.J. (2001). Karbon. In: Lexikon d. Geowiss., Bd. 3: 52-54; Heidelberg-Berlin (Spektrum). Gursky, H.J. (2001). Kulm. In: Lexikon d. Geowiss., Bd. 3.: 204; Heidelberg-Berlin (Spektrum). Gursky, H.J. (2006). Paläogeographie, Paläoozeanographie und Fazies des deutschen Unterkarbons. Schriftenr. Dt. Ges. Geowiss., 41: 51-68; Hannover. Gursky, H.J. (2007). Entwicklung und regionale Lithostratigraphie der kieseligen Fazies des deutschen Kulms (Unterkarbon, Mississippium).- Clausth. Geowiss., 6: 95-116; Clausthal-Zellerfeld. Gursky, H.J. (2008). Carboniferous stratigraphy of Germany: the state of the art. Europ. Geol. J., 24: 4; Brussels. Hausmann, R. (1983). Kieselsedimente unter besonderer Berücksichtigung syndiagenetischer Gleitvorgänge. 176 p.; Cologne [tésis doctoral no publicada]. Hein, J.R., Parrish, J.T. (1987). Distribution of siliceous rocks in space and time. In: Hein, J.R. (Ed.). Siliceous sedimentary rock-hosted ores and petroleum. 10-57; New York (Van Nostrand Reinhold). Herbig, H.G. (1998). The late Asbian transgression in the central European Culm basins (Late Visean, cd IIIα). Z. dt. Geol. Ges., 149 (1): 39-58; Stuttgart. Herbig, H.G., Bender, P. (1992). An eustacy-driven sequence of carbonite turbidites from the Dinantian II, eastern Rheinisches Schiefergebirge (Gladenbach Formation, Hörre belt). Facies, 27: 245-262; Erlangen.

Franke, D. (1990). Der präpermische Untergrund der Mitteleuropäischen Senke. Fakten und Hypothesen.- Veröff. Niedersächs. Akad. Geowiss., 4: 19-75; Hannover.

Herbig, H.G., Mamet, B. (1994). Hydraulic sorting of microbiota in calciturbidites - a Dinantian case study from the Rheinische Schiefergebirge, Germany. Facies, 31: 93-104; Erlangen.

Franke, W., Eder, W. y Engel, W. (1975). Sedimentology of a Lower Carboniferous shelf-margin (Velbert anticline, Rheinisches Schiefergebirge, W-Germany). N. Jb. Geol. Paläont. Abh., 150 (3): 314-353; Stuttgart.

Hinze, C. (1976). Geologische Karte von Niedersachsen 1:25.000. Erläuterungen zu Blatt Seesen Nr. 4127. 161 S.; Hannover (Nieders. Landesamt Bodenforsch.).

Gursky, H.J. (1992). Sedimentäre und stoffliche Entwicklung kieseliger Sedimentgesteine im mitteleuropäischen Unter-Karbon. 232 p.; Marburg [unpubl. habilitation thesis]. Gursky, H.J. (1996). Siliceous rocks of the Culm Basin. Germany.- In: Strogen, P., Somerville, I.D. y Jones, G. Ll. (Eds.). Recent advances in Lower Carboniferous geology. Geol. Soc. Spec. Pap., 107: 303-314; Oxford (Blackwell). Gursky, H.J. (1997). Die Kieselgesteine des Unter-Karbons im Rhenoherzynikum. Sedimentologie, Petro62

Horn, M. (1989). Die Lebensspur Spirodesmos im Unterkarbon des östlichen Rheinischen Schiefergebirges. Bull. Soc. Belge Géol., 98 (3/4): 385-391; Brussels. Hoss, H. (1957). Untersuchungen über die Petrographie kulmischer Kieselschiefer. Beitr. Mineral. Petrogr., 6:59-88; Göttingen. Huckriede, R. (1952). Eine spiralförmige Lebensspur aus dem Kulm-Kieselschiefer von Biedenkopf an der Lahn (Spirodesmos archimedeus n.sp.). Paläont. Z., 26 (3/4): 175-180; Stuttgart.

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Iijima, A., Matsumoto, R., Tada, R. (1985). Mechanism of sedimentation of rhythmically bedded chert. Sed. Geol., 41: 221-233; Amsterdam. Jackson, P.C. (1985). Sedimentology, stratigraphy and palaeoceanography of some Lower Carboniferous hemipelagic sequences. Vol. 1: text, 292 p. Vol. 2: fotoplates, appendix, maps. Oxford. [tésis doctoral no publicada]. Jäger, H. & Gursky, H.J. (2000). Alter, Genese und Paläogeographie der Kammquarzit-Formation (Visé) im Rhenoherzynikum – neue Daten und neue Deutungen. Z. dt. Geol. Ges., 151 (4): 415-439; Stuttgart.

Ross, C.A., Ross, J.R.P. (1987). Late Paleozoic sea levels and depositional sequences. Cushman Found. Foraminif. Res. Spec. Publ., 24: 137-149; Washington. Schrader, S. (2000). Die sedimentär-geodynamische Entwicklung eines variscischen Vorlandbeckens: Fazies und Beckenanalyse im Rhenohercynischen Turbiditbecken (Spätes Viseum, cd III). Kölner Forum Geol. Paläont., 5: 104 p.; Cologne. Schwan, W. (1952). Geologisches Auftreten und Entstehung der Kieselschiefer (Lydite). Geologica, 11: 115-134; Berlín.

Korn, D. (1989). Neuaufschlüsse an der Autobahnbaustelle bei Arnsberg/Sauerland: Kieselschiefer im oberen Visé (Unterkarbon).Mitt.Bl. Berufsverbd. dt. Geol., 28 (= 4/89): 33; Bonn.

Schwarz, H.U. (1989). Vulkanoseismische Deformationen im Kieselschiefer – Befunde einer strukturellen Analyse. Geol. Jb. Hessen, 117: 155-168; Wiesbaden.

Korn, D. (2003a). Medebach-Bromberg, Late Viséan (Early Carboniferous). Standard reference section of the Rhenohercynian. Geologica et Palaeontologica, 37: 77-88; Marburg.

Scotese, C.R. & McKerrow, W.S. (1990). Revised world maps and introduction. In: McKerrow, W.S., Scotese, C.R. (Eds.). Palaeozoic palaeogeography and biogeography. Mem. Geol. Soc. London, 12: 1-21; London. www.scotese.com/newpage4.htm

Korn, D. (2003b). Die Formationen der Kulm-Fazies im Rheinischen Schiefergebirge.- In: Amler, M.R.W., Gereke, M. (Eds.), Karbon-Korrelationstabelle (KKT). Senckenbergiana lethaea, 83 (1/2): 236-247; Frankfurt. Leeder, M.R. (1987). Tectonic and palaeogeographic models for Lower Carboniferous Europe.- In: Miller, J., Adams, A.E., Wright, V.P. (Eds.). European Dinantian environments. 1-20; Chichester (Wiley). Lippert, H.J., Hentschel, H., Rabien, A. (1970). Erläuterungen zur Geologischen Karte von Hessen, Blatt Dillenburg, Nr. 5215. 550 p.; Wiesbaden (Hess. Landesamt Bodenforsch.). Lowe, D.R. (1975). Regional controls on silica sedimentation in the Ouachita system. Bull. Geol. Soc. Amer., 86: 1123-1127; Boulder. Paproth, E. (1989). Die paläogeographische Entwicklung Mitteleuropas im Karbon. Geol. Jb. Hessen, 117: 53-68; Wiesbaden. Parrish, J.T. (1982). Upwelling and petroleum source beds, with reference to Paleozoic. Bull. amer. Assoc. Petrol. Geol., 66 (6): 750-774; Tulsa/Oklahoma. Peeters, C., Muchez, P., Viaene, W. (1992). Paleogeographic and climatic evolution of the Moliniacian (lower Visean) in southeastern Belgium. Geologie en Mijnbouw, 71: 39-50; Dordrecht. Rad, U.V. (1979). SiO2-Diagenese von Tiefseesedimenten. Geol. Rdsch., 68 (3): 1025-1036; Stuttgart.

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Witten, W. (1979). Stratigraphie, Sedimentologie and Paläogeographie der Kieselkalke im Unterkarbon II γ/δ bis IIIα des nordöstlichen Rheinischen Schiefergebirges. Geol. Abh. Hessen, 80: 132 p.; Wiesbaden. Witzke, B.J. (1990). Palaeoclimatic constraints for Palaeozoic palaeolatitudes of Laurentia and Euramerica. In: McKerrow, W.S. & Scotese, C. R. (Eds.). Palaeozoic palaeogeography and biogeography. Mem. Geol. Soc. London, 12: 57-73; London. Wright, V.P. (1990). Equatorial aridity and climatic oscillations during early Carboniferous, southern Britain. J. geol. Soc. London, 147: 359-363; London. Zellmer, H. (1997). Über den Zusammenhang zwischen Vulkanismus und Kieselschiefer-Bildung im Harz. Z. dt. geol. Ges., 148 (3/4): 457-477; Stuttgart. Zimmerle, W. (1986). Gesteinstypen und kleindimensionale Sedimentstrukturen im tieferen Unterkarbon der Bohrungen Adlersberg, Bullars, Eselsberg und Spiegeltal im West-Harz. Geol. Jb., D., 78: 95207; Hannover. Zwan, C.J. van der, Boulter, M.C., Hubbard, R.N.L.B. (1985), Climatic change during the Lower Carboniferous in Euramerica, based on multivariate statistical analysis of palynological data. Palaeogeogr. Palaeoclimat. Palaeoecol., 52: 1-20; Amsterdam. Recibido: 03-10-16 Aceptado: 17-10-16

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El Triásico Superior en el noreste de México: ríos y margen continental al oeste de Pangea

José Rafael Barboza Gudiño*

RESUMEN

ABSTRACT

Numerosos estudios han permitido establecer un modelo paleogeográfico que ubica a México en la porción occidental del supercontinente Pangea en el Triásico (hace poco más de 200 millones de años), al tiempo que esa masa continental enorme, unión de todos los continentes, comenzaba a fragmentarse. Sobre el territorio que hoy ocupan Nuevo León y Tamaulipas se han identificado rocas depositadas a partir de ríos, que transportaban gran cantidad de sedimentos hacia la costa occidental de Pangea y al paleoocéano Pacífico, que se extendía en lo que hoy es la mesa central y todo el occidente de México, como parte del superoceano Panthalassa.

Through numerous studies there is a paleogeographic model established, which places Mexico in the western portion of the supercontinent Pangaea during the Triassic time, when this landmass, the union of all continents, more than 200 million of years ago, began to breaking up. On the actual territory of Nuevo Leon and Tamaulipas, were documented outcrops of rocks deposited along ancient rivers that transported large amounts of sediments towards the continental margin to the west and into the oceanic basin that extended in the actual mesa central province and all western Mexico, as part of the super ocean Panthalassa.

Palabras clave: Triásico, México, sedimentación, paleogeografía, geocronología.

Key words: Triassic, México, sedimentation, paleogeography, geochronology. 101°

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La existencia de rocas sedimentarias con fauna marina fósil del Triásico Superior fue reportada por primera vez en México, en las inmediaciones de la ciudad de Zacatecas por Burckhardt y Scalia (Burckhardt y Scalia, 1905). En la década de 1920, geólogos de las compañías petroleras que exploraban la Sierra Madre Oriental describieron la presencia de secuencias de areniscas rojas subyaciendo a las calizas jurásicas (Carrillo, 1961). En el caso de dichas areniscas rojas, consideradas de origen continental, fueron asignadas al Triásico y el Jurásico Inferior, de acuerdo a su posición estratigráfica. La incertidumbre en la edad precisa de estas rocas en las distintas localidades aisladas y distantes unas de otras (figura 1) propició el surgimiento de nombres formacionales muy variados y en algunos casos la correlación entre capas con edades disímbolas. Asimismo, el estudio de las rocas marinas del occidente y de las rocas continentales del oriente se realizó sin establecer las relaciones paleogeográficas entre ambas.

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Figura 1. Localización, en el noreste de México, de los afloramientos de rocas precretácicas. Afloramientos de rocas triásicas en color amarillo.

* Universidad Autónoma de San Luis Potosí. Contacto: rbarboza@uaslp.mx 64

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Las formaciones marinas triásicas en la Mesa Central fueron nombradas Zacatecas en diversos reportes no publicados (Silva et al., 2000), o La Ballena en las sierras de Salinas y Charcas, S.L.P. (Silva, 1994). En la Sierra Madre Oriental, las areniscas rojas continentales (precretácicas) fueron asignadas a las formaciones Huizachal (Carrillo, 1961) o La Boca (Mixon, Murray y Diaz, 1959), aunque estas unidades comprendían en realidad capas tanto del Triásico como del Jurásico Inferior. Posteriormente, Rueda Gaxiola et al. (1993; 1999) propusieron las aloformaciones Huizachal y La Boca, subdividiendo la primera en los alomiembros Río Blanco y volcanosedimentario. Al conjunto de aloformaciones Huizachal y La Boca se les dio el nombre de Alogrupo Los San Pedros. Estas unidades, sin embargo, agrupan capas de edades entre el Triásico Superior y el Jurásico Inferior a Medio. Las investigaciones desarrolladas durante la última década por Barboza Gudiño et al. (2010; 2014), que aquí se sintetizan, han tenido como objetivo la separación de las capas exclusivamente triásicas, su caracterización, que en muchos aspectos ya había sido establecida por los distintos autores, aunque había una gran incertidumbre en cuanto a sus edades, y finalmente establecer las relaciones paleogeográficas y de procedencia entre las secuencias marinas de la Mesa Central y las capas continentales de la Sierra Madre Oriental.

tado de la unión de todas las masas continentales del planeta, entre el Carbonífero y el Triásico (300 a 200 millones de años antes del presente). Posteriormente, esta enorme masa continental comenzó a fragmentarse y al final se formó el océano Atlántico, además de otros rasgos y cuencas como el Golfo de México. Aunque al inicio las sucesiones triásicas de areniscas continentales (figura 2A) que hoy afloran en áreas restringidas como San Marcos y el Cañón del Alamar,

EL TRIÁSICO CONTINENTAL DE NUEVO LEÓN Y TAMAULIPAS Las secuencias sedimentarias exclusivamente triásicas que se han documentado en Tamaulipas y Nuevo León son depósitos originados por un río caudaloso que fluía de este a oeste en la margen occidental del antiguo supercontinente Pangea, que se formó como resulCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Figura 2. A. Capas de la Formación El Alamar de origen fluvial en las inmediaciones de San Marcos, al sur de Galeana, N.L. En el recuadro se observan restos de plantas equisetales del Triásico Superior. B. Alternancia de areniscas y lutitas (turbiditas) en la Formación Zacatecas del Triásico Medio a Superior al poniente de Charcas, S.L.P. En el recuadro se observa un molde de amoinoideo del ejemplar de Juvavites sp., un amonoideo del Triásico Superior.

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al sur de Galeana, Nuevo León, y la parte norte y oeste del llamado anticlinorio Huizachal-Peregrina, al poniente de Ciudad Victoria, Tamaulipas, fueron consideradas como parte del llamado Grupo Huizachal (Carrillo, 1961; Mixon, Murray y Diaz, 1959), recientemente han sido denominadas Formación El Alamar (Barboza et al., 2010), ya que las unidades previamente definidas, incluían secuencias jurásicas, con una distribución y ambientes de sedimentación distintos al de las rocas triásicas continentales que se relacionaban con un ambiente tectónico también muy diferente. En localidades como Aramberri, Miquihuana y parte del anticlinorio Huizachal-Peregrina, al poniente de Ciudad Victoria, la sucesión de rocas continentales del Triásico está ausente y la presencia de rocas precámbricas o paleozoicas, sobreyacidas directamente por capas jurásicas o cretácicas, permite interpretar estas áreas como zonas elevadas en las que no hubo depósito de los sedimentos fluviales del Triásico (figura 1). Lo anterior permite reconstruir una paleogeografía caracterizada por áreas que representan antiguos rasgos orográficos elevados y, por otra parte, áreas bajas con rellenos aluviales y fluviales, hasta llegar a lo que fuera la margen occidental del continente Pangea en la parte occidental de San Luis Potosí. El espesor de los sedimentos continentales del Triásico en Nuevo León y Tamaulipas no ha sido medido con precisión, dado que no existen afloramientos de una sección completa, sin embargo se puede estimar mayor a los 500 m, considerando además que, por la naturaleza de este tipo de depósitos fluviales, pueden darse variaciones considerables de dicho espesor entre las distintas localidades. Sobre los sedimentos triásicos se depositaron sedimentos clásticos continentales del Jurásico Inferior a Medio así como rocas volcánicas del Jurásico Inferior.

EL TRIÁSICO MARINO DE SAN LUIS POTOSÍ Y ZACATECAS Las capas triásicas de la Formación Zacatecas, de origen marino en la Mesa Central (San Luis Potosí-Zacatecas), son areniscas con fósiles, aunque escasos, de cefalópodos y bivalvos (figura 2B). Estos sedimentos forman parte de un abanico submarino enorme conocido como el abanico potosino (Centeno, Guerrero y Talavera, 2008) que ha sido reconocido en unas cuantas localidades aisladas de la Mesa Central, como La Sierra de Catorce y Charcas, en San Luis Potosí, y la localidad de La Ballena, en Zacatecas, así como en las 66

inmediaciones de la propia ciudad de Zacatecas (figura 1), muestra cómo los sedimentos transportados por el llamado Río El Alamar, desde la margen del continente, se esparcían en el fondo de esta cuenca oceánica del paleooceáno Pacífico. Distintos marcadores de paleocorrientes concuerdan con este modelo de sedimentación, mostrando direcciones de transporte hacia el oeste y suroeste, desde las partes fluviales hasta dentro del abanico submarino. El espesor de las capas del abanico submarino hacia San Luis Potosí y Zacatecas no se ha medido con precisión, ya que no aflora su base y el máximo espesor reportado, aunque incrementado posiblemente en gran medida por efectos estructurales, se conoce de una perforación de Pemex, con más de 4600 m sin haber atravesado todo el paquete sedimentario. Las rocas triásicas marinas de la Mesa Central son, como las rocas continentales de la Sierra Madre Oriental, sobreyacidas por rocas volcánicas y volcaniclásticas del Jurásico Inferior a Medio.

