Analisis-paleoecologico-del-holoceno-en-El-Cofre-de-Perote-Veracruz

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Aprendiendo Biologia

20/7/2022

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Biología

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA
DE MÉXICO

FACULTAD DE CIENCIAS

Análisis paleoecológico del Holoceno en el Cofre de
Perote, Veracruz

T E S I S

QUE PARA OBTENER EL TÍTULO DE:
BIÓLOGA
P R E S E N T A :

KARLA AGUIRRE NAVARRO

DIRECTORA DE TESIS

DRA. MARÍA DEL SOCORRO LOZANO GARCÍA

2013

UNAM – Dirección General de Bibliotecas
Tesis Digitales
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PROHIBIDA SU REPRODUCCIÓN TOTAL O PARCIAL

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Datos del alumno
Apellido paterno
Apellido materno
Nombre
Teléfono
Institución
Facultad
Carrera
Número de cuenta

Aguirre
Navarro
Karla
54 85 22 94
Universidad Nacional Autónoma de
México
Facultad de Ciencias Biología
3-04169614

Datos del tutor
Grado
Nombre
Apellido paterno
Apellido materno

Dra.
María del Socorro
Lozano
García

Datos de sinodal 1
Grado
Nombre
Apellido paterno
Apellido materno

Dra.
Laura
Calvillo
Canadell

Datos de sinodal 2
Grado
Nombre
Apellido paterno
Apellido materno

Dr.
Lorenzo
Vázquez
Selem

Datos de sinodal 3
Grado
Nombre
Apellido paterno
Apellido materno

Dr.
Priyadarsi
Debajyoti
Roy

Datos de sinodal 4
Grado
Nombre
Apellido paterno
Apellido materno

Dra.
Silvia
Castillo
Argüero

Datos del trabajo escrito
Nombre

Páginas
Año

Análisis paleoecológico del Holoceno
en el Cofre de Perote, Veracruz
91
2013

Dedicatoria

A la vida, por ponerme frente a las oportunidades y darme la fuerza para cambiar,
para enfrentar y para crecer.

A mis padres, por ser como el ying y el yang, por darme equilibrio y por brindarme
el apoyo. Por aceptarme con mis locuras y excentricidades y sobre todo, por
aceptar cada una de mis decisiones. Los amo con toda mi alma y estoy muy
orgullosa de ustedes.

A mi hermana, por ser amiga, maestra y compañera, por ser un ejemplo de vida y
por su enorme sabiduría y parsimonia. Te amo.

A Doña Sara, abuelita querida, gracias por tu fuerza heredada, me has guiado y
sostenido en los momentos dolorosos.

A mis profesores, por enseñarme que en la vida hay mucho más que lo académico
y por convertirse en maestros y amigos, por sus consejos y por sus porras.

A ti Socorro, por tu paciencia y porque siempre me recibes con una sonrisa, por
darme la oportunidad de conocerte y de formar parte de un equipo tan bonito.

A ustedes mis locos amigos, a todos los ángeles que me han acompañado
durante las etapas de mi vida, que me han enseñado que la familia no sólo es
donde naces, sino la que escoges y construyes. Los quiero!!!

Agradecimientos

Agradezco a la UNAM por ser mi segundo útero, por formarme no sólo
como profesional, sino como ser humano.

Agradezco al Instituto de Geología, por el apoyo económico brindado durante la
realización de este trabajo.

Agradezco al proyecto PAPIIT IN111206 “Glaciaciones del Cuaternario tardío en
las montañas del centro de México: fechamiento e interpretación paleoclimática”.

A Dra. María del Socorro Lozano García, por darme la oportunidad de trabajar en
un lugar precioso y por casi perder el pulmón conmigo en campo.

Al Dr. Lorenzo Vázquez Selem por transmitirme sus conocimientos y buena
disposición ante mis miles de dudas.

A la Dra. Laura Calvillo , por ser mucho más que una profesora, por ser un ser
humano increíble y siempre siempre, tiene palabras de aliento.

A la Dra. Silvia Castillo, por aceptar participar en la revisión de mi tesis y por su
forma diferente de ver al mundo y por transmitirme el amor por la ecología.

Al Dr. Roy, por las aportaciones para mejorar este trabajo.

Agradecimientos especiales a la Dra. Olivia Zamora del Laboratorio de
Fluorescencia de Rayos X por su ayuda y paciencia para los análisis geoquímicos.

A la Dra. Beatriz Ortega y al M. en C. Dimitri Herrera, por su apoyo para realizar
los análisis de susceptibilidad y en la descripción del núcleo.