LOS DATOS ANALÍTICOS Distintos autores han realizado aportes importantes al estudio de las rocas triásicas del noreste de México, desde las primeras determinaciones paleontológicas por Burckhardt y Scalia (1905), Mixon (1959), Carrillo Bravo (1961), Weber (1997), hasta los estudios sedimentológico-estratigráficos de Michalsik (1991) y palinológicos de Rueda Gaxiola (1993). Sin embargo, sólo la determinación de edades numéricas y la caracterización del régimen geotectónico que habría prevalecido durante el depósito de estas secuencia, podrían permitirnos la construcción de un modelo paleogeográfico congruente, lo cual fue posible con la aplicación de técnicas como la geocronología U-Pb de circones detríticos, que permite establecer edades isotópicas muy precisas de las rocas originales que aportaron el material clástico de los sedimentos y que no se ven influenciadas por eventos tectónicos o de calentamientos o alteración posteriores a la formación del cristal de circón, además de los estudios petrográficos y geoquímicos (Barboza et al., 2010; 2014; Hoppe, Barboza y Schulz, 2002; Rubio, 2012; Rubio y Lawton, 2011; Wengler, 2014). Las edades de circones detríticos en rocas del Triásico continental han sido determinadas a la fecha en muestras procedentes del Cañón del Alamar y el área de San Marcos, al sur de Galeana, Nuevo León, además de los cañones de La Boca y El Novillo, al poniente de Ciudad Victoria, Tamaulipas. Las muestras de las rocas triásicas de origen marino fueron colectadas en Real de Catorce y Charcas, en San Luis Potosí, así como La Ballena en Za-

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catecas (figura 1). En todos los casos, las edades máximas para el depósito, que por definición corresponden a la edad del circón o bien de la población más joven de circones determinada en la muestra, fueron del Triásico, en el rango entre 210 y 245 millones de años (figura 3).

A

SA N MA R C OS

269 Ma

12

do en el Triásico al sureste de Texas, pudieron aportar los circones neoproterozoicos con edades de 700 a 500 millones de años y los granitoides pertenecientes al llamado arco permotriásico que se extiende en el subsuelo y en algunos afloramientos, desde el sur de Coahuila, pasando por Tamaulipas y Veracruz, hasta Chiapas, habrían aportado los circones con edades de 280 a 235 millones de años, presentes también en el sedimento que formó las areniscas triásicas del noreste de México.

977 Ma

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Edad en millones de años (Ma)

Figura 3. Histogramas y curvas de probabilidad relativa que muestran las edades U-Pb de circones detríticos de las areniscas triásicas continentales de la Formación El Alamar, de Nuevo León y Tamaulipas (A), y el correspondiente diagrama para las rocas marinas de la Formación Zacatecas en el estado de San Luis Potosí (B). En ambos diagramas se pueden observar las mismas poblaciones o grupos de edades de circones del Precámbrico hasta el Pérmico y del Triásico Temprano, lo que demuestra una edad máxima para el depósito del Triásico Tardío, así como las mismas áreas o rocas fuente para estos sedimentos clásticos (modificado de Barboza et al., 2010).

Las principales poblaciones de circones contenidos en todas estas muestras corresponden con las edades de complejos proterozoicos y paleozoicos de la porción occidental del supercontinente Pangea y específicamente a lo que antes de Pangea fuera el continente Gondwana, como el bloque de Oaxaquia, con edades entre 1300 y 900 millones de años, al cual pertenecen rocas conocidas en afloramientos del noreste de México, como el Gneis Novillo, del área de Ciudad Victoria, Tamaulipas. Los basamentos panafricanos, presentes en el subsuelo de Florida y Yucatán, este último ubicaCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

probabilidad relativa

960 Ma

DISCUSIÓN Y MODELO PALEOGEOGRÁFICO Es notable la correlación (figura 3 y 4) y la similitud en la procedencia de los circones de las secuencias marina y continental descritas para toda esta región de la Mesa Central y la Sierra Madre Oriental en el noreste de México, lo que permite suponer una conexión entre ambas, en la cual los análisis de procedencia tanto petrográficos como geoquímicos y por geocronología U-Pb de circones detríticos, muestran el posible origen de sus componentes clásticos en el cratón y esencialmente en el bloque conocido como Oaxaquia. Asimismo, en las fuentes de areniscas triásicas, es evidente la ausencia de circones propios de las provincias del suroeste del cratón de Norteamérica como Mojave, Yavapai y Mazatzal de entre 1800 y 1400 millones de años, lo que permite descartar cualquier conexión o aporte de sedimentos a través del paleodrenaje, desde aquellas provincias a la cuenca oceánica en la parte del paleoocéano Pacífico donde se depositaron las secuencias triásicas en lo que hoy constituye la Mesa Central de México. El modelo paleogeográfico propuesto para el Triásico Superior del centro y noreste de México incluye entonces sólo el sistema de paleorríos del noreste, conocido como Río El Alamar (Barboza et al., 2010). Este sistema fluvial drenaba en esta porción del actual noreste de México, en ese entonces la margen occidental del continente Pangea, en donde afloraban rocas metamórficas antiguas como el Gneis Novillo del Precámbrico, conocido en el área de Ciudad Victoria. Sobre las rocas precámbricas descansaban algunas secuencias de rocas sedimentarias paleozoicas, que evidencian, con su fauna fósil, una conexión con el paleocontinente Gondwana que estuvo conformado por lo que hoy es Sudamérica y otros continentes del hemisferio sur. También existían en la región rocas del Neoproterozoico, que se supone forman el subsuelo de las penínsulas de Florida y Yucatán y que para ese entonces se hallaban al noreste de lo que ahora son la Sierra Madre Oriental y la Mesa Central. 67


lero s Pe reg r ina No vi llo Oe ste No vi ll oE s te Hu i za cha l

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En la figura 4 se presentan columnas que muestran espesores medidos de las unidades estratigráficas o formaciones presentes en las distintas localidades que se indican. La correlación de las mismas permite identificar hacia el oriente (derecha) la presencia de un basamento Precámbrico-Paleozoico y las rocas triásicas y del Jurásico Inferior que lo sobreyacen, mientras que al poniente aparecen las capas triásicas de origen marino, sobreyacidas por rocas volcánicas. Para el Jurásico Superior y Cretácico, en toda la región se extiende el depósito de las secuencias marinas carbonatadas, llamadas series del golfo y sólo en el extremo poniente, las rocas volcánicas submarinas del Terreno Guerrero.

Formación La Boca, Jurásico Inf.

Terreno Guerrero, volcaniclasticos Jurásico Superior-Cretácico

Rocas volcánicas, “arco Nazas”

capas rojas, Jurásico Med-Superior Formación La Joya

Jurásico Inferior, marino

Formación Zacatecas Triásico Superior, marino Formación El Alamar Triásico Superior, continental

Precámbrico-Paleozoico, metamórfico

Paleozoico, sedimentario

Rí o

El Al am ar

Debieron también estar presen- Figura 4. Las columnas que muestran espesores medidos de las unidades estratigráficas o formaciones presentes en las distintas localidades que se indican. tes en la zona los esquistos Granjeno, que hoy afloran en áreas como El Anticlinorio Huizachal-Peregrina al poniente de flechas muestran las direcciones de transporte de los Ciudad Victoria, Miquihuana y Bustamante en el sur sedimentos. En el noreste por el paleorrío El Alamar y de Tamaulipas, así como en Aramberri, Nuevo León, en San Luis Potosí y Zacatecas por aportes turbiditicos en donde no se depositaron sedimentos triásicos, lo que submarinos. muestra que esa zona estuvo levantada, quizá conforMONTERREY 101° mando algunas montañas de estas rocas metamórficas PARRAS que estaban siendo erosionadas en ese tiempo y sólo SALTILLO N en las planicies aledañas a las mismas fluían los ríos Galeana LINARES A descritos. NT

G PAN

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68

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En la figura 5 en amarillo se muestra la región en donde hay afloramientos de rocas triásicas, continentales hacia el noreste y marinas en la Mesa Central. Las

IG U

Abanico Potosino

L TA

Además de las fuentes de los sedimentos arriba mencionadas, los batolitos del arco permotriásico que se extienden por todo el este de México, desde el macizo de Chiapas hasta Coahuila y norte de Durango, también aportaron una buena cantidad de material clástico y con ello de circones al sedimento que posteriormente era transportado hacia la margen continetal al suroeste, en los límites con San Luis Potosí, y más allá, hacia la cuenca oceánica (Panthalasa) en donde se acumularon grandes cantidades de sedimentos turbidíticos en una columna de posiblemente varios miles de metros de espesor, formando lo que Centeno García et al. (2008) llaman el Abanico Potosino (Centeno, Guerrero y Talavera, 2008) (figura 5).

N PA

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0

50

100

Km

101°

Figura 5. Modelo paleogeográfico del noreste de México para el Triásico Superior. En amarillo se muestra la región en donde hay afloramientos de rocas triásicas, continentales hacia el noreste y marinas en la Mesa Central. Las flechas muestran las direcciones de transporte de los sedimentos. En el noreste por el paleorrío El Alamar y en San Luis Potosí y Zacatecas por aportes turbidíticos submarinos.

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REFERENCIAS Barboza Gudiño, J.R., et al. (2010). Late Triassic stratigraphy and facies from northeastern Mexico: Tectonic setting and provenance. Geosphere, 6 (5), p. 621-640. Barboza Gudiño, J.R., et al. (2014). Procedencia como herramienta para la subdivisión estratigráfica del Mesozoico Temprano en el noreste de México. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 31(3), p. 303-324. Burckhardt, C. y Scalia, S. (1905). La fauna marina del Triásico Superior de Zacatecas. Instituto de Geología de México Boletín, 21, 44 p. Carrillo Bravo, J. (1961). Geología del anticlinorio Huizachal-Peregrina al NW de Ciudad Victoria, Tamaulipas. Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros Boletín (Instituto de Estudios de Población y Desarrollo, Dominican Republic), 13, p. 1-98. Centeno García, E., Guerrero Suastegui, M., Talavera Mendoza, O. (2008). The Guerrero Composite Terrane of western Mexico: Collision and subsequent rifting in a supra-subduction zone. Geological Society of America, Special Paper 436, p. 279–308. doi:10.1130/2008.2436 (13). Hoppe, M., Barboza Gudiño, J.R., Schulz, H.M. (2002). Late Triassic submarine fan deposits in northwestern San Luis Potosi, Mexico-lithology, facies and diagenesis. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Abhandlungen, 12, p.705-724. Michalzik, D. (1991). Facies sequence of Triassic–Jurassic red beds in the Sierra Madre Oriental (NE Mexico) and its relation to the early opening of the Gulf of Mexico. Sedimentary Geology, 71, p. 243259, doi:10.1016/0037-0738(91)90105-M. Mixon, R.B., Murray, G.E., Diaz, T.G. (1959). Age and correlation of Huizachal Group (Mesozoic), state of Tamaulipas, México. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 43, p. 757–771.

Rubio Cisneros, I.I., Lawton, T.F. (2011). Detrital zircon U-Pb ages of sandstones in continental red beds at Valle del Huizachal, Tamaulipas, NE México: Record of Early-Middle Jurassic arc volcanism and transition to crustal extension. Geosphere, 7, p. 159-170. Rubio Cisneros, I.I. (2012). Análisis de procedencia de las formaciones El Alamar, La Boca y La Joya, noreste de México (Triásico Superior-Jurásico Medio): Linares, Nuevo León, México. Universidad Autónoma de Nuevo León, [Tesis doctoral], 217 p. Rueda G., J., et al. (1993). Los anticlinorios de Huizachal-Peregrina y de Huayacocotla: dos partes de la fosa de Huayacocotla-El Alamar. Bol. Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros. 43, p.1-29. Rueda Gaxiola, J., et al. (1999). Palynostratigraphical method: Basis for defining stratigraphy and age of the Los San Pedros allogroup, Huizachal-Peregrina anticlinorium, Mexico, in Bartolini, C., et al., eds., Mesozoic sedimentary and tectonic history of north-central Mexico. Geological Society of America Special Paper 340 p. 229–269, doi:10.1130/0-81372340-X.229. Silva Romo, G. (1994). Estudio de la estratigrafía y estructuras tectónicas de la Sierra de Salinas, estados de San Luis Potosí y Zacatecas [M.S. thesis]: Facultad de Ciencias, Universidad Nacional Autónoma de México, 144 p. Silva Romo, G., et al. (2000). A submarine fan in the Mesa Central, Mexico. Journal of South American Earth Sciences, 13, p. 429–442, doi: 10.1016/ S0895-9811(00)00034-1. Weber, R. (1997). How old is the Triassic flora of Sonora and Tamaulipas and news on Leonardian floras in Puebla and Hidalgo, México. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 14 (2), p. 225-243. Wengler M. (2014). Provenance analysis of Triassic and Jurassic sediments in NE México. Georg-August-University Göttingen Faculty of Geosciences. [MS, thesis]. 139 p.

Recibido: 03-10-16 Aceptado: 17-10-16

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La Sierra Madre Oriental de México, un cinturón orogénico de pliegues y cabalgaduras de la Cordillera de Norteamérica

Gabriel Chávez Cabello*

RESUMEN

ABSTRACT

En este trabajo se presenta una revisión de la evolución tectónica del cinturón plegado y cabalgado de la Sierra Madre Oriental y su conexión con los cinturones Sevier y Laramide de la Cordillera de Norteamérica. Se describe con detalle la estratigrafía del noreste de México, estilos de deformación, factores que controlan los estilos de deformación, la edad de inicio y terminación de la deformación, así como los principales mecanismos que han sido interpretados para su generación. El cinturón de pliegues y cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental es inusual; está compuesto por rocas sedimentarias marinas de edad Jurásico Medio-Cretácico. Los estilos de deformación reconocidos en la Sierra Madre Oriental se agrupan en los estilos de piel delgada y gruesa (thin and thick skinned). La primera ocurre en todo el cinturón y está representada por pliegues relacionados a fallas y cabalgaduras; el segundo estilo consiste en la reactivación de fallas de basamento y ha sido reconocido en el norte y noreste de México. Los cinturones de pliegues y cabalgaduras (Sevier-Sierra Madre Oriental) se desarrollaron diacrónicamente desde Canadá hasta México, esto ocurrió entre el Jurásico Tardío y el Palageno. Por otro lado, la deformación también es diacrónica del margen del Pacífico hacia el interior del continente. Las edades de la deformación cambian del Turoniano al Eoceno Superior, estando la deformación controlada por la acreción de terrenos tectonoestratigráficos y por la compresión relacionada con la subducción subhorizontal de la placa Farallón debajo del suroeste de Norteamérica.

This paper presents a review of the tectonic evolution of the Sierra Madre Oriental fold-thrust belt and its connection with the Sevier and Laramide belts of the North American Cordillera. Stratigraphy, styles, factors controlling deformation styles, age of onset and completion, as well as the main mechanisms that have been interpreted for their generation are described in detail. The SMO fold-thrust belt is unusual, composed of marine sedimentary rocks of Middle Jurassic-Cretaceous age. The styles of deformation recognized in the SMO are grouped in thin and thick skinned styles. The first is present in the entire belt and is represented by fault related folds and thrust faults; the second style involves reactivation of basement faults and has been recognized in the North and NE of México. The fold and thrust belts (Sevier-Sierra Madre Oriental) developed diachronically from Canada to México, this happened between the Jurassic and the Palageno. On the other hand, deformation is also diachronic from the Pacific margin towards the inner part of the continent. Age of deformation changes from Turonian to Late Eocene, controlled by the accretion of tectonostratigraphic terranes and by compression related to subhorizontal subduction of the Farallon plate beneath southwestern North America.

Palabras clave: Sierra Madre Oriental, Orogenia, sevier, Laramide, fallas, pliegues.

Keywords: Sierra Madre Oriental, Sevier orogeny, Laramide orogeny, Faults, Folds.

* Universidad Autónoma de Nuevo León, FCT. Contacto: gabriel.chavezbl@uanl.edo.mx 70

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La Sierra Madre Oriental (SMO) es una provincia fisiográfica que representa a la cadena de montañas más elevada en el norte y oriente de México; su longitud alcanza más de 1000 kilómetros, presenta entre 80 y 200 km de amplitud y un promedio de altura de 2,200 msnm. Este relieve montañoso separa una amplia meseta elevada, al oeste, de la Planicie Costera del Golfo de México, al este. Geográficamente, en México se extiende desde Parral, Chihuahua, hasta Zongolica, Veracruz. En sus extremos NO y SE, la SMO está cubierta por derrames volcánicos y rocas piroclásticas del Cenozoico de la Sierra Madre Occidental y del Cinturón Volcánico Transmexicano (Eguiluz et al., 2000), respectivamente, y continúa más al NO y SE con rasgos enmascarados hacia Chihuahua-USA (King, 1939) y en la Cuenca de Veracruz (Rodríguez et al., 1997, y Viniegra, 1966; figura 1).

sico-Jurásico inferior en el oriente del país (Barbosza Gudiño et al., 2010; figura 2).

Estructuralmente, Campa y Coney (1983) denominaron a la SMO como el cinturón de pliegues y cabalgaduras mexicano, esto porque su estructura tectónica se compone esencialmente de pliegues y fallas inversas. Forma parte de la Cordillera de Norteamérica, la cual se extiende desde Alaska, pasa por la parte occidental de Canadá y Estados Unidos e incluye a casi todo México (figura 1). La Cordillera de Norteamérica es un relieve montañoso desarrollado por al menos cinco orogenias: Antler, Sonoma, Nevadiana, Sevier y Laramide. Las cuales ocurrieron en los últimos 350 millones de años, producto de la interacción de las placas oceánicas Kula y Farallón bajo la placa de Norteamérica (Dickinson, 2004); las orogenias Sevier (130-50 Ma) y Laramide (80-40 Ma) son las responsables de los pliegues y cabalgaduras más jóvenes de la Cordillera en Canadá, Estados Unidos y México.

LITOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍA DE LA SIERRA MADRE ORIENTAL Y SU BASAMENTO La SMO está compuesta principalmente de rocas sedimentarias marinas evaporíticas, clásticas y calcáreas de edad Jurásico Medio al Paleógeno (Calloviano-Eoceno et al., 1990; Goldhammer et al., 1991; Goldhammer, 1999; Michalzik, 1988). La secuencia marina cubre a rocas metamórficas del Precámbrico y Paleozoico, así como a rocas volcanoplutónicas de los arcos Permo-Triásico (Torres et al., 1999) y Nazas del Jurásico, desarrollados en el oriente y centro de México; así como a rocas clásticas de origen continental del conocido Grupo Huizachal del TriáCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Figura 1. Extensión del cinturón cabalgado cordillerano (Sevier), del cinturón de pliegues y cabalgaduras mexicano (Sierra Madre Oriental) y la provincia Laramide dentro de la Cordillera de Norteamérica (Ch: Chihuahua, D: Durango y M: Monterrey; figura integrada de diferentes trabajos; DeCelles, 2004; Fitz Díaz et al., 2011; Bryan et al., 2013; Ferrari et al., 2012).

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Granjeno). Por otro lado, a la secuencia marina también le subyacen discordantemente sedimentos marinos no metamorfizados del Paleozoico. Finalmente, se han documentado afloramientos de rocas plutónicas granodioríticas del Permo-Triásico, generadas en ambiente de arco magmático, producto de la subducción de la placa Farallón bajo el margen occidental de Pangea. Estas rocas de arco se han documentado en los altos estructurales del basamento en el Bloque de Coahuila (Grajales Nishimura, 1995; McKee et al., 1988 y 1999), y sepultadas en la Planicie Costera del Golfo de México, las cuales han sido cortadas por pozos exploratorios de hidrocarburos realizados por Pemex (Torres et al., 1999).

EVOLUCIÓN PALEOGEOGRÁFICA El paquete sedimentario que compone a la SMO fue depositado durante el desarrollo de una margen pasiva relacionada con la formación del Golfo de México. A partir del Triásico Tardío, en el NE de México, inició la fragmentación de la Pangea que condujo a la generación de fosas y pilares que fueron paulatinamente invadidos por el mar y que controlaron ampliamente las facies sedimentarias marinas a partir del Calloviano, depositándose primero gruesas secuencias de evaporitas y posteriormente rocas calcáreoarcillosas, calcáreas y finalmente clástico-calcáreas durante la regresión marina regional, controlada por el inicio de las orogenias Sevier-Laramide en el occidente de Estados Unidos y ONO de México (Padilla y Sánchez, 1982; Goldhammer et al., 1991; Goldhammer, 1999; Chávez Cabello et al., 2007).

Figura 2. Tabla estratigráfica del NE de México (Michalzik, 1988).

El basamento de la SMO y su antepaís presentan una amplia variación litológica y de edades. Los afloramientos de rocas más antiguas corresponden a orto y paragneises de edad precámbrica, las cuales afloran en Peregrina, Tamps. (Carrillo Bravo, 1961; Ramírez, 1978; Ortega Gutiérrez et al., 1995) y en el núcleo del anticlinorio de Huayacocotla (Carrillo Bravo, 1965). También afloran esquistos de edad preoxfordiana, esparcidos en la región del transpaís (Kellum, 1932; King, 1934, y Córdova, 1965) y en el propio frente del cinturón cerca de Ciudad Victoria, Tamps. (Esquisto

72

El depósito relacionado al rifting consiste en secuencias continentales de capas rojas y depósitos volcánicos del Grupo Huizachal (Mixon et al., 1959; Rubio Cisneros; Lawton, 2011; Barboza Gudiño et al., 2010). La sedimentación marina empezó con el depósito de gruesas secuencias de evaporita dentro del Golfo de México durante el Calloviano “Sal Werner-Louann” (Oivanki, 1974), extendiéndose hasta el mismo Kimmeridgiano en el noreste de México (Minas Viejas Olvido; Goldhammer y Johnson, 2001). Durante el Kimmeridgiano y Tithoniano, el depósito de la Formación La Casita fue generado por un periodo de influjo clástico mayor, su distribución y espesor varía geográficamente en función de la proximidad con el Bloque de Coahuila (Ocampo Díaz, 2013; Eguiluz, 1990; Fortunato y Ward, 1987). Durante el periodo Berriasiano-Valanginiano inició el depósito de la Formación Taraises, constituida de caliza y marga de ambiente de plataforma marina abierta, salvo en el área de Galeana, N.L., donde aflora el miembro

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Galeana, compuesto de arenisca de estratos medianos a gruesos de ambiente deltáico con sedimentos provenientes de la Isla de Terán (Michalzik, 1988; Ocampo Díaz et al., 2008; Ocampo Díaz et al., 2012).

sábana (drape folds), pliegues por propagación de falla de basamento e inclusive hojas cabalgantes del propio basamento (Eguiluz et al., 2000; Chávez Cabello, 2005; Chávez Cabello et al., 2007; Zhou et al., 2006).

Durante el Cretácico Temprano se desarrollaron extensas plataformas carbonatadas, representadas por la Formación Cupido (Wilson, 1990; Lehmann et al., 1999) del Barremiano-Aptiano, y la Formación Aurora del Albiano; cada una comprende una serie de parasecuencias cíclicas de somerización separadas por una secuencia transgresiva de lutita de estratificación delgada de aguas profundas, representada por la Formación La Peña. La Formación Cuesta del Cura, de edad Albiano Tardío al Cenomaniano, consiste de carbonato pelágico de aguas profundas, lutita acumulada enfrente del borde de la plataforma e intercalaciones con bandas de pedernal. Para el Cenomaniano-Turoniano se reconocieron cambios en las facies sedimentarias en el NE de México, al parecer relacionadas con un levantamiento regional; lo anterior dio lugar a la depositación de la secuencia de carbonato de agua profunda con material arcilloso de la Formación Agua Nueva en la SMO (Padilla y Sánchez, 1982; Goldhammer, 1999; Eguiluz et al., 2000). Posteriormente, en el Coniaciano-Santoniano, un ligero cambio en las condiciones ocurrió y se depositaron carbonatos y lutitas de agua somera de la Formación San Felipe y sedimentos clásticos producto de levantamiento en el oeste e incremento de actividad tectónica, lo que incluyó también el depósito de capas de ceniza volcánica (Velasco Tapia et al., 2008). Finalmente, para el Campaniano-Maastrichtiano, en una etapa sinorogénica, se depositó la lutita de la Formación Méndez; los sedimentos provienen de las áreas continentales de la parte oeste de México (figura 2).

Las estructuras descritas permitieron reconocer dos estilos de deformación contrastantes dentro de la SMO. El más abundante y antiguo corresponde a una deformación de cobertura “thin skinned ”, representada por pliegues relacionados con fallas y cabalgaduras, desarrolladas exclusivamente en la cobertura sedimentaria marina del Jurásico Medio-Eoceno, bien representada en el NE de México en Torreón, Coah., Monterrey, N.L., y Ciudad Victoria, Tamps.; estos estilos son prácticamente iguales a los del orógeno Sevier de USA y Canadá (rocky mountains) de edad general Jurásico Medio-Cretácico Inferior, con la diferencia que la deformación en México es del Cretácico Tardío-Eoceno (Gray y Lawton, 2011; Fitz Díaz et al., 2014). Por otro lado, también se ha reconocido una deformación tipo “thick skinned”, más joven, que involucró la reactivación de fallas de basamento, generadas la mayoría en el Triásico-Jurásico durante la apertura del Golfo de México o separación de Norteamérica y Sudamérica (Chávez Cabello, 2005). Las fallas de basamento reactivadas modifican, en algunos sectores de la SMO, el nivel estructural del despegue basal de la deformación de cobertura, generando pliegues tipo sábana y orientaciones ortogonales de pliegues y fallas de alto ángulo como clásicamente ocurren en la provincia Laramide o durante el orógeno Laramide de USA (Chávez Cabello, 2005; Chávez Cabello et al., 2007). Este estilo de deformación está presente en la parte central de Coahuila, a lo largo de la traza de la Falla de San Marcos (Chávez Cabello, 2005), frente a Linares, N.L. (Torres Ramos, 2011), en Aramberri, N.L. (Eguiluz et al., 2000) y en Ciudad Victoria, Tamps. (Zhou et al., 2006).

ESTRUCTURA Y ESTILOS DE DEFORMACIÓN Estructuralmente, la SMO corresponde a un cinturón plegado y cabalgado complejo que presenta toda la variedad de pliegues relacionados con fallas como pliegues de despegue, pliegues por propagación de falla, pliegues por doblez de falla y pliegues híbridos o combinados entre estos modelos finales (Padilla y Sánchez 1982; Gray y Johnson 1995; Marrett y Aranda García 1999; Eguiluz et al., 2000). Adicionalmente, se presentan estructuras de tipo dúplex, anticlinales apilados y hojas cabalgantes que complementan la deformación más superficial dentro del cinturón (Eguiluz et al., 2000). Por otro lado, existen estructuras asociadas a reactivación de fallas de basamento como pliegues de CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Las estructuras geológicas principales de la SMO presentan un transporte tectónico hacia el antepaís, localizado hacia el oriente y norte, aunque en ocasiones se presentan vergencias opuestas (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Torres Ramos, 2011). Por otro lado, el rumbo de las estructuras a nivel regional presenta cambios en su dirección; entre Parral, Chih., y Torreón, Coah., la orientación regional es NO-SE y cambia a ONO-ESE entre Torreón y Saltillo, Coah., NE-SO entre Saltillo y Monterrey, N.L., y NNO-SSE entre Monterrey y la región de Zongolica, Veracruz; asimismo, se distinguen variaciones en la longitud de onda de sus pliegues y cambios en la amplitud de la cadena deformada (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000). De acuerdo con la geometría de las estructuras principales de la cadena plegada se identifican dos 73


recesos: Torreón y Matehuala, y dos salientes estructurales: Monterrey y Villagrán (Eguiluz et al., 2000). Es importante destacar que los estilos de deformación de cobertura están presentes dentro de todo el cinturón (Eguiluz et al., 2000), mientras que la deformación que involucra la reactivación de fallas de basamento, principalmente ha sido reconocida en la parte centro oeste de USA (figura 1), norte y NE de México en las cuencas de Chihuahua, Sabinas y en el frente de la SMO entre Linares, N.L., y Ciudad Victoria, Tamps. (Eguiluz et al., 2000; Chávez Cabello, 2005; Zhou et al., 2006; Chávez Cabello et al., 2007; Torres Ramos, 2011).

CONTROLES LITOTECTÓNICOS SOBRE LOS ESTILOS ESTRUCTURALES En general, dentro de los cinturones de pliegues y cabalgaduras, las variaciones en los estilos estructurales resultan de varios factores: a) variaciones laterales y verticales de facies-composición de las rocas, b) cambios en el espesor de los sedimentos deformados, c) variaciones en la dirección de acortamiento regional-geometría de la cuenca, d) variaciones en el porcentaje de acortamiento tectónico, y e) ocurrencia de más de un evento o fase de deformación (Macedo y Marshak, 1999). Particularmente, dentro de la Sierra Madre Oriental, los estilos estructurales están principalmente controlados por las variaciones importantes de los tipos y espesores de rocas deformadas, así como por la existencia o ausencia de rocas evaporíticas en la base (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Marrett y Aranda García, 1999; Torres Ramos, 2011); por otro lado, para el desarrollo de la saliente de Monterrey-Villagrán y los recesos de Matehuala y Torreón, se interpreta que influyeron la existencia de altos de basamentos y las variaciones en la geometría de las cuencas locales (Padilla y Sánchez, 1982; Chávez Cabello et al., 2004). En general, el acortamiento tectónico dentro de la SMO no varía mucho, pasa de un máximo de 50% en sus extremos NO y SE a un promedio de 33% en su parte central (Eguiluz et al., 2009); este factor no parece ser determinante en la variación de los estilos de deformación. Asimismo, las alteraciones que genera la deformación más joven que involucra la reactivación de fallas de basamento en la parte norte de la SMO, sobre la deformación de cobertura más antigua, no es muy notable (Torres Ramos, 2011). Un cambio importante en el porcentaje de acortamiento, longitud de onda y amplitud de los pliegues solamente es notoria en las 74

cuencas de Chihuahua y Sabinas, donde la reactivación de fallas de basamento es importante vs. la deformación de cobertura (Padilla y Sánchez, 1982; Eguiluz et al., 2000; Haenggi, 2002: Chávez Cabello, 2005; Chávez Cabello et al., 2007).

EDAD DE LA DEFORMACIÓN La edad de la deformación de los cinturones orogénicos Sevier y Laramide ha sido bien establecida a través de métodos paleontológicos e isotópicos. Para USA, se ha determinado que ambos cinturones son diacrónicos de norte a sur, de igual forma, parcialmente coexisten en espacio y tiempo. El lapso más aceptado para el desarrollo del cinturón Sevier en USA es de 119-50 Ma (Heller y Paola, 1989; DeCelles y Mitra, 1995) y hasta Jurásico Tardío en Canadá (Evenchick et al., 2007), mientras que para el cinturón Laramide se han propuesto dos edades, éstas dependiendo del método de análisis. Mediante la edad de sedimentos sinorogénicos se estableció que la deformación inició sincrónicamente a los 75 Ma y culminó diacrónicamente entre los 55 y 36 Ma (Dickinson et al., 1988). Con las relaciones entre emplazamiento de magmas versus estructuras deformadas y cuencas sinorogénicas, se propuso que la deformación comprende el periodo entre 80 y 40 Ma (Coney, 1976). Para Canadá, con las edades de magmatismo y las cuencas sinorogénicas, se propone que el cinturón Sevier inició desde el propio Jurásico Tardío y se extendió hacia el este durante el Cretácico (Evenchick et al., 2007). Las edades de la deformación regional en México no difieren de forma importante si las comparamos con las edades determinadas env Estados Unidos. La deformación que se asocia al evento Laramide en el norte de Sonora fue establecida entre 75 y 39 Ma (Iriondo, 2001); estas edades fueron obtenidas fechando muscovitas con 40Ar/39Ar, siendo semejantes a las obtenidas por métodos paleontológicos en sedimentos sinorogénicos dentro de la provincia Laramide (Dickinson et al., 1988). La edad de la deformación en el Cinturón de Pliegues y Cabalgaduras de la Sierra Madre Oriental en el norte y oriente de México es diacrónica de la parte trasera hacia el frente del cinturón. Las edades bioestratigráficas de sedimentos clásticos sinorogénicos en el transpaís son Cretácico Tardío (Turoniano Medio-Santoniano) y alcanzan edades Eoceno Temprano-Medio en el frente tectónico (De Cserna, 1956; 1970; Humphrey, 1956; Tardy, 1980; Campa, 1985; López Ramos, 1983; Hernández Jáuregui, 1997; López Oliva et al., 1998). En las cuencas de antepaís de Parras y La Popa, localizadas en el NE de México, se han determinado

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edades Eoceno Medio en sedimentos sinorogénicos del Grupo Difunta (Vega Vera y Perrilliat, 1989), hasta Oligoceno Temprano en sedimentos de la Cuenca de Burgos (Eguiluz, et al., 2000). Empleando relaciones de emplazamiento de intrusivos versus pliegues regionales dentro del cinturón plegado de Coahuila, la edad de culminación de la deformación regional indica edades entre 44.5 y 39 Ma (Chávez Cabello, 2005). Una nueva técnica de fechamiento isotópico mediante Ar-Ar en illita, aplicada en zonas de salbanda de las cabalgaduras mayores frontales de las montañas rocallosas de Canadá (Van der Pluijm et al., 2006) y USA (Solum y Van der Pluijm, 2007) y en la SMO de México, arrojan edades de Maaestrichtiano a Eoceno Tempano (Gray et al., 2001). Esta misma técnica, implementada en zonas de cizalla paralelas a capas en pliegues, probó el diacronismo en una sección transversal de la SMO en la parte central de México, y arrojó edades entre 85 y 45 Ma del oeste hacia el este, respectivamente (Fitz Díaz et al., 2014). Lo anterior permite concluir que dentro de toda la Cordillera de Norteamérica ocurrió la formación de montañas por lo menos entre el Cretácico Tardío y el Eoceno Medio desde Canadá hasta la parte central-sur de México, incluyendo las montañas en Coahuila, Nuevo León y Tamaulipas. Es importante destacar que el diacronismo hacia México, particularmente de la orogenia Sevier, ha generado controversia. En México, la deformación de cobertura llega a tener edades tan jóvenes como las de estructuras laramídicas clásicas del oeste de USA, lo que impulsó la propuesta de que en el NE de México las estructuras estarían relacionadas a otro evento orogénico, nombrado Hidalguense (Guzmán y De Cserna, 1963; Gray y Lawton, 2011). Sin embargo, la deformación puede ser explicada desde el punto de vista del diacronismo de las orogenias, ya que no se reconoce un mecanismo distinto como causa de las deformaciones de cobertura y basamento en el NE de México. Por lo anterior, en este trabajo se sugiere no abandonar el uso de los términos orogenia Sevier y Laramide, especialmente si se reconocen los estilos de deformación clásicos relacionados a éstas orogenias que fueron generados entre el Cretácico y el Eoceno en Norteamérica.

ORIGEN DE LA DEFORMACIÓN El mecanismo principal que generó la Cordillera de Norteamérica es la subducción de las placas oceánicas Kula-Farallón en los últimos 350 Ma (Coney, 1976; Dickinson, 2004; DeCelles, 2004). Este fenómeno ha propiciado variaciones en la extensión de las diferentes CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

orogenias reconocidas dentro de la Cordillera por los efectos que genera la colisión local-regional de arcos magmáticos, acreción de terrenos tectónicos oceánicos y las variaciones en el ángulo con el cual las placas oceánicas se han subducido bajo Norteamérica. Particularmente, la orogenia Sevier en Canadá y USA ocurrió durante una etapa de cierre de cuencas marginales por colisión de terrenos tectónicos de origen oceánico (es decir, Wrangelia; DeCelles, 2004; Yonky et al., 2014). Esta deformación se extendió hasta México con mecanismos idénticos (acreción del Terreno Guerrero; Ye, 1997). Por otro lado, la orogenia Laramide ha sido asociada a subducción subhorizontal que generó cizalla en la base de la corteza continental, levantamiento y reactivación de fallas antiguas del basamento hasta 1,500 km dentro del continente (Coney, 1976; Dickinson et al., 1988; Dickinson, 2004). Se ha propuesto que el cambio de ángulo de subducción, que involucró la migración del magmatismo de arco hacia adentro del continente, se debió a colisión-subducción de una dorsal asísmica cordillera o cresta oceánica, incremento en la velocidad de subducción de la placa oceánica y/o por la subducción de una corteza oceánica anómalamente gruesa y flotante bajo la parte SO de Estados Unidos (Bird 2002; Ye, 1997; Dickinson 2004; DeCelles y Mitra, 1995) y norte de México entre los 80 y 40 Ma (Chávez Cabello, 2005). La generación del cinturón plegado y cabalgado de la SMO de México implicó más de un mecanismo para su formación. En el sur y centro de México, la relación entre el tiempo de acreción del Terreno Guerrero y la edad de los primeros pliegues y cabalgaduras del transpaís de la SMO, sugieren que la acreción del Terreno Guerrero influyó de manera importante en la generación de la deformación de la cadena plegada (Fitz Díaz et al., 2014). Sin embargo, en el norte y noreste de México, la cadena plegada se separa claramente del límite con el Terreno Guerrero, el diacronismo de la deformación parece ser distinto, así como sus estilos de deformación si son comparados con los presentes en el sur. La existencia de una gruesa secuencia evaporítica en la base de la cobertura sedimentaria marina en el NE de México (Padilla y Sánchez, 1982), mayor acortamiento en el frente tectónico que en el transpaís (Eguiluz et al., 2000; Chávez Cabello et al., 2011) y la ocurrencia dominante de pliegues de despegue, sugiere que la deformación debió ser controlada por despegues regionales, potencialmente disparados por: a) basculamiento del basamento y, b) incremento de cargas verticales de sedimentos en la parte del transpaís, ocasionado por levantamiento en el occidente de México durante el inicio de la orogenia Laramide (Eguiluz et al., 2000). 75


Adicionalmente, la inversión de cuencas marinas como Chihuahua y Sabinas, la reactivación tardía de fallas de basamento (por ejemplo, Falla San Marcos) en el antepaís de la SMO, así como en algunas zonas del frente de la SMO entre Linares, N.L., y Cd. Victoria Tamps., sugieren que la cizalla parcial en la base de la corteza continental o acortamiento cortical global en el norte de México, pudo ser transferido durante la somerización del ángulo de subducción de la placa Farallón, la cual controló la migración de magmatismo de arco hacia adentro del continente durante el Eoceno en Chihuahua, Texas, Coahuila, Zacatecas, Nuevo León e inclusive en Tamaulipas (Chávez Cabello 2005; Zhou et al., 2006).