A mis amigos, ustedes saben quiénes son… Gracias por formar parte de mi vida y
por no juzgarme, por sostenerme cuando caigo y por compartir mis logros y
alegrías.

A Susy,Lis y Yajaira por darme mis cocos y apapachos cuando los he necesitado,
gracias!!!

Dr. Fernando Aceves, mil gracias por su amistad y por siempre tenerme presente
en sus oraciones.

A los paleobotanas, gracias chicos por esa pasión por la paleontología y por esas
risas en campo.

Al grupo de Cambio climático 2010-2, porque sin su ayuda y esfuerzo en campo,
este trabajo jamás hubiera sido posible.

…
¿qué les queda por probar a los jóvenes
en este mundo de consumo y humo?
¿vértigo? ¿asaltos? ¿discotecas?
también les queda discutir con Dios
tanto si existe como si no existe
tender manos que ayudan / abrir puertas
entre el corazón propio y el ajeno /
sobre todo les queda hacer futuro
a pesar de los ruines de pasado
y los sabios granujas del presente.

¿Qué les queda a los jóvenes? Mario Benedetti, 1997

ÍNDICE
Resumen Pág.
1. Introducción 1
1.1 Hipótesis y Objetivos

4
1.2 Antecedentes

5
2. Área de estudio

6
2.1 Geología

7
2.2 Historia y cronología glaciar del Cofre de Perote

9
2.3 Clima

12
2.4 Vegetación

14
3. Variabilidad climática: Younger Dryas y el Holoceno

19
4. Proxies

23
4.1 Palinología

26
4.1.1 Polen

27
4.1.1 Macropartículas de carbón

37
5. Glaciares

39
5.1 Línea de equilibrio de los glaciares

40
5.2 Registro glaciar en México

41
5.2.1 Cronología Glacial del Iztaccíhuatl

41
6. Material y método

45
6.1 Trabajo de campo

45
6.2 Trabajo de laboratorio

46
6.3 Análisis de susceptibilidad magnética

47
6.4 Fluorescencia de Rayos X

47
6.5 Datación del Núcleo TET0310 con Radiocarbono de Espectrometría de
Aceleración de Masas 47
6.6 Extracción de polen

48
6.7 Identificación y conteo de polen y carbón

50
6.8 Trabajo de Gabinete

50
7. Resultados

52
7.1 Descripción de la columna sedimentaria TET0310II

52
7.2 Modelo de Edad

54
7.3 Análisis de susceptibilidad magnética y Fluorescencia de Rayos X (Titanio) 56
7.4 Análisis de polen

58
7.4.1 Zonación palinológica

8. Discusión e interpretación de resultados

68
9. Comparación de la secuencia TET0310II con el registro de otra zona de alta montaña
en México: Iztaccíhuatl

77
10. Conclusiones

82
11. Literatura citada

RELACIÓN DE FÍGURAS.

Pág.
Figura 1 Posición del Cofre de Perote a lo largo de la Faja Volcánica Trans-
Mexicana y en la cordilleraVolcánica Perote- Citlaltépetl. 6
Figura 2 Modelo de elevación digital del Cofre de Perote
10
Figura 3 Variabilidad climática en los últimos 13, 000 años.
22
Figura 4 Espectro polínico de una comunidad
25
Figura 5 Proceso de formación de granos polen en las anteras.
29
Figura 6 Polaridad del grano de polen
31
Figura 7 Simetría de grano de polen
31
Figura 8 Capas de la esporodermis
33
Figura 9 . Superficie de los tipos de téctum más
comunes

34
Figura 10 Tipos de aberturas del grano de
polen

37
Figura 11 Diagrama de carbón primario y secundario
en una cuenca

38
Figura 12 Superficie del glaciar.

39
Figura 13 Dinámica del glaciar

40
Figura 14 Registros glaciares del volcán
Iztaccíhuatl

43
Figura 15 Sitio de colecta y
nucleado

45
Figura 16 Zona de extracción en el Valle
“La Teta”.

46
Figura 17 Litoestratigrafía del núcleo sedimentario
TET0310II

53
Figura 18 Modelo de edad y tasas de sedimentación del núcleo
TET0310II

RELACIÓN DE TABLAS

Tabla 1 Cronología glacial de los volcanes Iztaccíhuatl y Cofre de Perote. 11
Tabla 2 Climas presentes en el Cofre de Perote

12
Tabla 3 Forma de granos de polen

32
Tabla 4 Tamaño de granos de polen

32
Tabla 5 Elementos supratectales del grano de polen

35
Tabla 6 Cronología glaciar del volcán Iztaccíhuatl

44
Tabla 7 Fechamientos de radiocarbón por AMS del núcleo TET0310II 54
Tabla 8 Listado de los grupos de polen identificados en

59
la secuencia sedimentaria TET0310II
Tabla 9 Características generales de los volcanes

77
Iztaccíhuatl y Cofre de Perote
Tabla 10 Comparación de la historia de las

80
comunidades de plantas durante el Holoceno
en dos zonas de gran altitud: Iztaccíhuatl y Cofre de Perote.