CONCLUSIONES La Sierra Madre Oriental es un cinturón de pliegues y cabalgaduras atípico, compuesto por rocas sedimentarias marinas del Jurásico Medio-Cretácico. Los estilos de deformación presentes se agrupan en estilos relacionados a deformación de cobertura y de basamento. El estilo de cobertura ocurre en todo el cinturón y está representado por pliegues relacionados con fallas, cabalgaduras, estructuras dúplex y anticlinales apilados; el estilo de basamento comprende la reactivación tardía y subordinada de fallas de basamento de edad Triásico-Jurásico en el norte y NE de México. El cinturón se formó diacrónicamente del oeste hacia el este entre el Turoniano y el Eoceno Medio, por la acreción de terrenos de origen oceánico y esfuerzos transferidos durante la somerización del ángulo de subducción bajo la placa de Norteamérica en el norte de México.

AGRADECIMIENTOS El presente trabajo fue financiado por recursos generados en los proyectos Paicyt clave: CT-315-10, “Análisis estructural del frente tectónico de la Sierra Madre Oriental en el Cañón La Boca, SW de Montemorelos, Nuevo León”, y Conacyt: “Evolución terciaria de cuencas continentales del norte de México: controles tectónicos heredados, pulsos de deformación, magmatismo y registro bioestratigráfico” (clave: 129550, continuación del proyecto: 47071).

Bird, P. (2002). Stress direction history of the western United States and México since 85 Ma. Tectonics, v. 21, n. 3. pp. 5-1, 5-12. Campa, U.M.F. (1985). The Mexican Thrust Belt. Tectonostratigraphic terranes of the Circum-Pacific region. Howell, D. G. ed. Circum-Pacific Council for Energy and Mineral Resources, Houston, Texas. Earth Sciences Series, n. 1, pp. 299-313. Campa, U.M.F.; Coney, P.J. (1983). Tectono-stratigraphic terranes and mineral resource distribution in México. Canadian Journal of Earth Sciences, v. 20, pp. 1040-1051. Carrillo Bravo, B.J. (1961). Geología del anticlinorio Huizachal-Peregrina al NW de Ciudad Victoria, Tamaulipas. Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. 13, pp. 1-98. Carrillo Bravo, B.J. (1965). Estudio geológico de una parte del Anticlinorio de Huayacocotla. Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. 17, pp. 73-96. Chávez Cabello, G., Cossío-Torres, T., Peterson-Rodríguez, R.H. (2004). Change of the maximum principal stress during the Laramide Orogeny in the Monterrey salient, northeast México. GSA Special Paper, 383, pp. 145-159. Chávez Cabello, G. (2005). Deformación y magmatismo cenozoicos en el sur de la Cuenca de Sabinas, Coahuila, México. Tesis doctoral. Juriquilla, Querétaro. Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, 266 p. Chávez Cabello, G.; et al. (2007). The San Marcos Fault; a Jurassic multireactivated basement structure in northeastern México. Geological Society of America, Special Paper, 422, pp. 261–286. Coney, P.J. (1976). Plate tectonics and the Laramide Orogeny. New México. Geological Society Special Publication, v. 6, pp. 5-10. Córdoba, D.A. (1965). Hoja Apizolaya (13R-19) con resumen de la geología de la Hoja Apizolaya, estados de Zacatecas y Durango. Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología. Carta Geológica de México, Serie 1:100 000. Un mapa con texto al reverso. DeCelles, P.G.; Mitra, G. (1995). History of the Sevier orogenic wedge in terms of critical taper models, northeast Utah and southwest Wyoming. Geological Society of American Bulletin, v. 107, n. 4, pp. 454-462. DeCelles, P. G. (2004). Late Jurassic to Eocene evolution of the Cordilleran thrust belt and foreland basin system, western USA. American Journal of Science, v. 304, pp. 105–168. De Cserna, Z. (1956). Tectónica de la Sierra Madre Oriental de México entre Torreón y Monterrey. Publicaciones del XX Congreso Geológico Internacional, Monografía, 60 p. De Cserna, Z. (1970). Mesozoic sedimentation, magmatic activity and deformation of northern México, in: Seewald, K.; Sundeen, D. Eds. The geologic framework of the Chihuahua tectonic belt, a symposium in honor of Prof. Ronald, K. De Ford. Midland, West Texas Geological Society, pp. 99-117.

REFERENCIAS

Dickinson, W.R., et al. (1988). Paleogeographic and paleotectonic setting of Laramide sedimentary basins in the central Rocky Mountain region. Geological Society of American Bulletin, v. 100, pp. 1023-1039.

Barboza Gudiño, J.R.; et al. (2010). Late Triassic stratigraphy and facies from northeastern México: Tectonic setting and provenance. Geosphere, October 2010, v. 6; No. 5, pp. 621-640.

Dickinson, W.R. (2004). Evolution of the Northamerican Cordillera. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 2004. v. 32, pp. 13–45 doi: 10.1146/annurev.earth.32.101802.120257.

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CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Eguiluz De A. S.; Aranda, G.M.; Marrett, R. (2000). Tectónica de la Sierra Madre Oriental, México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. LIII, pp. 1-26.

Guzmán, E.J.; De Cserna, Z. (1963). Tectonic history of México, in Childs, O. E.; Beebe, W. B. Backbone of the Americas. American Association of Petroleum Geologists Memoir 2, pp. 113-129.

Eguiluz de Antuñano, S. (1990). La Formación Carbonera y sus implicaciones tectónicas, Estados de Coahuila y Nuevo León. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 51, pp. 1-37.

Haenggi, W.T. (2002). Tectonic history of the Chihuahua trough, México and adjacent USA, Part II: Mesozoic and Cenozoic. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, Tomo LV, n. 1, pp. 38-94.

Evenchick, C.A., et al. (2007). A synthesis of the Jurassic-Cretaceous tectonic evolution of the central and southeastern Canadian Cordillera; exploring links across the orogen. Geological Society of America, Special Paper, 433, pp. 117–145.

Heller, P.L.; Paola, C. (1989). The paradox of Lower Cretaceous gravels and the initiation of thrusting in the Sevier orogenic belt, United States western interior. Geological Society of American Bulletin, v. 101, pp. 864-875.

Ferrari, L., et al. (2012). The dynamic history of the Trans-Mexican Volcanic Belt and the México subduction zone. Tectonophysics, Invited review paper, doi:10.1016/j.tecto.2011.09.018.

Hernández Jauregui, R. (1997). Sedimentación sintectónica de la Formación Soyatal (Turoniano Medio-Campaniano) y modelado cinemático de la Cuenca de Flexura de Maconí, Querétaro-Syntectonic sedimentation of Soyatal Formation (Middle Turonian-Campanian) and kinematic modeling the Maconi Flexural Basin, Queretaro. MSc Thesis, Instituto Politécnico Nacional, ESIA.

Fitz Díaz, E., et al. (2014). Newly-formed illite preserves fluid sources during folding of shale and limestone rocks; an example from the Mexican Fold-Thrust Belt. Earth and Planetary Science Letters v. 391, pp. 263–273. Fitz Díaz, E.; Hudleston, P.; Tolson, G. (2011). Comparison of tectonic styles in the Mexican and Canadian Rocky Mountain foldthrust belt, in Poblet, J.; Lisle, R.J. eds., Kinematic Evolution and Structural Styles of Fold-and-Thrust Belts. Geological Society of London Special Publication 349, pp. 149–167, doi:10.1144/ SP349.8. Fortunato, K.S.; Ward, W.C. (1987). Upper Jurassic-Lower Cretaceous fan-delta complex: La Casita Formation of the Saltillo area, Coahuila, México. Transactions of the Gulf Coast. Association of Geological Society, v. 32, pp. 473-482. Goldhammer, R.K. (1999). Mesozoic sequence stratigraphy and paleogeographic evolution of northeast of México, in Bartolini, C., Wilson, J.L., and Lawton, T.F., eds., Mesozoic Sedimentary and Tectonic History of North-Central México. Boulder, Colorado, Geological Society of North America Special Paper 340, p. 1-58. Goldhammer, R.K.; Johnson, C.A. (2001). Middle Jurassic-Upper Cretaceous Paleogeographic evolution and sequence-stratigraphic framework of the northwest Gulf of México rim, in: Bartolini, C.; Buffler, R. T.; Cantú-Chapa, A. eds. The western Gulf of México Basin: Tectonics, sedimentary basins, and petroleum systems. American Association of Petroleum Geologists Memoir 75, pp. 45-81. Goldhammer, R.K., et al. (1991). Sequence stratigraphy and cyclostratigraphy of the Mesozoic of the Sierra Madre Oriental, northeastMéxico, a field guide-book. Gulf Coast Section, Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, 85 p. Grajales Nishimura, J.M., Terrell, D.J., and Damon, P.E., (1992). Evidencias de la prolongación del arco magmático cordillerano del Triásico Tardío-Jurásico en Chihuahua, Durango y Coahuila. Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, v. 42, p. 1-18. Gray, G.G., et al. (2001). Thermal and chronological record of syn-to-post-Laramide burial and exhumation, Sierra Madre Oriental, México. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 75, pp. 159–181. Gray, G.G.; Johnson, C.A. (1995). Structural and Evolution of the Sierra Madre Oriental, with emphasis on the Saltillo-Monterrey Corridor. American Association of Petroleum Geologists, Annual Convention, Houston, TX, pp. 1-16. Gray, G.G., Lawton, T.F. (2011). New constraints on timing of Hidalgoan (Laramide) deformation in the Parras and La Popa basins, NE México. Bol. Soc. Geol. Mex. 63, 333-343.

CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

Murray B.P., et al. (2013). Synvolcanic crustal extension during the mid-Cenozoic ignimbrite flare-up in the northern Sierra Madre Occidental, México: Evidence from the Guazapares Mining District region, western Chihuahua, in: Origin and Evolution of the Sierra Nevada and Walker Lane. Geosphere, October 2013; v. 9; no. 5; pp. 1201–1235; doi:10.1130/GES00862.1. Humphrey, W.H. (1956). Tectonic framework of Northern México, in: Gulf Coast Association of Geologists, Society Transactions, v. 6, pp. 25-35. Iriondo, A. (2001). Proterozoic basaments and their Laramide juxtaposition in NW Sonora, México. Colorado, University of Colorado [Ph D. Thesis], 222 p. Kellum. W. (1932). Reconnaissance studies in the Sierra de Jimulco, México. Geological Society American Bulletin, v. 43, pp. 541-564. King, E.R. (1939). Geological reconnaissance in northearn Sierra Madre Occidental of México. Geological Society of America Bulletin, v. 50, pp. 1625-1722. King, R.E. (1934). The Permian of southwestern Coahuila. American Journal of Sciences, 5th serie, v. 27, pp. 98-112. Lehmann, C., et al. (1999). Evolution of Cupido and Coahuila carbonate platforms, Early Cretaceous, northeastern México. Geological Society of America Bulletin, v. 111, no. 7, pp. 1010-1029. López Oliva, J.G.; Keller, G.; Stinnesbeck, W. (1998). El límite Cretácico/Terciario (K/T) en el noreste de México; extinción de foraminíferos planctónicos. The Cretaceous–Tertiary boundary in northeastern México; extinction of planktonic Foraminifera. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 15, pp. 109–113. López Ramos, E. (1983). Estratigrafía cretácica y tectónica de una porción del centro y noreste de México. Cretaceous stratigraphy and tectonics of a portion of the central and northeast of México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 44, pp. 21–31. Macedo, J.; Marshak, S. (1999). Controls on the geometric of foldthrust belt salient. Geological Society of America Bulletin, v. 111, pp. 1808-1822. Marrett, R. y Aranda-García, M. (1999). Structure and kinematic development of the Sierra Madre Oriental fold-thrust belt, México, in: Stratigraphy and structure of the Jurassic and Cretaceous platform and basin systems of the Sierra Madre Oriental: A field book and related papers. South Texas Geological Society, American Association of Petroleum Geologists.

77


McKee, J.W.; Jones, N.W.; Anderson, T.H. (1988). Las Delicias basin: A record of late Paleozoic arc volcanism in northeastern México. Geology, v. 16, pp. 37-40. McKee, J.W.; Jones, N.W.; Anderson, T.H. (1999). Late Paleozoic and early Mesozoic history of the Las Delicias terrane, Coahuila, México, in: Bartolini, C.; Wilson, J. L.; Lawton, T. F. eds. Mesozoic Sedimentary and Tectonic History of North-Central México. Boulder, Colorado, Geological Society of America Special paper 340, pp. 161-189. Michalzik, D. (1988). Trias bis tiefste Unter-Kreide der nordöstlichen Sierra Madre Oriental, México: Fazielle Entwicklung eines passiven Kontinentalrandes: Darmstadt, Deutschland, Technischen Hochschule Darmstadt, Tesis Doctoral, 247 p. Mixon, R.B.; Murray, G.E.; Diaz, T.G. (1959). Age and correlation of Huizachal Group (Mesozoic), state of Tamaulipas, México. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, v. 43, pp.757-771. Ocampo Díaz Y.Z.E., Jenchen U., Guerrero-Suástegui, M. (2008). Facies y sistemas de depósito del Miembro Arenoso Galeana (Formación Taraises, Cretácico Inferior, NE de México). Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 25, 438-464. Ocampo Díaz Y.Z.E., Guerrero-Suástegui, M., Jenchen U. (2012). Petrografía y procedencia del miembro arenoso Galeana (Formación Taraises, Valanginiano-Hauteriviano Temprano), Sierra Madre Oriental, NE México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 64, no. 3, pp. 335-352. Ocampo Díaz, Y.Z.E. (2013). Análisis petrográfico y estadístico multivariado para discriminar las áreas fuente de la Formación La Casita del Jurásico Tardío-Cretácico Temprano y la Arcosa Pátula del Cretácico Temprano en el Noreste de México. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, v. 65, no. 3, pp. 609-630. Oivanki, S.M. (1974). Paleodepositional environments in the Upper Jurassic Zuloaga Formation (Smackover), northeastern México. Transactions of the Gulf Coast Association of Geological Societies, v. 24, pp. 258-278. Ortega Gutiérrez, F.; Ruiz, J.; Centeno-García, E. (1995). Oaxaquia, a Proterozoic microcontinent accreted to North American during the late Paleozoic. Geology, v. 23, No. 12, pp. 1127-1130. Padilla y Sánchez, R.J. (1982). Geologic evolution of the Sierra Madre Oriental between Linares, Concepción del Oro, Saltillo and Monterrey, México. Austin, Texas, University of Texas [Ph D. Thesis], 217 p. Ramírez, R. C. (1978). Reinterpretación tectónica del Esquisto Granjeno de Ciudad Victoria, Tamaulipas: Universidad Nacional Autónoma de México, Revista Instituto de Geología, v. 2, pp. 5-42. Rodríguez, F.D., et al. (1997). Hidrocarbon habitat in the Zongolica sector of the Sierra Madre Oriental. Second Joint American Association Petroleum Geologists/Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros, Hedberg Research Simposium, Veracruz, México. Rubio Cisneros, I.I.; Timothy, F. Lawton. (2011). Detrital zircon U-Pb ages of sandstones in continental red beds at Valle de Huizachal, Tamaulipas, NE México: Record of Early-Middle Jurassic arc volcanism and transition to crustal extension. Geosphere, v. 7, pp. 159-170.

78

Solum, J.S.; Van der Pluijm, B.A. (2007). Reconstructing the Snake River-Hoback River Canyon section of the Wyoming thrust belt through direct dating of clay-rich fault rocks. Geological Society of America, Special Paper, 433, pp. 183–196. Tardy, M. (1980). Contribution a létude geologique de la Sierra Madre Oriental du Mexique. Tesis Doctoral, Université Pierre et Marie Curie de Paris, 445 p. Torres, R., et al. (1999). A Permo-Triassic continental arc in eastern México: Tectonic implications for reconstruction of southern North America, in: Bartolini, C.; Wilson, J. L.; Lawton, T. F. eds. Mesozoic Sedimentary and Tectonic History of North-Central México. Boulder, Colorado, Geological Society of North America Special Paper 340, pp. 1-58. Torres Ramos, J.A. (2011). Análisis geométrico y cinemático del frente tectónico de la Sierra Madre Oriental entre los cañones La Boca y Santa Rosa, Estado de Nuevo León. Linares, Nuevo León, México. Universidad Autónoma de Nuevo León, Tesis de Maestría, 117 p. Van der Pluijm, B. A., et al. (2006). Fault dating in the Canadian Rocky Mountains: evidence for late Cretaceous and early Eocene orogenic pulses. Geology, v. 34, pp. 837–840. Vega Vera, F.J.; Perrilliat, M.C. (1989b). La presencia del Eoceno marino en la cuenca de la Popa (Grupo Difunta), Nuevo León: orogenia post-Ypresiana. Universidad Nacional Autónoma de México, Revista Instituto de Geología, v. 8, pp. 67-70. Velasco Tapia F., et al. (2008). Mineralogía y geoquímica de sedimentos clásticos de la Formación San Felipe, Sierra Madre Oriental (Cretácico Superior), NE De México. Geos, v. 28, no. 2, Octubre, 2008. Viniegra, F. (1966). Paleogeografía y tectónica del Mesozoico en la provincia de la Sierra Madre y Macizo de Teziutlan. Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros. v. 18, pp. 145171. Wilson, J.L. (1990). Basement structural controls on Mesozoic carbonate facies in Northeastern México: a review: in: Contribuciones al Cretácico de México y América Central. Actas de la Facultad de Ciencias de la Tierra. Universidad Autónoma de Nuevo León. v. 4, pp. 5-45. Ye, H. (1997). The arcuate Sierra Madre Oriental orogenic belt, NE México: Tectonic infilling of a recess along the Southwestern North America continental margin, in: Structure, stratigraphy and paleontology of Late Cretaceous-Early Tertiary Parras-La Popa foreland basin near Monterrey, northeast México. Dallas, Texas, American Association of Petroleum Geologists Field Trip, v. 10, pp. 85-115. Yonkee, W.A., Weil, A.B. (2015). Tectonic evolution of the Sevier and Laramide belts within the North American Cordillera Orogenic System. Earth Sci. Rev. 150, 531-593. Zhou, Y.; Murphy, M.A.; Hamade, A. (2006). Structural development of the Peregrina-Huizachal anticlinorium, México. Journal of Structural Geology, v. 28, pp. 494-507.

Recibido: 03-10-16 Aceptado: 17-10-16

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Tópicos

La costa de Nuevo León: una mirada hacia el pasado geológico del estado Felipe de Jesús Torres de la Cruz*, María Isabel Hernández Ocaña*

A

l mencionar Nuevo León, lo primero que viene a la mente son las montañas y la aridez del terreno; el calor y la relativa lejanía con el mar han sido los factores principales por los cuales los neoleoneses han preferido vacacionar en la costa del estado vecino, Tamaulipas, o la Isla del Padre en Texas.

(figura 1) en el Paleógeno, con aproximadamente ~37 millones de años de historia geológica expuesta en un recorrido de más de 115 kilómetros. Como ejemplo de esta diversidad sedimentaria se puede observar un ambiente costero en el municipio de

La majestuosidad de las montañas obliga a que poca gente mire el norte del estado, la provincia fisiográfica de las Grandes Llanuras de Norteamérica que palidece ante el abrumador espectáculo de la Sierra Madre Oriental (SMO); sin embargo, para poder apreciar la grandeza geológica de las planicies de Nuevo León hay que mirar hacia abajo, no hacia arriba. La finalidad de este artículo es que el lector se adentre en la historia geológica del noreste de Nuevo León. Son pocos los que conocen que, en el pasado geológico de Nuevo León, el estado fue, por varios millones de años, parte de un sistema sedimentario costero, cuyos diversos elementos sedimentarios como barras litorales, llanuras de inundación y lagunas costeras, eran elemento común del paisaje. Las evidencias de esta diversidad geológica se encuentran cubiertas por sedimentos recientes, exponiéndose únicamente en zonas donde el hombre ha impactado el terreno con trazos carreteros, actividad agrícola, ganadera o de almacenamiento de agua. La carretera de cuota Monterrey-Reynosa ofrece un viaje en el tiempo que abarca desde el final del Cretácico, hace 65.5 millones de años, hasta el Oligoceno

Figura 1. Columna estratigráfica de la Cuenca de Burgos (modificado a partir de la Carta Geológico Minera Río Bravo, clave G14-8, 2003).

* Universidad Autónoma de Nuevo León. Contacto: torresdelacruzfelipe@gmail.com; felipe.torresd@uanl.edu.mx CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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China, mismo que ahora ostenta un ambiente de lago, pero esta vez no se trata de procesos geológicos sino de procesos que el hombre ha generado: la presa El Cuchillo. A la altura del kilómetro 68 sobre la carretera de cuota 40D Monterrey-Reynosa, se yergue la Sierra de Papagayos como la mayor estructura geológica en la porción neoleonesa de la provincia de las Grandes Llanuras de Norteamérica. En el anticlinal de Papagayos se expone la Formación Méndez, representante del último piso del Cretácico y del último ambiente neta- Figura 2. Moluscos del género Venericardia sp., de El Rebaje, China, Nuevo León. mente marino (Ifrin, Stinnesbeck y Schafhauser, 2005) para el noreste de Nuevo León; los del municipio Los Herreras y el rancho El Rebaje. La sedimentos depositados posteriormente son el producto presencia de estos moluscos y su asociación litológide la deformación tectónica conocida como Orogenia ca se relaciona con ambientes litorales, ambientes de Larámide, la cual instauró un régimen sedimentario playa donde la marea sube y baja y con ambientes incostero con el depósito de la Formación Midway en fralitorales. forma discordante con la Formación Méndez (Consejo Estos moluscos se encuentran en estratos de arenisde Recursos Mineros, 2003). ca de grano grueso altamente intemperizados y de tonalidades ocre. La mayoría de los moluscos se encuentran con sus valvas separadas, sin embargo, hay algunas valLA GRAN REGRESIÓN vas que están completas y en algunas ocasiones las dos A principios del periodo Paleógeno se inició una gran valvas se encuentran unidas, lo cual sugiere una zona retirada del mar con dirección Este, instaurándose dife- con energía relativamente moderada. rentes regímenes sedimentarios costeros en el noreste En el área de El Rebaje, en el municipio de China, de Nuevo León y depositando, al mismo tiempo, sedise encuentran afloramientos de bancos de bivalvos del mentos arenosos y arcillosos en franjas que representan género Venericardia dentro de terrenos utilizados para la paleolínea de costa. De hecho, estas franjas han sido la ganadería que paulatinamente han sido desenterrados objeto de interés petrolero por muchos años (Echanove, por maquinaria (figura 3). 1986), por lo cual se desarrolló en la zona el Activo de Producción Burgos, en donde se buscó explotar los yacimientos gasíferos desarrollados en las rocas arenosas BARRAS LITORALES de la paleocosta de Nuevo León. La primera formación del Paleógeno en dicha área corresponde a la Formación Midway, que se encuentra en gran parte cubierta por sedimentos continentales, productos de la erosión de la SMO. Sin embargo, en algunos puntos es expuesta por arroyos, carreteras o alguna otra actividad antrópica. La Formación Midway está constituida por una sucesión de arenisca y lutita en donde el aspecto paleoambiental más interesante está dado por el desarrollo de bancos de moluscos del género Venericardia (Perrilliat-Montoya 1963; figura 2), localizados cerca 80

Algunos kilómetros más adelante, cerca del municipio de China, y sobre el trazo de la carretera libre Monterrey-Reynosa, se puede observar la Formación Carrizo, también conocida como Queen City. A esta formación del Eoceno se le ha asignado un ambiente de barras litorales y aguas litorales de alta energía (Consejo de Recursos Mineros, 2003; Echanove, 1986). Esto quiere decir que su depósito se llevó a cabo justamente en la zona de playa o zona de oleaje. Un ejemplo actual de este tipo de ambientes se encuentra en la desembocadura del río Grijalva, en Tabas-

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energía. En segundo lugar, se puede observar otra estructura sedimentaria conocida como estratificación cruzada, misma que indica que los sedimentos fueron depositados por una corriente que cambiaba de dirección de manera constante (figura 5). En tercer lugar, también se encuentran galerías de icnofósiles del icnogénero Thalassinoides ampliamente distribuidos en estratos de arenisca. Estos icnofósiles se desenvuelven en dos ambientes principales: ambientes de agua somera y de talud, debido a su asociación Figura 3. Valvas de moluscos del genero Venericardia, dentro de El Rebaje, China, Nuevo con otras estructuras como marcas León. de fondo y hematización de nódulos en lutita. En el afloramiento co (figura 4). Una de las características principales se reconoce en el desarrollo de barras paralelas a la línea descrito existe variedad en las dimensiones de Thalasde costa como productos de las diferentes etapas de se- sinoides, con tamaños que oscilan entre 5 y 20 cm; los estratos de arenisca están intercalados con lutita lamidimentación a las que han sido sometidas. nar con intervalos oxidados y concreciones hematizadas (figura 6).

LAGUNA COSTERA En la presa El Cuchillo afloran estratos de la Formación Big Ford, la cual consiste de intercalaciones de estratos gruesos de arenisca de grano medio en tonalidades gris claro que intemperiza a ocre y rojizo, y lutita deleznable con estratificación laminar y nódulos de oxidación. Esta formación contiene un gran número de claves que nos permiten identificar el ambiente en el que fue depositado: en primer lugar, las huellas de oleaje, también conocidas como ripple-marks, ondulitas o rizaduras, producidas por acción de una corriente de baja

Las características descritas le han conferido a la Formación Big Ford un paleoambiente de laguna costera con una alta tasa de sedimentación; su más cercano análogo lo encontraríamos en la Laguna Madre en Tamaulipas. En la región noreste de Nuevo León Existe una estructura sepultada que no es tan espectacular como la Sierra Madre Oriental: el Anticlinal de San Juan de Vaquerías. La interpretación de las rocas que conforman su parte superior representa la secuencia de rocas cenozoicas terrígenas de una costa que se alejaba cada vez más de la SMO, instaurando a su paso diversos ambientes costeros de los cual el área de China nos da una idea. Aún queda por conocer más de la geología de los ambientes costeros de Nuevo León, ya que existen formaciones como Yegua, Vicksbour, Frío y Conglomerado Norma que no han sido descritos o analizados, los cuales representan paleoambientes que, para apreciarlos, sólo es necesario ver a ras de suelo.

Figura 4. Izquierda: Formación Carrizo como franjas N-S, China, Nuevo León. Derecha: desembocadura del río Grijalva, Tabasco (Google Maps, 2016). CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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Figura 5. Izquierda: estratificación cruzada. Derecha: rizaduras de la Formación Big Ford en la presa “El Cuchillo”.

Figura 6. Izquierda: icnofósiles del icnogénero Thalassinoides. Derecha: concreciones hematizadas de la Formación Big Ford.

REFERENCIAS Consejo de Recursos Mineros. (2003). Carta geológico-minera Río Bravo clave G14-8 escala 1:250,00, estados de Nuevo León y Tamaulipas, México, p. 64.

Ifrin, C., Stinnesbeck, W., Schafhauser, A. (2005). Maastrichtian shallow-water ammonites or northeastern Mexico. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas. 22(1): pp. 8-64.

Echanove, E.O. (1986). Geología petrolera de la Cuenca de Burgos (Parte I). Boletín de la Asociación Mexicana de Geólogos Petroleros. 38(1): pp. 3-39.

Perrilliat Montoya M.C. (1963). Moluscos del Terciario Inferior del noreste de México. Paleontología Mexicana. 19: p. 26.

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CURIOSIDAD

Crustáceos fósiles de Nuevo León y Coahuila José Luis Martínez Díaz*, Claudio de León Dávila**, Francisco J. Vega*

L

os estados de Nuevo León y Coahuila incluyen un rico legado fosilífero. En el municipio de Mina afloran rocas del Cretácico y Paleoceno, que fueron estudiadas y caracterizadas por McBride y colaboradores (1974), con base en la secuencia de sedimentos depositados en aguas poco profundas, hace unos 70 millones de años. En el Cañón de Potrerillos se encuentran varios afloramientos, de los cuales se han recuperado fósiles de invertebrados en distintas localidades (Vega y Perrilliat, 1989a; 1995). La parte inferior de la Formación Potrerillos (Sierra El Antrisco) (figura 1) es la que ha aportado la mayoría de los hallazgos, principalmente crustáceos fósiles. Por su parte, en las inmediaciones de Paredón (Coahuila), se encuentran también importantes localidades fosilíferas que mencionaremos más adelante.

ecdisis (mudas), su registro fósil puede estar representado tanto por cuerpos como por exuvias; la cutícula de quitina y el carbonato de calcio son los elementos que se preservan en el registro fósil, en ocasiones, con un excepcional estado (Vega, Jackson y Ossó, 2014). Los primeros trabajos formales en cangrejos fósiles para México fueron realizados por Rathbun (Rathbun, 1930; 1935), quien reportó especies del Cretácico, Paleógeno y Neógeno (Vega, Nyborg y Perrilliat, 2006; Vega, et al., 2016). Posteriormente se describirían algunas especies para el Cretácico de San Luis Potosí y Guerrero (Stenzel, 1944; Alencáster, 1977). En 1989

Los cangrejos representan un grupo de invertebrados sumamente numeroso y abundante en la actualidad, sin embargo, su registro fósil es escaso, comparado con el de otros invertebrados, como los moluscos. Dado que los cangrejos (y artrópodos en general) presentan crecimiento por Figura 1. A. Mapa geológico correspondiente a los municipios de Mina y Paredón, con ubicación aproximada de localidades fosilíferas, modificado de Lawton et al. (2009). B. Paleogeografía del noreste de México, hace aproximadamente 70 millones de años, se enmarca el área correspondiente al mapa (área de estudio), reproducido con autorización de Ron Blakey. * Universidad Nacional Autónoma de México. ** Benemérita Escuela Normal de Coahuila. Contacto: vegver@unam.mx CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

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se reportó el cangrejo retroplúmido Costacopluma mexicana (figura 2 A y B), que representa el primer crustáceo fósil para Nuevo León y el primer reporte del género para América (Vega y Perrilliat, 1989b). Hallazgos posteriores en esta zona del municipio de Mina incluyen Ophtalmoplax brasiliana (figura 2C) originalmente descrita como Mascaranada difuntaensis (Vega y Feldmann, 1991) y Sodakus mexicanus (Vega, Feldmann y Villalobos, 1995; figura 2 D y E). Otro hallazgo importante fue el del cangrejo Dakoticancer australis (Vega y Feldmann, 1991; figura 2F), que también se encuentra en rocas de edad similar, en el área de Ciudad del Maíz, San Luis Potosí. A pesar del escaso trabajo inicial sobre paleontología de crustáceos decápodos fósiles, en la actualidad los estudios van en aumento, con más de 50 especies de crustáceos fósiles conocidas para México con edades que van desde el Cretácico Temprano (Barremiano, 127 millones de años) hasta el Mioceno (Aquitaniano, 23 millones de años) (Vega, Nyborg y Perrilliat, 2006; Vega et al., 2016). Aunque se conocen varias especies de otras localidades de los estados de Baja California, San Luis Potosí y Chiapas, la mayor parte corresponde a especies encontradas en la sierra El Antrisco. El número cada vez mayor de ejemplares fósiles recuperados ha permitido interpretar el ambiente en que vivían estas

especies. En particular, resulta interesante la excelente preservación del cangrejo Costacopluma mexicana, encontrado en la Cuesta del Indio, y que corresponde a un alto topográfico del fondo marino, en donde hace 70 millones de años existía un ambiente hipersalino, con aporte de sílice, lo que permitió que la cutícula de esta especie se preservara de manera excepcional (Vega, Feldmann, y Dávila, 1994). En esta misma localidad, algunos ejemplares del pequeño cangrejo Sodakus mexicanus (Vega, Feldmann y Villalobos, 1995) fueron encontradas con excelente grado de preservación. Ambas especies se encuentran también cerca de los límites entre Nuevo León y Coahuila, en donde la falla de San Marcos pudo afectar el ambiente marino, ya sea a través de zonas de termalismo o surgencia de materia orgánica (metano), que en una localidad de Japón (Karasawa, 2011) permitió la preservación de la cutícula de los crustáceos, con un color rojo peculiar (Vega, et al., 2016; figura 2G). El tipo de roca en el cual se preservan los crustáceos decápodos aporta información crucial sobre el paleoambiente en el que vivían (Vega, et al., 2016). La mayor parte de los sedimentos en los que se han preservado los decápodos fósiles en el NE de México corresponden a ambientes de tipo marinosomero, como pueden ser deltas, lagunas, y arrecifes. En este último caso, llama la atención la preservación

Figura 2. A y B, Costacopluma mexicana, ejemplares de la Cuesta del Indio (A, influencia de evaporitas) y de Paredón (B, influencia de surgencia de metano y hidrotermalismo). C, Ophthalmoplax brasiliana, Mina, Nuevo León. D y E, Sodakus mexicanus, ejemplares de la Cuesta del Indio (D, influencia de evaporitas) y de Paredón (E, influencia de surgencia de metano e hidrotermalismo). F, Dakoticancer australis, ejemplar preservado en concreción calcárea, lente El Gordo, sierra El Antrisco, Nuevo León. G, sección microscópica de la cutícula del caparazón de Costacopluma mexicana, preservando la estructura original, por influencia de minerales relacionados a surgencia de metano de la falla de San Marcos, Coahuila. Barras de escala = 1 cm, excepto en G = 0.1 cm.

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Figura 3. A, Costacopluma mexicana, ejemplar de talla mediana, Cretácico Terminal (70 millones de años), sierra El Antrisco, Nuevo León. B, Costacopluma grayi, ejemplar de talla mediana, Cretácico Terminal (66.2 millones de años), Arroyo Amargos, Coahuila. C, Costacopluma grayi, ejemplar de talla pequeña, Paleoceno (aproximadamente 65 millones de años), Alabama, EUA. Barras de escala = 1 cm.

de Dakoticancer australis en la lente El Gordo (parte de la sierra El Antrisco), ya que se encuentra en concreciones calcáreas sumamente duras y difíciles de limpiar, pero el resultado es interesante, considerando las características preservadas del caparazón (Vega et al., 2016).

PALEOECOLOGÍA Y EL EVENTO DE EXTINCIÓN K/Pg De caparazón robusto y dedos cortos, es posible que Dakoticancer australis se alimentara de carroña, aunque se extinguió a finales del Cretácico, antes del evento K/Pg. Ophtalmoplax brasiliana, una especie de amplia distribución durante el Maastrichtiano (hace 70 a 66 millones de años), estaba adaptada para el nado activo y poseía quelas apropiadas para la depredación posiblemente de moluscos (Vega et al., 2016). Costacopluma mexicana fue una especie dominante hace 70 millones de años. Los miembros actuales de la familia Retroplumidae se caracterizan por tener un último par de patas de tipo plumoso, lo que les permite alimentarse recolectando materia orgánica. Es posible que las especies de Costacopluma hayan tenido el mismo tipo de alimentación, como parte de una estrategia generalista que permitió la supervivencia de la familia. Un ejemplo de estrategias de supervivencia ha sido docu-

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mentado recientemente para la especie Costacopluma grayi (Vega et al., 2016; Martínez et al. 2016), inicialmente descrita para el Paleoceno y Eoceno de Alabama, a partir de numerosos individuos de talla pequeña. La misma especie fue reportada para una localidad cercana a Paredón, Coahuila, en rocas de una edad cercana a la extinción de los dinosaurios (66.2 millones de años), con individuos de una talla casi tres veces mayor y de tamaño similar a C. mexicana, especie de la que pudo derivar C. grayi (figura 3). Se ha propuesto que C. grayi pudo sobrevivir gracias al desarrollo de la estrategia conocida como efecto Liliput (Martínez et al., 2016), que es la tendencia a la reducción de la talla corporal como respuesta a eventos de extinción masiva, fenómeno también observado en otros grupos de invertebrados. Costacopluma grayi ha sido encontrada junto con Ophthalmoplax brasiliana en el mismo afloramiento cercano a Paredón, lo que indica que las especies coexistieron seguramente diferenciadas por su nicho ecológico, siendo las especies de Costacopluma recolectoras de materia orgánica en suspensión; por su parte, O. brasiliana era un depredador con capacidad de nado, semejante a las actuales jaibas. Costacopluma mexicana se extinguió 800 mil años antes del evento K/ Pg (66 millones de años), aunque se ha propuesto como posible ancestro de Costacopluma grayi con base en la presencia de ambas especies en localidades de la misma región. Una vez establecida en el NE de México y SE de Estados Unidos, C. grayi sobrevivió a la extinción 85


del K/Pg, reduciendo su talla a causa del efecto Liliput.