LÁMINAS

Lámina I Árboles y acuáticas

60
Lámina II Herbáceas

Figura 19 . Susceptibilidad magnética y concentración de Titanio
de la secuencia TET0310II.

57
Figura 20 Diagrama palinológico de la vegetación del Valle La
Teta en el
Cofre de Perote durante los últimos 13,000 años
(porcentajes)

66
Figura 21 Diagrama palinológico de la vegetación del
Valle La Teta

67
en el Cofre de Perote durante los últimos 13,000 años
(acumulación polínica)

Figura 22 Diagrama de acumulación polínica, susceptibilidad
magnética y concentración de Titanio de la secuencia
sedimentaria TET0310II.

Figura 23 Síntesis de las condiciones climáticas
inferidas para los últimos 13,000 años cal AP en el
Cofre de Perote

75-76

RESUMEN

En este trabajo se presentan los resultados del estudio de una secuencia
sedimentaria (TET0310II) de 444 cm de longitud, colectada en el Valle “La Teta”
ubicado en el Cofre de Perote, Veracruz, a 3,717 msnm. El objetivo del mismo fue
documentar los cambios paleoambientales (humedad, temperatura, erosión e
incendios) y el efecto de estos en la vegetación en un sitio de alta montaña con
base en el registro polínico, macropartículas de carbón, concentración de Titanio y
la abundancia de minerales magnéticos, durante el Pleistoceno tardío (Younger
Dryas (13,000-11,500 años cal AP) y todo el Holoceno (11,500 años cal AP al
presente).

La columna sedimentaria inicia con un estrato de oozes de diatomeas,
posteriormente hay turbas intercaladas con arcillas, con alta cantidad de materia
orgánica. A profundidad de 166 y 362 cm hay presencia de restos de madera.
Con base en tres dataciones de radiocarbono por el método AMS fue elaborado el
modelo de edad, la base de la secuencia tiene una edad de 12,838 a 13,020 años
cal AP.

La concentración de Titanio se realizó por medio del método de fluorescencia de
Rayos X y la abundancia de minerales magnéticos fue estimada por el método de
susceptibilidad magnética.

Los resultados del análisis palinológico muestran que hace 13,000 años cal AP en
la zona había un cuerpo de agua con ciperáceas creciendo alrededor y presencia
de pastizales. El bosque de Pinus se encontraba en zonas más bajas. Las
condiciones climáticas eran húmedas y menos cálidas que el presente, este
periodo corresponde con el inicio del evento climático Younger Dryas (YD, 13,000
a 11,500 años cal AP), presentando un enfriamiento y aridez hacia los 11,500
años cal AP, correspondiendo la parte final del YD.

Posteriormente, durante el Holoceno temprano (11,450 a 8000 años cal AP), el
zacatonal alpino se desarrollaba dentro de la cuenca “La Teta”. Las condiciones se
volvieron más frías y secas y posiblemente los bosques se ubicaban a mayor
altitud. Hacia los 9,700 años cal AP, las condiciones se vuelven más húmedas y al
final del periodo hay un descenso en la acumulación polínica, lo que se asocia al
“Evento de los 8,200 años” con condiciones frías y secas.

En el Holoceno medio (8,000 a 4,000 años cal AP) el registro muestra aumentos
importantes en los géneros de Abies y Quercus, así como, periodos de baja
presencia de Cyperaceae, sugiriendo condiciones ambientales fluctuantes con
momentos secos y otros de gran humedad, además de una estabilización en la
temperatura de la zona que pudo haber ayudado en el establecimiento de un
bosque de Pinus y Abies cercano a la zona de estudio.

Durante el Holoceno tardío (4,000 años cal AP al presente) las condiciones
climáticas fueron cálidas, la humedad disminuye y por lo tanto la erosión es baja
durante los primeros 2,000 años de este periodo. A partir de los 2,317 años cal AP
al presente, la erosión aumenta y las condiciones ambientales permite el
desarrollo de pastos en la zona y de bosques cercanos a esta, principalmente de
Pinus. La erosión durante los últimos ~850 años cal AP, aumenta posiblemente
por el impacto humano.

Introducción

El sistema climático, definido como un sistema interactivo que consta de cinco
componentes principales: atmósfera, hidrósfera, criósfera, superficie terrestre y
biósfera; es altamente cambiante y dinámico y está regulado por factores
naturales como la latitud, altitud, continentalidad y corrientes marinas.

El clima ha cambiado constantemente a lo largo de la historia de la Tierra y hay
evidencias diversas que atestiguan los cambios en distintos periodos. En las
últimas décadas, los registros de edades pleistocénicas- holocénicas (~13,000
años) son muy abundantes y brindan importante información sobre los cambios
ambientales.

El Holoceno (~11,500 años cal AP), es un periodo interglacial (Wanner y Bütikofer,
2008) dividido en 3 etapas: Holoceno temprano, medio y tardío, cada una de
estas etapas está representada por oscilaciones en temperatura y precipitación
(Cronin, 1999). El Holoceno fue precedido por un evento de variabilidad climática,
denominado Younger Dryas (YD). El YD fue un periodo frío entre los 13,500 y los
11,500 que marca el fin del último periodo glaciar (Dansgaard et al., 1989; Alley et
al., 1993; Mayewski et al., 2004; Wanner et al., 2008). Las variaciones climáticas
han determinado la distribución de la biotaa nivel latitudinal y altitudinal puesto
que existen especies que migran a través de los gradientes, ya sean de
temperatura, de humedad o de otros factores, para llegar a ambientes favorables
(Monroy-Vilchis,2003).

Unos de los ecosistemas más sensibles debido a que presenta variaciones como
consecuencia a los cambios ambientales son los de alta montaña que se
caracterizan por temperaturas bajas del aire y heladas nocturnas (Cabrera,1996).

La vegetación presente en estos ecosistemas es básicamente de pastos y en
México se encuentran restringidos a elevaciones mayores de 3,800 msnm

(Almeida-Leñero, 1994), por lo que son extremadamente sensibles y vulnerables
a cambios ambientales, sobre todo de temperatura y humedad.

En México, la historia de las comunidades de alta montaña, está ligada
estrechamente a la historia glacial de las montañas (con altitudes mayores de
3,800 msnm), la mayoría se encuentran localizadas en la Faja Volcánica Trans-
Mexicana (FVTM).

Hace 26,500 y 20,000- 19000 cal AP (años calendarizados antes del presente),
durante el último Máximo Glacial (UMG), los glaciares alcanzaron sus máximos
volúmenes, este periodo se caracterizó por condiciones frías y el mar descendió
su nivel alrededor de 130 m en relación al nivel actual.

Las evidencias de avances glaciares durante el UMG en algunas de las montañas
de la FVTM, indican que hace 20,000 años, las temperaturas descendieron
alrededor de 6° C y las estimaciones hechas del descenso de la línea de equilibrio
de los glaciares (ALE) indican que esta descendió ~1,000 m. Durante el
Pleistoceno tardío, los glaciares retrocedieron en pulsos y lentamente, hasta
desaparecer o permanecer en pequeños remanentes durante el Holoceno
(Vázquez-Selem, 2004).

El mejor registro glacial estudiado hasta el momento, es el del volcán Iztaccíhuatl
(5,282 msnm) (Vázquez-Selem y Heine, 2011). El otro caso es del volcán Cofre de
Perote, que al ser un volcán inactivo durante un periodo amplio, el registro del
Pleistoceno tardío y Holoceno, se encuentra bien preservado.

El retroceso de los glaciares está definido principalmente por incremento en la
temperatura, el cual afecta también a los ecosistemas debido a que las
comunidades de plantas migran hacia condiciones más favorables. En este trabajo
se estudia cómo el incremento en la temperatura del presente interglacial y los
cambios ambientales asociados produjeron un efecto en la composición de la

vegetación en un sitio de alta montaña con base en análisis paleopalinológicos,
geoquímicos y mineral magnéticos en una secuencia sedimentaria (TET0310II)
obtenida en el Cofre de Perote, Veracruz, que abarca el final del Pleistoceno y
todo el Holoceno (~13,000 años cal AP).

Hipótesis
La vegetación es sensible a los cambios ambientales, sobre todo en zonas de alta
montaña. La variabilidad climática del fin del Pleistoceno y durante el Holoceno,
han modificado la composición y distribución de las comunidades de plantas. En
periodos cálidos y húmedos, la línea de los bosques subía y en periodos fríos y
secos el zacatonal alpino (principalmente conformado por gramíneas),
predominaba en la zona; en periodos secos y cálidos, el efecto de los incendios
alteró a las comunidades cambiando su composición. El registro palinológico nos
permitirá observar cambios en la composición de las comunidades como
consecuencia de la variabilidad climática durante los últimos 13,000 años en el
Cofre de Perote, Veracruz.