CONCLUSIONES El estudio de los crustáceos decápodos fósiles en México representa una oportunidad para conocer la distribución, ecología, evolución y extinción de distintos grupos de cangrejos, lo cual requiere de un trabajo sistemático (básicamente, descripción de especies) que

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ha crecido en las casi tres décadas de estudio, y que continúa conforme a los nuevos descubrimientos. El análisis de las poblaciones a través de distintos rangos temporales ha permitido observar patrones que ofrecen explicaciones sobre la persistencia o desaparición de grupos durante eventos de extinción, en particular la correspondiente al Cretácico/Paleógeno, que en el noreste de México está bien documentada, con base en estudios de las faunas de crustáceos del Cretácico Tardío y Paleógeno (figura 4). Los estudios a futuro no sólo

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enriquecerán la diversidad de los crustáceos decápodos fósiles, también permitirán una mejor compresión de los fenómenos biológicos y sus interacciones con el ambiente.

AGRADECIMIENTOS Nuestra sincera gratitud a los doctores Elizabeth Chacón y Gabriel Chávez (Facultad de Ciencias de La Tierra-UANL) por la amable invitación para someter la presente contribución, así como a los revisores del Comité de Divulgación de la Ciencia y la Tecnología, por las acertadas sugerencias para mejorar el manuscrito.

REFERENCIAS Alencáster, G. (1977). Crustáceo (MalacostracaDecápoda) del Cretácico Inferior del Estado de Guerrero, México. Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista. 1: 74-77. Karasawa, H. (2011). New axiidean Decapoda from the Albian (lower Cretaceous) chemosynthetic community of Hokkaido, Japan. Bulletin of the Mizunami Fossil Museum. 37: 27-29. Lawton, T.F., et al. (2009). Provenance of Upper Cretaceous–Paleogene sandstones in the foreland basin system of the Sierra Madre Oriental, northeastern Mexico, and its bearing on fluvial dispersal systems of the Mexican Laramide Province. Geological Society of America, Bulletin. 121: 820-836. Martínez Díaz, J.L., et al. (2016). Lilliput effect in a retroplumid crab (Crustacea: Decapoda) across the K/Pg boundary. Journal of South American Earth Sciences. 69: 11-24. McBride, E.F. et al. (1974). Stratigraphy and structure of the Parras and La Popa basins, northeastern Mexico. Geological Society of America, Bulletin. 84:1603-1622. Rathbun, M.J. (1930). Fossil decapod crustaceans from México. Proceedings of the United States National Museum. 78: 1-10. Rathbun, M.J. (1935). Fossil Crustacea of the Atlantic and Gulf Coastal Plain. Geological Society of America Special Paper. 2: 1-160.

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Stenzel, H.B. (1944). A new Cretaceous crab, Graptocarcinus muiri, from Mexico. Journal of Paleontology. 18: 550-552. Vega, F.J., y Perrilliat, M.C. (1989a). Moluscos del Maastrichtiano de la sierra El Antrisco, Nuevo León. México. Universidad Nacional Autónoma, Instituto de Geología. Paleontología Mexicana 55, 63 p. Vega, F.J., y Perrilliat, M.C. (1989b). Una especie nueva del género Costacopluma (Arthropoda: Decápoda) del Maastrichtiano de Nuevo León. México, Universidad Nacional Autónoma de México, Instituto de Geología, Revista. 8: 84-87. Vega, F.J., y Feldmann, R.M. (1991). Fossil crabs (Crustacea: Decapoda) from the Maastrichtian Difunta Group, northeastern México. Annals of Carnegie Museum. 60: 163-177. Vega, F.J., Feldmann, R.M., y Dávila-Alcocer, V.M. (1994). Cuticular structure in Costacopluma mexicana Vega and Perrilliat, from the Difunta Group (Maastrichtian) of northeastern Mexico, and its paleoenvironmental implications. Journal of Paleontology. 68:1074-1081. Vega, F.J., y Perrilliat, M.C. (1995). On some Paleocene invertebrates from the Potrerillos Formation (Difunta Group) northeastern Mexico. Journal of Paleontology. 69: 862-869. Vega, F.J., Feldmann, R.M., y Villalobos-Hiriart, J.L. (1995). Additions to the crustacean (Decapoda) fauna from the Potrerillos Formation (Late Cretaceous) in northeastern México. Annals of Carnegie Museum. 64: 39-49. Vega, F.J., Nyborg, T.G., y Perrilliat, M.C. (2006). Mesozoic and Tertiary Decapod Crustacea from Mexico, Pp. 79-101. In Vega, F.J., et al. (eds.). Studies on Mexican Paleontology. Springer, The Netherlands. Vega, F.J., Jackson, J., y Ossó, À. (2014). Exceptional preservation of a late Cenomanian (Late Cretaceous) crab from Texas, USA. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana. 66: 215-221. Vega, F.J., et al. (2016). Late Cretaceous Brachyuran crustaceans from Northeastern Mexico. In A. Khosla, y Lucas, S. (eds.). Cretaceous Period: Biotic Diversity and Biogeography. New Mexico Museum of Natural History and Science Bulletin. 71: 307-315.

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Bitácora

GEOBIOLOGÍA DEL CRETÁCICO Alejandra Guadalupe Gutiérrez Alejandro*, Elizabeth Chacón Baca *

E

estuvo cubierta por mares cretácicos (Bigg et al., 2003), lo que eventualmente favoreció la formación de amplios mares interiores (epicontinentales).

l Cretácico es un periodo geológico de Especialmente durante el Cretácico, se extendió un la era Mesozoica que cubre un interclima cálido hacia latitudes altas (Frakes et al., 1992). valo temporal del Fanerozoico ubicaEl aumento en la temperatura ambiental promovió la do entre los 145 a 66 Ma (Ogg et al., precipitación de carbonatos, posibilitando el desarro2016). Se divide en dos épocas: Cretállo de extensas plataformas carbonatadas en las zonas cico Temprano y Tardío, que represenecuatoriales (Sohl, 1987). Además de un clima cálido, tan las series Cretácico Inferior y Superior. Entre los dea nivel global hubo una actividad volcánica muy dipósitos más característicos de este periodo se encuentra námica que propició la formación de islas oceánicas y un tipo de roca sedimentaria suave y porosa compuesta arcos continentales (Vaughan, 1995). de calcita conocida como tiza (chalk en inglés). Justamente el término Cretácico deriva de la palabra latina A principios del Cretácico, y como consecuencia de creta que significa tiza, y fue acuñada por Jean Baptiste la fragmentación de Pangea, existían dos continentes d’Omalius d’Halloy (Omalius, 1822), con base en los separados por el mar de Tethys: Laurasia en el norte estratos cretácicos de la Cuenca Parisina en Francia. y Gondwana en el sur (figura 1). El Golfo de México A nivel global, el Cretácico representa una etapa muy empezó a formarse durante el Triásico Tardío y Juráimportante en la historia de la Tierra debido a diversos sico, al mismo tiempo que Norteamérica se había seeventos geobiológicos, es decir, eventos promovidos por parado de Sudamérica. En los tiempos del Cretácico, las diversas y complejas interacciones entre la geósfera y la biósfera. Entre estos eventos destacan los continuos cambios del nivel del mar, los climas cálidos, los extensos depósitos de evaporitas y de grandes arrecifes, un intenso vulcanismo, los vertebrados que colonizaron aquellos nichos ecológicos continentales y marinos disponibles, y la diversificación biológica de las plantas con flores o angiospermas, cuyo surgimiento aún es impreciso (Gomeza et al., 2015). Durante este periodo también se registró un gran incremento en el nivel del mar; algunas estimaciones sugieren Figura 1. Configuración de los continentes Laurasia y Gondwana durante el Jurásico, que cerca de 20% del área costera actual hace 170 Ma (http://www.scotese.com). * Universidad Autónoma de Nuevo León. Contacto: ale_jcl@hotmail.com 88

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la configuración paleogeográfica de Europa y Asia las mantenía aún unidas, mientras que Australia empezaba a separase de Antártida hace 95 Ma aproximadamente (Veevers, 1987). El océano Atlántico había comenzado su apertura e India, ya separada de Madagascar, emigraba paulatinamente hacia el norte hasta colisionar con Asia en un evento que originaría la cordillera Himalaya hace 54 Ma (Najman et al., 2017). Sólo hasta fines del Cretácico los continentes comenzaron a adquirir su configuración actual.

Figura. 2. Paleogeografía del Cretácico Temprano que ilustra la inundación de continentes (tomado de Blakey, 2000).

De este modo, la progresiva separación de los continentes (o de las placas tectónicas por la deriva continental) estuvo seguida por la formación de amplias plataformas y arrecifes que a su vez favorecieron la proliferación de hábitats someros que facilitaron la colonización de nuevos nichos ambientales para muchas comunidades arrecifales. El continuo ascenso en el nivel del mar llegó a adquirir niveles nunca antes alcanzados, inclusive aquellas áreas que alguna vez fueron desérticas se convirtieron en llanuras inundadas. El aumento en el nivel del mar influyó en los climas continentales (Haq et al., 1987), facilitando el transporte de la humedad hacia el interior continental. Actualmente, en los niveles más superficiales, existe un flujo de retorno de compensación de agua que se ha calentado en latitudes bajas; es decir, hay un transporte de calor y humedad hacia latitudes altas, alimentando así la precipitación de la nieve que ayuda a mantener el régimen glacial polar (Upchurch et al., 2002). Sin embargo, la disposición de las diferentes cuencas oceánicas en el Cretácico, la ausencia de hielo y los cambios eustáticos (variación global del nivel del mar respecto a los continentes) sugieren que muy probablemente la circulación oceánica fue muy diferente en muchos aspectos a lo que ocurre hoy (Sames et al., 2016). Estas grandes diferencias tuvieron implicaciones no sólo para el sistema climático del Cretácico, también para la oxigenación de las aguas más profundas en los mares y océanos de esa época. Los continuos cambios en la distribución de continentes y cuencas oceánicas afectaron la circulación oceánica, un importante motor del sistema climático de la Tierra. La vegetación boscosa de las altas latitudes ayudó a mantener el clima cálido de los polos durante el Cretácico (Upchurch et al., 2002). Por otra parte, la erosión continua de las montañas puede influenciar el clima por largos periodos de tiempo debiCIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

do a la disposición del CO2 atmosférico (un importante gas de efecto invernadero), ya sea porque la erosión de rocas de silicato consume CO2 o bien por la sedimentación regional (Upchurch et al., 2002). De hecho, el incremento de pulsos volcánicos en la provincia ígnea del Caribe produjo grandes cambios climáticos ambientales, incluyendo las perturbaciones en el ciclo de carbono, la circulación oceánica y del nivel del mar (Melinte-Dobrinescu et al., 2013).

LOS EVENTOS DE ANOXIA QUE MARCARON EL CRETÁCICO Las aguas anóxicas son zonas de agua marina, continental o subterránea, con una muy baja concentración de oxígeno disuelto, o con una disminución abrupta de este gas. Estas condiciones se favorecen entre otras, en zonas donde existe una circulación restringida y con una alta productividad orgánica. Actualmente existen cuencas anóxicas como el Mar Báltico al sur de Rusia, el Mar Negro al sureste de Europa y Asia o la cuenca Cariaco cerca de la costa venezolana. Aunque representan un fenómeno natural, estas condiciones se han presentado a lo largo de la historia geológica y el Cretácico no fue la excepción. Hubo varios eventos de anoxia oceánica (OAE por sus siglas en inglés: oceanic anoxic event) que ocurrieron en las cuencas marinas a nivel global durante los cuales los niveles de oxígeno decrecieron significativamente. Estos eventos se caracterizan por un depósito de materia orgánica derivada de fuentes terrestres y planctónicas, que en algunos casos fueron acompañadas por el subsecuente depósito de lutitas negras. Los eventos de anoxia más relevantes durante el Cretácico son el evento Selli (OAE1a) ocurrido durante el Aptiano temprano hace 125 Ma, el evento Bonarelli (OAE2) durante la transición Cenomaniano-Turoniano (hace 94 Ma) y el evento de anoxia oceánica durante el Coniaciano-Santoniano (Núñez-Useche et al., 2012) hace 86 Ma. Algunos consideran que fue un evento más bien regional dado que este último evento de anoxia, conocido como OAE3, se restringió a las latitudes bajas y latitudes medias del Atlántico, así como a algunas cuencas epicontinentales adyacentes, sin abarcar la región del Tethys ni la región del Pacífico (Wagreich, 2012). En contraste, durante el evento global de anoxia OAE2 las aguas del Pacífico permanecieron oxigenadas (Takashima et al., 2011). En general, los eventos anóxi89


cos se correlacionan estrechamente con transgresiones o inundaciones de las masas continentales que transportaron material vegetal hacia el mar y que promovieron condiciones tróficas que alteraron el equilibrio ecológico de muchas comunidades bióticas. Aunque el vulcanismo sea la causa subyacente de las perturbaciones del ciclo de carbono, es muy probable que otros fenómenos astronómicos como los periodos orbitales perturbaran el ciclo del carbono a fines del Cretácico (Batenburg et al., 2016).

LA BIOTA CRETÁCICA Entre los invertebrados extintos más famosos y complejos de los mares cretácicos se encuentran los cefalópodos, como los ammonoideos, que junto con los nautiloideos y los coleoideos constituyen el grupo más evolucionado de los moluscos. Con base en el patrón de suturas en sus conchas espirales, los ammonoideos se pueden diferenciar en tres grupos: goniatítidos (del Devónico al Pérmico), Ceratítida (del Carbonífero al Triásico) y Ammonítida (del Pérmico hasta el Cretácico). Muchas especies de ammonites alcanzaron tal diversidad y abundancia que hoy son utilizados como fósiles índice. Desde el punto de vista evolutivo, los ammonites se consideran un claro ejemplo de radiación biológica con una tasa de diversificación relativamente alta, ya que desde su surgimiento en el Devónico han experimentado varios episodios de extinción después de los cuales vuelven a diversificarse rápidamente. Además de ser un grupo muy numeroso, muchos ammonites alcanzaron durante el Cretácico dimensiones extraordinariamente grandes para un invertebrado; por eso al Mesozoico también se conoce como “la era de los ammonites”. Por ejemplo, el ammonite Parapuzosia seppenradensis, rescatado de Münster, Alemania, con una edad de 72 Ma y un diámetro de hasta Figura 3. Ejemplos de grandes ammonites cretácicos (A) Parapuzosa seppenradensis; (B) 1.74 m, es considerado el ammoni- Schloenbachia inflata proviene del Cretácico Superior de Madagascar (Museo de Historia de Paris); (C) ammonite cretácico de la colección de la FCT-UANL. Escala en (D) y te más grande del mundo (figura 3). Natural (E) = 10cm; en (B) =7 cm. 90

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Otro ammonite utilizado para fechar el Cenomaniano y con una amplia distribución son las especies del género Schloenbachia, como Schloenbachia varians, que define el miembro inferior Lower Chalk (Roca Totternhoe) de la formación del Cretácico Superior en Inglaterra (Carter, 1972), o como Schloenbachia inflata, asociada a las lutitas negras de la formación Tasmaca en el margen continental del mar Negro (Görür, 1997).

estos restos fósiles son tan numerosos que con justa razón las localidades de Coahuila han sido denominadas las playas del Cretácico (Hernández-Rivera, 2005).

Por otra parte, bajo condiciones anóxicas como las que se presentaron de manera intermitente a lo largo del Cretácico, se incrementó la producción primaria en la zona fótica, lo cual promovió la diversificación de ammonites planctónicos, pero afectó a los ammonites nectobentónicos. Además de los ammonites, los mares cretácicos se llenaron con otros moluscos acuáticos como caracoles y rudistas, bivalvos de morfologías bizarras de plataforma con una gran densidad poblacional. Algunos rudistas cuya morfología asemeja a una serie de conos invertidos (radiolítidos) generalmente estaban constituidos por calcita en el exterior y aragonita en el interior (figura 4). Junto con rudistas y foraminíferos orbitalinos, los corales también habitaron carbonatos tropicales y subtropicales a lo largo del margen de Tethys (Skelton y Gili, 2012). Otros organismos vertebrados de tamaños gigantes y morfologías que hoy parecen extrañas también poblaron estos mares cretácicos. Algunos de los vertebrados marinos de peces óseos pertenecientes a familias actuales y extintas, exhiben sólo pequeñas variaciones morfológicas entre las especies cretácicas y las actuales. Aunque muchos ammonites fueron depredadores, igualmente sirvieron como fuente de sustento a muchos de estos peces y a los grandes reptiles marinos. Destacan los ictiosaurios, que parecen delfines pero con dientes, así como los pliosaurios y mosasaurios. Algunos de estos fósiles han sido encontrados en localidades de Nuevo León, como el famoso monstruo de Aramberi, Nuevo León. Coahuila es otro de los estados con un registro fósil de dinosaurios muy abundante, como los ceratópsidos, tiranosaúridos y ornitomímidos (Ramirez-Velasco y Hernández-Rivera, 2015). Muchos de

A finales de este periodo se produjo un evento catastrófico a nivel global para la vida marina y continental: la colisión de un gran asteroide con la Tierra (figura 5) en un evento que hoy se conoce como evento K-Pg (por las siglas Cretácico-Paleógeno). Las evidencias científicas indican que este impacto estuvo acompañado por una gran extinción masiva, abatiendo más de 80% de especies marinas y continentales (Alvarez et al., 1980; Courtillot et al., 1988).

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EL IMPACTO REGISTRADO EN CHICXULUB

A pesar de la extinción que abatió un gran número de los grandes reptiles continentales y marinos, muchos otros vertebrados generalistas como las tortugas y los lagartos no se extinguieron. Después del Cretácico la biósfera experimentó nuevamente una importante renovación en la composición de las comunidades y en sus relaciones tróficas (Jablonski, 2005).

Figura 4. Cráneo de Tyranosaurios rex (ejemplares de la Colección del Laboratorio de Paleontología de la FCTUANL). 91


Es curioso que además de que México fue una zona con una gran diversidad de dinosaurios a nivel mundial, el impacto que causó la gran extinción de estos grandes vertebrados e invertebrados también ocurriera en territorio mexicano. Esta colisión quedó registrada en forma de un cráter denominado Chicxulub debido a que fue encontrado en esta localidad de Yucatán, México (figura 6). Incluso este cráter fue primero una predicción teórica y posteriormente un hallazgo corroborado (Alvarez et al., 1980). Sin embargo, Figura 6. Cráter del impacto de meteorito en Chicxulub en Yucatán, México (tomado de Iturralde-Vitambién existe evidencia de nent, 2004). un enfriamiento global después del impacto de Chicxulub que pudo haber sido REFERENCIAS causante de esta gran extinción (Nimura et al., 2016). Alvarez, L.W. et al. (1980). Extraterrestial cause for the Cretaceous-Tertiary extinction. Science 208, 10951108.

AGRADECIMIENTOS

Las autoras agradecen el apoyo de la beca de posgrado Conacyt y al proyecto Paicyt 2012-CT1206. Muy especialmente a las sugerencias de los revisores participantes.