Objetivos
Objetivo general:
Reconstruir los cambios en la composición de la vegetación y ambientales en los
últimos 13,000 años a través de análisis paleopalinológico, geoquímico y
minerales magnéticos de una secuencia sedimentaria del Cofre de Perote.

Objetivos particulares:
 Identificar periodos de mayor o menor erosión en la zona, con los datos de
susceptibilidad magnética y concentración de Titanio (Ti).
 Documentar presencia de paleofuegos y relacionarlos con periodos de
sequía en el Cofre de Perote, con base en la concentración de
macropartículas de carbón.
 Proponer escenarios paleoambientales a lo largo de los últimos 13,000
años con base en los resultados.
 Contribuir al conocimiento del impacto de los cambios ambientales durante
el Holoceno en la vegetación alpina del Cofre de Perote.

Antecedentes
Los estudios de reconstrucción paleoambiental y cambios en las comunidades de
plantas en México se han limitado a lagos situados en cuencas de altitudes
medias (~2000 m) en el centro del país, como los lagos de la cuenca de México
(Bradbury 1989; Lozano-García et al. 1994; Caballero y Ortega, 1998; Sosa y
Lozano-García, 2003) y en el estado de Michoacán, los lagos Tacámbaro,
Zirahuén, Cuitzeo y Zacapu (Sánchez- Dzib, 2011; Torres-Rodríguez, 2010;
Velázquez et al., 2000; Xelhuantzi, 1994; Ortega et al., 2002).
El único trabajo reportado, sobre la reconstrucción de la historia de la vegetación
en alta montaña de México es el del volcán Iztaccíhuatl (5,286 msnm), donde
analizan el registro de polen de una secuencia sedimentaria con edad holocénica
(Lozano-García y Vázquez-Selem, 2010). La colecta de la secuencia se llevó a
cabo en la zona conocida como “Agua El Marrano” (3,860 msnm) y se incluye
además la historia glaciar de la zona para documentar los cambios en las
comunidades vegetales y su relación con los cambios climáticos durante el
Holoceno.
El resultado del análisis palinológico refleja la historia de la vegetación desde el
Holoceno temprano (~11,000 años cal AP), estableciéndose zacatonal alpino en el
momento de retroceso glaciar (10,900 años cal AP) la presencia de este
ecosistema indica condiciones más frías que las actuales para la zona.
Posteriormente, se desarrollaron los bosques de coníferas durante un breve
periodo (7,200-6,500 años cal AP), lo que sugiere un aumento de la temperatura
en combinación con un ambiente más húmedo. Durante la mitad del Holoceno
(6,000 años cal AP), los bosques descienden y el registro del zacatonal alpino
vuelve al sitio y los últimos 3,000 años la evidencia palinológica muestra la
presencia continua de los bosques de Pinus. El límite superior forestal del
Iztaccíhuatl durante el Holoceno refleja una considerable fluctuación, esto en
respuesta a los cambios en la temperatura y precipitación del centro de México,
que en zonas de alta montaña, se pueden percibir mejor, debido a que son
ecosistemas más susceptibles a los cambios ambientales.

Área de estudio

El Cofre de Perote (19°20´-19°40´ lat. N, 97°00’-97°15´ long. W) se encuentra
ubicado en la parte oriental de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM) dentro
de la cadena volcánica Cofre de Perote-Citlaltépetl (CCVR, por sus siglas en
inglés) (Carrasco-Núñez, 2010), en el estado de Veracruz. La CCVR se extiende
aproximadamente 40 km en una dirección norte-sur y 30 km en su eje este-oeste.
Presenta acentuados cambios de altitud que van desde los 1,200 a los 4,240
msnm. (Narave- Flores, 1985) (Fig.1).

Figura 1. Posición del Cofre de Perote a lo largo de la Faja Volcánica Trans-Mexicana y en la
Cordillera Volcánica Perote-Citlaltépetl. Figura tomada y modificada de Carrasco y cols. (2009).

Geología.
Actualmente el Cofre de Perote (CP) es considerado un volcán compuesto, tipo
escudo debido a la morfología y estructura asociada a varios conductos
volcánicos, contrario a los estratovolcanes, cuyo conducto suele ser uno. Está
rodeado de derrames andesíticos y dacíticos, con pendientes suaves. Los flujos
de lava provienen de distintos cráteres como en un típico volcán compuesto
(Carrasco-Núñez, 2009). El CP presenta un basamento sedimentario Mesozoico,
principalmente del Cretácico, la deformación en lasrocas es importante y presenta
una inclinación hacia el Golfo de México (Carrasco-Núñez, 2000).

La evolución geológica de la estructura actual con base en los estudios de
Carrasco-Núñez et al. (2009) se divide en cinco fases que a continuación se
describen brevemente:

1) Etapa de formación basal (1.3 -0.5 Ma, Millones de años). Durante este periodo
hay emplazamiento de un complejo de domos; las rocas de esta etapa son
andesitas-traquitas y basaltos de olivino.

2) Etapa de formación inferior del volcán compuesto (0.4- 0.31 Ma). Expulsión de
productos efusivos a través de por lo menos 2 conductos. Las rocas presentes son
andesítas porfídicas con fenocristales de plagioclasa, augita, hiperstena y escasa
biotita inmersos en una matriz microlítica.

Entre la etapa 1 y 2 hacia los 0.47 Ma., se formó la caldera de Los Humeros, por lo
que los productos de la fuerte erupción en la zona, atravesaron los domos
formados en la etapa 1 en la zona oriental del CP (Ferriz y Mahood, 1984).

3) Sucesión de flujos de lava (0.24 Ma). Los flujos de lava emitidos en esta etapa,
corresponden a múltiples conductos en la parte superior del edificio. Las rocas
para esta época son básicamente de textura porfídica a vitrofídica con
fenocristales de plagioclasa augita.

Esta etapa puede considerarse la última en la actividad del sistema magmático del
CP.

4) Colapsos (44 a 11-13 ka, miles de años, kilo años). Se tiene registro de por lo
menos 2 eventos de colapso que han producido inestabilidad en el edificio
provocando avalanchas de escombros voluminosos y depósitos de detritos. No
existe una aparente actividad magmática para explicar estos eventos de colapso.
Existen 2 depósitos de colapso claramente identificados en las faldas del volcán.
El primero denominado Los Pescados y el segundo llamado Xico. Los
fechamientos de 14C de trozos de madera carbonizada en estos sedimentos han
proporcionado edades de 44 ka para Los Pescados y 11 y 13 ka para el Xico
(Carrasco-Núñez et al. 2006).

5) Etapa final, Pleistoceno-Holoceno. La última etapa está caracterizada por la
presencia de múltiples conos monogenéticos emplazados en la región noreste del
CP. La composición de las rocas es basáltica aunque comparte características con
rocas calcialcalinas y alcalinas (Siebert y Carrasco-Núñez, 2002; González-
Mercado, 2005; Rodríguez et. al., 2010).

Aun cuando el CP es considerado inactivo, hubo una reactivación de la actividad
volcánica, ya no por el antiguo canal sino por numerosos puntos del flanco
nororiental. Los principales volcanes formados en esta etapa son: el Volcancillo, el
Macuiltepetl (Xalapa), el Cerro de las Culebras (Coatepec) y el Volcán de Xico
(Cerro de San Marcos) en Xico (Ordoñez, 1906). El vulcanismo se transformó de
erupciones explosivas a eyecciones de lavas de composición básica (Narave-
Flores, 1985).

Historia y cronología glaciar del Cofre de Perote

Un aspecto importante para la geomorfología del CP, es su historia glaciar durante
el Pleistoceno. La evidencia de glaciación de este edificio ha revelado la existencia
de varios y extensos valles glaciares hace 20-14 36Cl ka, mientras que la
deglaciación se llevó a cabo durante el final del Pleistoceno, entre los 14 y 11 36Cl
ka, con una probable participación en el colapso del edificio (Carrasco-Núñez et
al., 2010) (Fig. 2 y tabla 1).

El registro glaciar del CP inicia en el Ultimo Máximo Glacial (UMG: 22,000-18,000
cal AP/ 18,4-14,8 ka 14C AP). Los fechamientos en bloques morrénicos del UGM,
indican que el desarrollo de las morrenas ocurrió continuamente desde hace
20,000 años cal AP hasta hace 14,000 años cal AP (18.4-12.1 14C ka AP) y
descendían en promedio hasta los 3,390 msnm y la ALE (línea de equilibrio de los
glaciares) se ubicaba alrededor de los 3,940 msnm (Caballero et al. 2010;
Vázquez-Selem y Heine, 2011).