Batenburg, S.J. et al. (2016). Orbital control on the timing of oceanic anoxia in the Late Cretaceous, Clim. Past 12, 1995-2009. Bigg, G. R., Jickells, T. D., Liss, P. S., and Osborn, T. J. (2003). The role of the oceans in climate, Int. J. Climatol. 23, 1127–1159, doi:10.1002/joc.926, Blakey, R. Paleogeography and Geologic Evolution of North America. http:k//jan.ucc.nau.edu/rcb7/ nam.html Carter, R.M. (1972): Adaptations of British Chalk Bivalvia, J. Paleontology, 46(3): 325-341. Courtillot, V. et al. (1988). The Deccan flood basalts at the Cretaceous/ Tertiary boundary. Nature, 333, 843845.DOI: 10.1038/ncomms1233

Figura 5. Recreación artística del impacto K/Pg que causó la extinción de los grandes reptiles hace 66 Ma. (Tomado de internet).

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Frakes L.A., Francis J.E., Syktus J.I. (1992). Climate Modes of the Phanerozoic: The History of the Earth’s Climate over the Past 600 Million Years. New York: Cambridge. 274 pp. CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Geological Society, London, Special Publications, 382, http://dx.doi.org/10.1144/SP382.7.

Ogg, J.G., G.M. Ogg y F.M. Gradstein, (2016) A Concise Geologic Time Scale, Elsevier, 239 pp.

Gomeza, B. et al. (2015). Montsechia, an ancient aquatic angiosperm. PNAS, 112(35): 10985-10988.

Omalius d’Halloy, J.B.J. (1822). Observations sur un essai de carte geologique de la France, des pays-Bas et des contrees voisines. Annales des Mines, 7, 376.

Görür, N. (1997): Cretaceous syn- to Postrift Sedimentation on the Southern Continental Margin of the Western Black Sea Basin, en: Robinson, A.G. (Ed.), Regional and Petroleum Geology of the Black Sea and Surrounding Region. AAPG Memoir, 68, 227-240 pp. Haq, B.H., Handerbol, J., Vail, P.R. (1987). Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science 235, 1156–1167. Hernández Rivera, R. (2000). Las playas del Cretácico en Coahuila (en línea): Universidad Nacional Autónoma de México, Dirección General de Servicios de Cómputo Académico, Publicaciones digitales: http:// biblioweb.dgsca.unam.mx/libros/playas/index. Html. Iturralde Vinent, M. (2004). Origen y evolución del Caribe y sus biotas marinas y terrestres. México: Centro Nacional de Información Geológica.

Ramírez-Velasco, A.A. y Hernández Rivera, R. (2015). Diversity of late cretaceous dinosaurs from Mexico. Boletín Geológico y Minero, 126 (1): 63-108. Sames, B. et al. (2016). Review: Short-term sea-level changes in a greenhouse world-A view from the Cretaceous. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 441: 393-411. Skelton, P.W. y Gili, E. (2012). Rudists and carbonate platforms in the Aptian: a case study on biotic interactions with ocean chemistry and climate. Sedimentology, 59, 81-117. Sohl N.F. (1987). Cretaceous gastropods: Contrasts between Tethys and the temperate provinces. Journal of Paleontology, 61, 6, 1085-1111.

Jablonski, D. (2005). Mass extinctions and macroevolution. Paleobiology, 31(Suppl):92-210.

Takashima, R. et al. (2011). Prevailing oxic environments in the Pacific Ocean during the mid-Cretaceous Oceanic Anoxic Event 2. Nat. Commun. 2:234 doi: 10.1038/ncomms1233.

Melinte-Dobrinescui, M.C. et al. (2013). Cretaceous Oceanic Anoxic Event 2 in the Arobes section, northern Spain: nannofossil fluctuations and isotope events, en: Bojar, A.-V., Melinte-Dobrinescu, M. C. & Smit, J. (eds) Isotopic Studies in Cretaceous Research,

Upchurch, G.R., Otto-Bliesner, B. y Christopher Scotese, C. (2002). Vegetation-atmosphere interactions and their role in global warming during the latest Cretaceous. Philosophical Transactions of the Royal Society of London, 353: 97-112.

Najman, Y. et al. (2017). The Tethyan Himalayan detrital record shows that India-Asia terminal collision occurred by 54 Ma in the Western Himalaya. Earth and Planetary Science Letters, 459, 301-310.

Vaughan, A.P.M. (1995). Circum-Pacific mid-Cretaceous deformation and uplift: A superplume- related event. Geology, 23(6): 491-494.

Nimura, T., Ebisuzaki, T., Maruyama, S. (2016). End-cretaceous cooling and mass extinction driven by a dark cloud encounter. Gondwana Research, 37: 301-307 pp.

Veevers, J.J. (1987). Breakup of Australia and Antarctica estimated as mid-Cretaceous (95 ± 5 Mva) from magnetic and seismic data at the continental margin. Earth and Planetary Science Letters, 77, 91-99.

Núñez-Useche, F. et al. (2014). Mexican archives for the major Cretaceous Oceanic Anoxic Events. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 66 (3), 491-505.

Wagreich, M. (2012). “OAE 3”-regional Atlantic organic carbon burial during the Coniacian-Santonian, Clim. Past 8, 1447-1455.

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Al pie de la letra

Y SIN EMBARGO SE

MUEVE ¿Qué poderosa mano con fuerza desconocida, puede estos temblores repetidos hacer? ¿O hacer encarcelar vaporosos gemidos? ¿O hacer que las costas sacudan con legendarios tridentes? ¡Ah no! La huella de los pies impíos, que la conciencia de la Tierra impaciente lleva; y estremeciéndose con el peso de los culpables

A

Earthquakes Bruce A. Bolt Freeman Estados Unidos, 2004

ntes de la postulación de la teoría de la tectónica de placas, se creía que la Tierra provocaba sacudidas del suelo para castigar a la humanidad por sus errores, pero en la actualidad sabemos que la Tierra es un sistema dinámico y que su capa más externa de roca rígida compone a las placas tectónicas, las cuales al ser empujadas horizontalmente una respecto a la otra por los flujos convectivos del manto, genera un roce entre las rocas y provoca sismos, los cuales también son llamados temblores o terremotos de acuerdo a su intensidad. El estudio de los terremotos es la sismología, ciencia que analiza por qué, en dónde y cuándo ocurren los sismos. El libro Earthquakes, del reconocido sismólogo Bruce A. Bolt, reúne en sus doce capítulos las causas, ocurrencia y propiedades de los sismos, dando ejemplos también de los más interesantes o de gran magnitud que se hayan registrado en la historia. Se encuentran además temas como lo que sería un lunamoto y martemoto, y se explican sus causas, ya que es94

una tumba común, por su mal comportamiento prepara.

tos cuerpos celestes no presentan la misma dinámica de placas tectónicas como la Tierra, además encontramos temas como “Qué es un sismógrafo y cómo se mide un terremoto”; “Casos misteriosos de registros en los que no se puede reconocer si fue un meteorito, una bomba nuclear o un terremoto”; “La relación de los sismos con otros eventos como la erupción de un volcán y la ocurrencia de un tsunami”; “Eventos predecesores a un sismo y lo que todos quieren saber, su predicción”; “Recomendaciones para hacer antes, durante y después de un terremoto”; “Ejercicios y cuestionarios para resolver al término de la lectura del libro” y un glosario de los términos técnicos. Earthquakes cuenta además con ilustraciones, caricaturas, fotografías y citas que facilitan el entendimiento del tema y está explicado de manera sencilla, por lo que es un libro comprensible para cualquier lector, cualquier persona interesada en el tema tendrá una introducción concisa sobre el estudio de los terremotos al leer este libro y debe ser un libro básico en la biblioteca de todo geocientífico (Paulina Cuevas Castellanos). CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Ciencia en breve Portugal y su diversidad de dinosaurios

dócidos, camarasáuridos y braquiosáuridos–, tanto en España como en Portugal se registra un grupo más, los turiasaurios. En un estudio publicado en Papers in Palaeontology, un equipo de especialistas busca conocer mejor la diversidad de los dinosaurios saurópodos en la península ibérica mediante la descripción detallada de los distintos tipos de dientes y su comparación con el registro conocidos en España, América del Norte y África.

Seguramente has escuchado en más de una ocasión que investigadores, en algún sitio del mundo, descubrieron o encontraron los huesos fosilizados de ciertos animales, los cuales han llamado dinosaurios; según la cantidad de huesos encontrados, se procede a reconstruir el ejemplar, luego se hacen estudios y se llegan a ciertas conclusiones, entre otras si andaban en manadas, si pertenecen a algún grupo o si tienen parentesco con especies encontradas en otras regiones. En algunos lugares del mundo se han encontrado más especies que en otros, por ejemplo, en la costa de Portugal, el estudio de más de 60 dientes de saurópodos (dinosaurios de cuello largo y cabeza pequeña, como el cuellilargo de la película Parque Jurásico) del Jurásico Superior (hace entre 161 y 145 millones de años), sugiere que a pesar de que el número de especies registradas es mucho menor que en América del Norte para el mismo periodo, la disparidad de grupos que habitaron la cuenca lusitánica pudo haber sido mayor. Mientras que en Norteamérica existen más especies que se incluyen en tres grandes grupos –diplo-

Estrellas en los agujeros negros supermasivos

El equipo de paleontólogos portugueses y españoles ha reconocido, a partir de la forma general y algunos caracteres microscópicos de la superficie, cuatro tipos de dientes que se asocian a distintos saurópodos: dientes con forma de corazón (turiasaurios), dientes con forma de lápiz (diplodocoideos), dientes en forma de cuchara (camarasáuridos) y dientes en forma de espátula o de cincel (braquiosáuridos). Una diversidad congruente con la que se ha propuesto en los últimos años a partir de restos esqueléticos. La investigación se basa fundamentalmente en una colección de material depositada en la Sociedade de História Natural en Torres Vedras, Portugal. El estudio ha sido liderado por el paleontólogo portugués Pedro Mocho del Natural History Museum of Los Ángeles County (EE.UU.) con la colaboración de investigadores del Grupo de Biología Evolutiva de la UNED, de la Fundación Conjunto Paleontológico de Teruel-Dinópolis, de la Sociedad de História Natural, del Instituto Don Luiz y del Museu Nacional de História Natural e da Ciência (Portugal) (fuente: UNED LAAB).

¿Qué sucede cuando se encuentran dos galaxias y colisionan?, seguramente algo descomunal e impresionante, pues la energía que aportan ambas es simplemente incalculable. Pues bien, con la ayuda del Very Large Telescope que tiene el Observatorio Europeo Austral (ESO) en Chile, un grupo de investigadores ha estudiado el choque entre dos galaxias conocidas colectivamente como IRAS F23128-5919, las cuales se encuentran a unos 600 millones de años luz de la Tierra. El equipo observó los colosales chorros de material (outflows en inglés) que se originan cerca del agujero negro supermasivo situado en el centro de la galaxia más al sur, y han encontrado la primera evidencia clara de que hay estrellas naciendo dentro de ellos.

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Este tipo de chorros galácticos se generan por la enorme emisión de energía proveniente de los activos y turbulentos centros galácticos. Los agujeros negros supermasivos se esconden en los corazones de la mayoría de las galaxias (incluida la nuestra), y cuando engullen materia, también calientan el gas circundante y lo expulsan de la galaxia anfitriona en forma de densos y potentes vientos. El grupo propuso estudiar las estrellas directamente en el chorro, así como el gas a su alrededor. MUSE y X-shooter, los dos instrumentos espectroscópicos del VLT utilizados, los mejores de su campo, permitieron al grupo llevar a cabo un estudio muy detallado de las propiedades de la luz emitida para determinar su origen.

Mientras llevaban a cabo el estudio, el grupo hizo una inconfundible detección directa de una joven población estelar en el chorro de emisión. Se cree que estas estrellas tienen menos de unas pocas decenas de millones de años, y el análisis preliminar sugiere que son más calientes y más brillantes que las estrellas formadas en entornos menos extremos, como el disco galáctico. Además, los astrónomos también determinaron el movimiento y la velocidad de estas estrellas. La luz de la mayoría de las estrellas de la región indica que viajan a velocidades muy grandes, alejándose del centro de la galaxia, lo cual tendría sentido para objetos atrapados en una rápida corriente de material en movimiento (fuente: ESO/SINC).

Galaxias parecidas a la Vía Láctea ¿Has notado en alguna imagen que nuestra galaxia, la Vía Láctea, tiene forma de remolino aplastado, como un rehilete? Esto se debe a que se trata de una galaxia espiral, la cual está formada por un halo, lo que envuelve la galaxia; un disco, es decir, las estrellas que la circundan, y un bulbo o núcleo galáctico, que es el centro. La pregunta que siempre nos hemos hecho es si habrá otras galaxias parecidas a la nuestra. Al respecto, aprovechando la extrema sensibilidad del Atacama Large Millimeter/submillimeter Array (ALMA, en Chile), un grupo de astrofísicos ha detectado un par de galaxias tipo Vía Láctea pero en el universo distante y remoto, cuando tenía sólo 8% de su edad actual, cuando era prácticamente un bebé. Estas antecesoras de las galaxias espirales actuales aparecen rodeadas de superhalos de gas hidrógeno que se extienden muchas decenas de miles de años luz más allá de sus discos polvorientos repletos de estrellas. Inicialmente, los astrónomos detectaron las dos galaxias analizando la intensa luz de cuásares, es decir, objetos lejanos que emiten grandes cantidades de energía, con radiaciones similares a las de las estrellas, aún más alejados. A medida que esta luz viaja hacia la Tierra

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a través de estas galaxias intermedias, capta la firma espectral de su gas. Esta técnica, sin embargo, impide ver la luz real emitida por la propia galaxia, que es superada con creces por la emisión mucho más brillante del cuásar del fondo. Pero los instrumentos de ALMA ayudaron a solventar el problema, ya que permitieron buscar firmas de emisión infrarroja (de carbono ionizado) propias de las galaxias y que se podían distinguir de la luz brillante de los cuásares. Combinando mediciones de emisión con datos de absorción, el equipo pudo identificar los objetos de primer plano como galaxias masivas formadoras de estrellas a principios de su evolución y medir sus tasas de formación estelar (fuente: Science/SINC).

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Las beachrocks que cuentan nuestra historia reciente

La tierra habla de nuestro pasado; cuando los científicos excavan en busca de ciertos hallazgos, es común que se encuentren con vestigios de culturas o tiempos pasados, rocas, utensilios, escritos, etcétera, y que, además, estos se encuentren en diversas capas de tierra, las cuales, se sabe, también son un forma de marcar las distintas épocas que ha pasado la Tierra. Así, por ejemplo, una roca o fósil del Jurásico no estará en la misma capa que uno del Antropoceno, como se le conoce a la época actual, aunque no de manera oficial. En este caso, Nikole Arrieta, junto a investigadores del departamento de Química Analítica de la Universi-

Los fósiles más antiguos de la Tierra

¿Alguna vez te has preguntado dónde se encuentran los fósiles más antiguos de la Tierra? Con seguridad tu respuesta es afirmativa, y es que resulta interesante pensar en qué lugar del planeta existieron los primeros seres o los más antiguos y cómo eran. Pues déjame CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016

dad del País Vasco (UPV/EHU), ha analizado los beachrocks, formaciones rocosas que se producen en zonas intermareales, normalmente en zonas tropicales y subtropicales, a pesar de ello, también es posible encontrarlas en la costa vizcaína. Digamos que en lugar de capas de tierra, hay capas de arena que se han convertido en una especie de cemento, por lo que se han endurecido. Los  beachrocks estudiados son formaciones recientes situadas en la margen derecha del estuario Nerbioi-Ibaizabal (Vizcaya), donde han sufrido una gran influencia de la actividad humana. Los investigadores han analizado los materiales atrapados en esos cementos, donde se han encontrado desechos de fundición de la revolución industrial, incluso residuos con sellos de empresas europeas que descargaban su basura en el mar. Estas rocas de arena constituyen un ejemplo del registro geológico de la época del Antropoceno, actualmente discutida entre especialistas de todo el mundo. Y es que, según los científicos partidarios de esta denominación, la Tierra se encuentra en una nueva época geológica, ‘la era del ser humano’, ya que la acción humana genera grandes cambios que dejan su huella en los estratos geológicos de la Tierra. Sus detractores, en cambio, argumentan que se trata de una cuestión más política que científica. Esta edad geológica abarcaría el periodo más reciente del Cuaternario, y actualmente está siendo de gran interés para especialistas de todo el mundo (Fuente: Universidad del País Vasco/Euskal Herriko Unibertsitatea/SINC).

decirte que desde hace tiempo se considera a las fuentes hidrotermales bajo los océanos (una especie de respiradero o grieta en el fondo del mar de donde sale agua caliente, sí, leíste bien, agua caliente) uno de los primeros entornos que albergaron vida en la Tierra por su contenido rico en hierro. Es en esos lugares donde los científicos se han centrado para encontrar las primeras formas de vida bacteriana en la Tierra. Así, un equipo internacional de científicos, encabezado por Matthew S. Dodd, del University College London (Reino Unido) y el London Centre for Nanotechnology, analizó fragmentos de jaspe, una roca sedimentaria, hallados en la franja de Nuvvuagituuq en Quebec (Canadá), y que posiblemente pertenecieron a antiguas fuentes hidrotermales. Estudios anteriores los habían datado en entre 3.770 y 4.290 millones de años. Gracias a una combinación de microscopía óptica y espectroscopia Raman (para estudiar modos de baja frecuencia), los investigadores identificaron y localizaron 97


microfósiles y la mineralogía asociada a ellos. Como la microscopia Raman usa un láser para medir vibraciones en las uniones entre diferentes átomos, el equipo pudo descifrar qué minerales estaban presentes en las rocas. Los resultados confirman que la vida temprana prosperó en los ambientes hidrotermales poco después

de la formación de la Tierra. Microfósiles en forma de tubos de hierro con o sin filamentos internos de hierro, filamentos torcidos de hierro, gránulos de óxido de hierro, rosetas de carbonato cortadas y rodeadas por masas de apatita, entre otros, son algunos de los elementos hallados en las rocas (Fuente: Nature).

de carbono de cadena abierta implicados en la química que genera la vida.