Hace 18,000-15,000 años cal AP (14.8-12.7 14C ka AP) durante el Glacial tardío
(GTA), el glaciar se mantuvo con dimensiones similares a las del UMG, hasta hace
~14,000 años cal AP, sin embargo a finales del Pleistoceno, considerado en la
literatura como el Glacial terminal (GTE: 15,000-12,000 años cal AP/ 12.7-10 14C
ka AP) el glaciar retrocedió en pulsos, formándose morrenas recesionales.
Después de 14,000 años cal AP, retrocedió de forma rápida y casi total, hasta
hace unos 12,000 años, no existe evidencia de glaciares en el Cofre de Perote
durante el Holoceno (Caballero et al. 2010; Vázquez-Selem y Heine, 2011).

En la zona se encuentran pequeñas morrenas, hacia los 3,850 msnm,
probablemente formadas durante el Pleistoceno terminal, que aún no han sido
fechadas (Vázquez- Selem y Heine, 2011).

Figura 2. Modelo de elevación digital del Cofre de Perote. Extensión de los glaciares durante el
Pleistoceno tardío (20-14 ka AP). Clave: 1. Glaciares. 2. Morrenas. Tomada y modificada de
Carrasco-Núñez y cols. 2010.

Tabla 1. Cronología glacial de los volcanes Iztaccíhuatl y Cofre de Perote. Se muestra la altitud del
término de los glaciares y de la altitud de la línea de equilibrio de los glaciares (ALE) durante el
Pleistoceno Tardío y el presente (años 1960). Tomada y modificada de Caballero et al., 2010.

EDAD
Iztaccíhuatl Cofre de Perote

Glacial terminal (msnm)

ALE (msnm)

Glacial terminal (msnm)

ALE (msnm)
Ga
Presente (año 1960)

4,860±130

4,970±90

-
GTE: 15,000-12,000 cal
AP (12.7-10 14C ka AP)

3,810±80

4,240±60

3,900-4000

?
GTA:18,000-15,000 cal
AP (14.8-12.714C ka AP)

3,500±190

4,040±130

3,390±70

3,650±40 UMG:22,000-18,000 cal
AP (18.4-14.8 14C ka AP)

3,390±160

3,940±130
GTM: 25,000-22,000 cal
AP (ca.
21-18.4 14C ka AP)

No registro

Clima.
La orientación y altitud del Cofre de Perote le dan rasgos climáticos particulares,
donde en cortas distancias se encuentran diferencias bien marcadas. El CP
constituye una barrera para los vientos cálidos y húmedos del Golfo de México,
que chocan con la montaña, suben rápidamente descargando su humedad en la
vertiente oriental formando lluvia y neblina, entre los 1,000 y 3,500 m de altitud
(Narave-Flores, 1985). Caso contrario en la zona poniente del CP, donde se
produce el efecto de sombra de montaña o sombra orográfica, por lo que mientras
que en Xalapa y Xico la precipitación oscila entre 1,500 y 2,250 mm anuales, en
Perote es de 525 mm anuales (Cházaro, 1985).
Para la zona hay 8 tipos de climas de acuerdo a la clasificación climática de
Köeppen, modificada por García (1970) (Tabla 2).

Tabla 2. Climas presentes en el Cofre de Perote. Tomado y modificado de Narave- Flores,1985;
http://www.conabio.gob.mx/conocimiento/regionalizacion/doctos/rtp_122.pdf

Tipo de Clima Características
Cb’(w2) Templado, semifrío, con verano fresco largo, temperatura media
anual entre 5°C y 12°C. Precipitación anual entre 200 y 1,800
mm; lluvias de verano del 5 al 10.2% anual.
C(wo) Templado, temperatura media anual entre 12°C y 18°C.
Precipitación anual de 200 a 1,800 mm; lluvias de verano del 5%
al 10.2% anual.
C(f) Templado, temperatura media anual entre 12°C y 18°C.
Precipitación anual mayor de 200 mm; lluvias entre verano e
invierno mayores al 18% anual.
C(m)(f) Templado, temperatura media anual entre 12°C y 18°C.
Precipitación anual mayor de 500 mm; lluvias de verano
mayores al 10.2% anual.
C(w2)x’ Templado, temperatura media anual entre 12°C y 18°C.
Precipitación anual de 200 a 1,800 mm; lluvias de verano
mayores al 10.2% anual.

C(w1) Templado, temperatura media anual entre 12°C y 18°C.
Precipitación anual de 200 a 1,800 mm; lluvias de veranodel 5%
al 10.2% anual.
Cb’(m)(f) Templado, semifrío con verano fresco largo, temperatura media
anual entre 5°C y 12°C. Precipitación anual mayor de 500 mm;
lluvias de verano mayores al 10.2% anual.
BS1kw Semiárido, templado, temperatura media anual entre 12°C y
18°C; lluvias de verano del 5% al 10.2% anual.