¿Ceres puede albergar vida? Un día, platicando con un amigo, me contaba un sueño que había tenido meses atrás, en él, dijo, la Tierra explotaba; ¡zaz!, yo creo que cenó mucho ese día. Lo curioso del caso es que según él, toda la gente (o bueno, la que podía costearse el viajecito, como en la película 2012), se iba a vivir a Marte, porque, según él, escuchó que el planeta rojo podía albergar vida. Bueno, la idea no es tan descabellada, muchos científicos se han dedicado precisamente a eso, a buscar planetas en los cuales se pueda desarrollar y sustentar la vida como en la Tierra. De hecho, el sueño de mi amigo no estaba tan mal, toda vez que hace pocos días, científicos italianos y estadounidenses informaron que en la superficie del planeta enano Ceres, el mayor de los objetos del cinturón de asteroides que se mueve entre las órbitas de Marte y Júpiter, han encontrado un material orgánico alifático, formado por compuestos 98

Para realizar el estudio, los investigadores, encabezados por María Cristina de Sanctis, del Instituto Nacional de Astrofísica de Roma, han utilizado los datos del espectrómetro cartográfico de luz visible e infrarrojo de la nave Dawn de la NASA, mientras sobrevolaba un territorio, de unos 1.000 km2, en el entorno del cráter Ernutet del planeta enano. En esa zona se ha detectado un material con longitudes de onda características de los grupos metilo (CH3) y metileno (CH2), propios de la materia orgánica. Aunque todavía no se dispone de información suficiente para determinar exactamente de qué compuestos se trata, se sabe su parecido a minerales orgánicos tipo alquitrán, como la asfaltita o el kerite. Los investigadores consideran que el material orgánico es nativo de Ceres. Como este cuerpo planetario contiene gran cantidad de agua y puede haber retenido calor interno desde su etapa de formación, es muy probable que los compuestos orgánicos se generaran en su interior. Después se pudieron unir a otros componentes esenciales para la vida. De Sanctis y el resto del equipo proporcionan las primeras observaciones de material orgánico en Ceres, confirmando su presencia en el cinturón de asteroides. Este planeta enano se une así a Marte y varias lunas de planetas gigantes (como Europa, Encelado o Titán) en la lista de lugares del sistema solar que pueden albergar vida (Fuente: Science).

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Estudian los anillos de Oriental

3.800 millones de años), y por tanto la menos alterada, de nuestro satélite; además de ser la más grande, con un diámetro de 930 km. Con la ayuda del grupo de naves del antiguo Laboratorio Interior y de Recuperación de Gravedad (GRAIL, por sus siglas en inglés), que cartografió el campo gravitatorio de la Luna para conocer su estructura interior, los equipos de estos dos científicos explican ahora la historia geológica de la cuenca Oriental.

Según don Wense, algunas de las calles de nuestra ciudad no tienen baches, tienen cráteres, y éstos son más grandes que los que hay en la Luna, capaces de engullir un camión de refrescos en una tarde de lluvia. Este comentario me hizo recordar precisamente los cráteres de la luna, y creo que a algunos científicos como Maria Zuber y Brandon Johnson, del Instituto Tecnologíco de Massachusetts (MIT, en EE.UU.), un comentario similar los hizo voltear a verla, o bueno, tal vez no un comentario, pero si un interés especial por ese satélite. Y en su observación se detuvieron en el extremo sudoeste de la cara visible de la Luna, donde se encuentra Oriental, la cuenca de impacto más ‘joven’ (con alrededor de

Arenas electrificadas en Titán

Por un lado, Maria Zuber ha descubierto que tras el impacto de un gran objeto se produjo un cráter transitorio, con un diámetro de entre 320 y 460 km. Este no coincide con ninguno de los tres anillos visibles hoy en día en Oriental porque quedó oculto tras una relajación posterior del terreno. Por el otro, el equipo de Brandon Johnson ha utilizado los datos de GRAIL para construir un modelo computacional de cómo se pudo formar la cuenca Oriental. Sus simulaciones indican que su origen está en un cuerpo de 64 km de diámetro, que impactó a 15 km/s sobre la superficie lunar. Los autores consideran que durante la formación del cráter “se removió y redistribuyó al menos 3,4 x 106 km3 de material”, y alrededor de un tercio se depositó en la periferia de la cuenca de impacto, engrosando esa zona de la corteza lunar. La presencia de fallas explicaría la formación de los dos anillos exteriores, que se adentran hacia el manto (Fuente: Science).

¿Alguna vez has construido un castillo de arena seca? Yo lo he intentado, pero sencillamente es imposible, porque para poder hacerlo es necesario mojarla, debido a que las moléculas del agua son dipolares, con una carga negativa (oxígeno) en una zona y un predominio de carga positiva en el lado opuesto (hidrógeno) y, ¿qué ocurre con las cargas de distinto signo? Que se atraen, lo que provoca el conocido fenómeno de adhesión, que es la propiedad que hace al agua pegajosa y permite mantener en pie castillos de arena o que cuando llueve las gotitas se peguen a nuestros cristales. Esto no pasa, por ejemplo, en Titán, la luna más grande de Saturno, si reuniéramos montones de granos y construyéramos un castillo de arena en esa luna, probablemente mantendría su unión durante semanas debido a sus propiedades electrostáticas. Esto sucede porque, según unos experimentos realizados recientemente, bastantes de los “granos de arena” que cubren la superficie, están cargados eléctricamente. Cuando el viento sopla lo bastante fuerte (aproximadamente 24 ki-

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lómetros por hora), las gránulos de Titán que no son de silicatos son arrastrados y empiezan a saltar. A medida que chocan, quedan cargados por la fricción, como un globo al ser frotado contra nuestro pelo, y se agrupan de una forma que no se ha observado en los granos de arena de las dunas en la Tierra, haciéndose resistentes a movimientos adicionales. Mantienen esa carga durante días o meses cada vez, y se adhieren a partículas de otras sustancias de hidrocarburos.

Lo descubierto por el equipo de Josef Dufek, del Instituto Tecnológico de Georgia (Georgia Tech) en Atlanta, Estados Unidos, y Josh Méndez Harper sobre la electrificación de la arena en Titán podría ayudar a explicar un fenómeno extraño. Los vientos imperantes en esa luna de Saturno soplan de este a oeste a través de la superficie, pero las dunas arenosas de casi 100 metros de alto parecen formarse en la dirección opuesta (fuente: SINC/JPL/NASA).

¿El terremoto más raro del mundo? Dos placas tectónicas tenían una relación de noviazgo, y una día tuvieron una pelea, se querían separar; una de ellas le preguntó a la otra el motivo por el cual quería terminar, “hay demasiada fricción entre nosotros”, dijo; “ahhhh, pues la falla no es mía”, contestó la otra. Cuando como en el chiste anterior se friccionan o chocan dos placas tectónicas, es decir, fragmentos de la litosfera (la capa más superficial de la Tierra) que se desplazan como un bloque rígido, sin que se presente una deformación interna sobre la astenosfera (la capa inmediata a la litosfera, que se encuentra entre unos 100 y unos 240 kilómetros por debajo de la superficie), se produce un temblor del terreno, según su magnitud, también conocidos como terremotos. Tal es el caso del ocurrido el 14 de noviembre de 2016 en Nueva Zelanda, un terremoto como no se había visto antes, en el que al menos 12 fallas independientes se rompieron, algunas de las cuales no habían sido mapeadas con anterioridad. Ian Hamling, científico de la Agencia de Investigación Geológica de Nueva Zelanda (GNS Science), cree que pudo haber sido el sismo más complejo que jamás se haya estudiado. Tal fue la fuerza de este movimiento telúrico –que se conoce con el nombre de Kaikoura y que tuvo 7.8 de magnitud– que rompió una franja de territorio de casi 200 km de largo, y desplazó partes de la Isla Sur cinco metros más cerca de la Isla Norte. Enormes bloques de rocas fueron empujados hacia arriba. En algunos lugares se elevaron hasta 8 metros. 100

El sismo provocó desprendimientos de tierras, tsunamis y cientos de réplicas. Por esta razón, los investigadores creen que es necesario repensar cómo se comportará un terremoto en zonas de alto riesgo como Nueva Zelanda. Uno de los puntos que intrigaban a los investigadores era cómo el sismo había podido provocar rupturas tan alejadas entre sí, para provocar una magnitud tan alta. El movimiento comenzó en la región de Canterbury Norte, en la Isla Sur, y se desplazó hacia el este y el norte a lo largo de la costa hasta la provincia de Marlborough, antes de desaparecer en la costa. Este comportamiento contradice conceptos ampliamente aceptados. Uno de ellos es la noción de que las rupturas no pueden saltar grandes distancias entre segmentos de fallas individuales, 5 km es lo máximo que pueden saltar. Pero en el evento de Kaikoura, las distancias fueron mayores. Según los investigadores, la naturaleza excepcional de este evento debería servir para reevaluar cómo se construyen los modelos sísmicos (fuente: BBCmundo/Science). CIENCIA UANL / AÑO 19, No. 82, NOVIEMBRE-DICIEMBRE 2016


Chicxulub, el cráter que esconde las claves del origen de la vida La teoría más aceptada, acerca de la extinción de los dinosaurios, es la propuesta por los estadunidenses Luis Walter Álvarez y Walter Álvarez, quienes a finales de la década de 1970 establecieron que en el límite entre el Cretácico y el Terciario (hace unos 66 millones de años, aproximadamente) se produjo el impacto de un asteroide o una lluvia de cometas en Chicxulub (Península de Yucatán). En los últimos meses, una expedición de investigadores, entre ellos David King, del Instituto Lunar y Planetario (LPSC, por sus siglas en inglés) en Houston, EE.UU., y Sonia Tikoo de la Universidad Rutgers, en el mismo país, ha realizado investigaciones en el cráter de Chicxulub, enterrado en parte bajo las aguas del Golfo de México. Este grupo ha encontrado que las rocas muestran evidencias de que allí hubo un gran “sistema hidrotermal”, en el que fluidos calientes circulaban a través de grietas y fisuras. Como es sabido, sistemas similares, generados por impactos en las edades tempranas del planeta, podrían haber ayudado a dar origen a las primeras formas de vida. El sistema en Chicxulub, señalan los científicos, pudo haberse mantenido activo por más de dos millones de años. El proyecto se centró un área llamada anillo de pico, que contiene las rocas que se alejaron a una

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mayor distancia a causa del impacto. Los investigadores explicaron que las muestras de rocas les permitieron fijar el límite más bajo de la duración de este sistema hidrotermal. Es posible que el sistema pueda haber sido muy caliente en un principio incluso para los microorganismos con gran resistencia a las altas temperaturas. Sin embargo, a medida que fue pasando el tiempo, el anillo de pico se habría ido enfriado y creando un entorno ideal para que formas de vida diminutas pudieran alimentarse de las sustancias químicas disueltas en los fluidos calientes. Ahora, los investigadores están analizando la evolución termal: qué temperatura alcanzaron las aguas y cómo se fueron enfriando. Asimismo, el porqué este cataclismo mató a ciertos grupos como los dinosaurios, mientras que las aves y los mamíferos sobrevivieron (fuente: BBC/Science).

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Colaboradores Alejandra Guadalupe Gutiérrez Alejandro Ingeniera geóloga, maestra en Ciencias Geológicas y estudiante del Doctorado en Ciencias, con Orientación en Geociencias, por la UANL. Profesora en la Universidad Autónoma de Coahuila. Andrés Ramos Ledezma Licenciado en Geología y maestro en Ciencias de la Tierra por la UANL. Profesor asociado A y coordinador de la carrera de Ingeniero Geólogo en la FTCUANL. Cuenta con perfil deseable del Prodep. Ariadna Leonor Merlín Hernández Licenciada en Biología por la Universidad del Mar, campus Puerto Escondido, Oaxaca. Armando Rodríguez Ledezma Técnico en Mecatrónica Industrial por la EIAO-UANL campus Linares. Estudiante del octavo semestre de la carrera de Ingeniero Petrolero en la FCT-UANL. Carlos Gilberto Aguilar Madera Ingeniero Químico Industrial por la UAN. Maestro en Ciencias en Ingeniería Química por el ITC. Doctor en Ciencias en Ingeniería Química por la UAM-Iztapalapa. Subdirector de Posgrado de la FTC-UANL. Miembro del SNI, nivel I. Cuenta con perfil deseable del Prodep. Claudio Arturo de León Dávila Fundador del Museo de Paleontología de la BENC. Colaboró en la formación de la colección de fósiles del Museo del Desierto. Codescubridor de la tortuga fósil Mexichelys caoahuilensis. Descubridor de una nueva especie y un nuevo género de dinosaurio ceratópsido, Coahuilaceratops magnacuerna. Profesor de la Universidad Autónoma del Noreste en Saltillo, Coahuila.

Elizabeth Chacón Baca Licenciada en Biología por la UNAM. Doctora por la UNAM-Universidad de Gotinga, Alemania. Realizó estancias de investigación en Harvard y UCSB y un par de estancias posdoctorales en la Universidad Louis Pasteur (Estrasburgo) y Arizona State University. Profesora de tiempo completo en la FCT-UANL. Sus líneas de investigación son geobiología y paleontología. Felipe de Jesús Torres de la Cruz Ingeniero Geólogo Ambiental y maestro en Ciencias Geológicas por la UANL. Estudiante del doctorado en Ciencias, con orientación en Geociencias, de la FCTUANL. Su línea de investigación es la paleontología-estratigrafía, enfocada a la caracterización de ambientes carbonatados del Cretácico en México. Francisco Vega Vera Licenciado en Biología y doctor en Ciencias por la UNAM. Su línea de investigación es el estudio de los crustáceos fósiles. Miembro del SNI, nivel III, y de la AMC. Gabriel Chávez Cabello Licenciado en Geología por la UANL. Maestro por el Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada Baja California. Doctor en Geociencias por la UNAM. Subdirector de Estudios de Licenciatura, coordinador de la carrera de Ingeniero Geólogo Mineralogista y subdirector administrativo en la FCT-UANL. Cuenta con perfil deseable del Prodep. Miembro del SNI, nivel I.

Dieter Michalzik Geólogo por la Universidad Técnica de Darmstadt en Alemania. Gerente de GeoDienste Ltd.

Hans-Jürgen Gursky Geólogo, geógrafo y maestro por la Universidad de Münster, Alemania. Doctor por The University of Marburg, Alemania. Profesor titular en The Clausthal University of Technology, Alemania. Experto en sedimentología, petrografía y petrología sedimentaria. Miembro del comité experto del DAAD Brasil/Chile.

Elena Poniatowska Amor Periodista y escritora, sus libros se centran en la sociedad, las relaciones entre hombres y mujeres, el trabajo y el desempleo, las costumbres y tradiciones del país, las tragedias nacionales y el papel de la mujer. Ha recibido innumerables reconocimientos, entre ellos el Doctorado Honoris Causa por la UANL.

Hernando Quevedo Cubillos Realizó estudios de matemáticas y física en Rusia, Alemania y Estados Unidos. Investigador titular C en el Departamento de Gravitación y Teoría de Campos del ICN-UNAM. Sus áreas de investigación son astrofísica, cosmología y física matemática. Miembro del SNI, nivel III.

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Igor Ishi Rubio Cisneros Geólogo interprete senior de afloramientos y sísmica 3D en profundidad asistida por computadora para la correlación de procedimientos entre la respuesta sísmica, estructuras salinas, procesos estratigráficos, arquitectura sedimentaria y tectónica usando datos marinos y terrestres. Practica la geología regenerativa con permacultura para restaurar ambientes fluviales con sedimentología y geomorfología. Jens Steffahn Geólogo por la Universidad Hannover en Alemania. Miembro de GeoDienste Ltd. Jorge Alberto Briones Carrillo Licenciado en Informática por el Instituto Tecnológico de Linares. Maestro en Teleinformática por la UANL. Profesor asociado A de tiempo completo y coordinador de Informática de la FCT-UANL. Cuenta con perfil deseable del Prodep. José Luis Martínez Díaz Licenciado en Biología por la UNAM. Estudiante del posgrado en Ciencias Biológicas en el Instituto de Geología de la UNAM. José Olegario Rodríguez Gómez Técnico superior universitario en Geociencias por la UANL. Participa en el Laboratorio de Preparación de Rocas de la FCT-UANL. Estudiante del sexto semestre de la carrera de Ingeniero Geólogo en la misma dependencia. José Rafael Barboza Gudiño Geólogo por la UASLP. Maestro y doctor en Ciencias Naturales por la Universidad Técnica de Clausthal, Alemania. Profesor investigador y director del Instituto de Geología de la UASLP. Cuenta con perfil deseable del Prodep. Miembro del SNI, nivel I. José Rosbel Chapa Guerrero Ingeniero Civil por la UANL. Maestro por la Universidad Técnica de Clausthal en Alemania. Doctor por la Escuela Superior Técnica de Aachen (Rheinisch-Westfälische Technische Hochschule Aachen, RWTH, Aachen), Alemania. Miembro del CA: modelado de sistemas terrestres. Cuenta con perfil deseable del Prodep. Luis Enrique Gómez Vanegas Licenciado en Letras Hispánicas por la FFyL-UANL. Autor del libro Soledades. Corrector y revisor bibliográfico de la revista CienciaUANL y revisor de Entorno Universitario, de la Preparatoria 16-UANL.

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Marcus Meisel Geólogo por la Universidad de Jena en Alemania. Miembro de GeoDienste Ltd. María Isabel Hernández Ocaña Bióloga y maestra por la UNAM. Estudiante del doctorado en Ciencias Geológicas de la FCT-UANL. Su línea de investigación se enfoca a la paleontología de invertebrados, especialmente en icnología, tafonomía y cuestiones paleobiológicas. Paulina Cuevas Castellanos Ingeniera Geofísica y maestra en Ciencias Geológicas, con orientación en Hidrogeología, por la UANL. Labora en el Instituto Nacional de Estadística y Geografía. Roberto Soto Villalobos Licenciado en Matemáticas por la UANL. Profesor Asociado A.T.C. en la FCT-UANL. Miembro del CA en consolidación: sistemas complejos con sede en la FCFM. Rosalía Guerrero Arenas Doctora en Ciencias en Biodiversidad y Conservación por la UAEH. Profesora-investigadora en la Universidad del Mar, campus Puerto Escondido, Oaxaca. Sus líneas de investigación son la paleobiología de moluscos continentales y marinos, icnofósiles de invertebrados y la aplicación de la palebiología en la conservación de los recursos naturales modernos. SIN nivel candidata. Rosbell Iván Chapa Arce Ingeniero Geólogo y maestro en Ciencias Geológicas por la UANL. Consultor independiente en el área de riesgos geológicos y estabilidad de taludes. Sergio Ibarra Martínez Ingeniero Geólogo por la UANL. Estudiante de la maestría en Ciencias Geológicas en la FCT, donde también labora. Sóstenes Méndez Delgado Licenciado en Física por la UANL. Maestro y doctor en Geofísica aplicada por el CICESE. Profesor titular D y director de la FCT-UANL. Miembro del CA de Modelado de Sistemas Terrestres que se encuentra en consolidación. Sus líneas de investigación son la exploración de yacimientos e ingeniería geofísica. Virginia Guadalupe Cuéllar Treviño Licenciada en Ciencias Computacionales por la UANL. Maestra en Teleinformática. Profesora en la FCT-UANL.

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Ciencia UANL 19-82  

Revista Ciencia UANL 19-82 (Noviembre - Diciembre 2016)

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