Vegetación.
La vegetación en el CP está determinada principalmente por la altitud, la
temperatura, la humedad y el tipo de suelo. Los tipos de vegetación presentes en
el CP son: zacatonal alpino, bosque de Pinus hartwegii, bosque de Abies religiosa,
en los alrededores hay bosque pino-encino y bosque caducifolio. Los dos últimos
tipos de vegetación existen, solamente en el lado este (Golfo de México) del
volcán.

Zacatonal alpino: Se encuentra entre los 4,000-4,200 msnm (la parte más alta del
CP) y la zona de límite de nieves perpetuas. El zacatonal alpino está definido por
intervalos de bajas temperaturas, que constituyen un filtro para el establecimiento
de otros taxa. Los suelos son pobres en materia orgánica, superficiales y
arenosos, tipo Ranker-regosol (Portilla,1980), generalmente se observa
afloramiento rocoso. Por lo general, las especies del páramo de altura no exceden
los 50 cm de altura, por lo que es considerado un ecotono exclusivamente
arbustivo o herbáceo, donde los pastos son los más abundantes, aunque también
se encuentran especies de las familias Cruciferae y Caryophyllaceae.

Entre las especies principales que definen esta vegetación están: Calamagrostis
tolucencis, Festuca tolucencis, Trisetum spicatum, Arenaria bryoides, Draba
nivicola y Draba jorullensis, Circium nivale, Erysinum aff. macradenium y Castilleja
tolucensis. (Narave-Flores, 1985)

Bosque de Pinus: En el estado de Veracruz, los bosques de pinos son relativamente
pobres de especies y de extensión limitada en comparación con otras zonas de
México.
Los pinares se desarrollan en suelos tipo regosol (Portilla, 1980) y se caracterizan
por no presentar capas distintas, son claros y se parecen a la roca que les dio
origen.
En el CP, existen distintos tipos de bosque de pino:

Entre los 3,500-4,000 m de altitud, en la parte alta y fría de la montaña, se
establece el bosque de Pinus hartwegii, que constituye el límite altitudinal superior
de la vegetación arbórea, ubicándose en los límites con el zacatonal alpino. Está
constituido por tres estratos, el arbóreo arbustivo y herbáceo: El estrato arbóreo es
monoespecífico y alcanza hasta 20m de altura y es poco denso. El estrato
arbustivo, está constituido por pinos inmaduros de P. hartwegii y por Juniperus
monticola y Berberis schiedeana y el estrato herbáceo presenta principalmente
gramíneas, algunas también presentes en el pastizal alpino (Trisetum spicatum,
Calamagrostis tolucencis).

Las variaciones fisonómicas de los pinares en el CP, están dadas por la
exposición a los fuertes vientos de la ladera este, donde los árboles son de menor
tamaño (5-8m de altura), ramas cortas y la copa de forma irregular o redondeada.
En la ladera oeste los árboles son de mayor altitud (10-20 m), forma piramidal y
ramas extendidas.

 En los alrededores a los 2,200-3,000 m hacia el norte y el oeste, los pinares
difieren del bosque de P. hartwegii. Son bosques que van de 10-30 m de altura,
sobre un suelo de tipo regosol (Portilla, 1980).

En el estrato arbóreo, las principales especies son: Pinus montezumae. P. teocote,
P. pseudostrobus, P. pseudostrobus var. oaxacana y Quercus crassifolia. En la
zona noroeste se presenta Pinus patula y P. ayacahuite, así como Abies hickelii,
especie endémica de México.
El estrato arbustivo se compone de pinos inmaduros y de Senecio sinuatus y en
zonas perturbadas, Baccharis conferta y en el estrato herbáceo dominan las
gramíneas, entre las principales especies que se encuentras son: Muhlenbergia
macroura, Stipa ichu, Cereatium molle, Pernettya ciliata, Chymaphylla umbellata y
Dugaldia integrifolia, en algunas zonas Alchemilla pectinata cubre prácticamente
todo el piso del bosque.

El bosque es una de las principales fuentes de ingreso para los habitantes, por lo
que se encuentra perturbado (pastoreo ovino-caprino, principalmente) además de
la extracción de maderas (Narave- Flores, 1985).

Bosque de Abies religiosa: En la actualidad, se encuentran manchones alrededor de
la montaña entre los 3,000-3,500 msnm, hacia el noroeste se encuentran mejor
conservados.

El suelo sobre el que se desarrolla esta vegetación es Ranker.-regosol (Portilla,
1980) que se caracteriza por tener una capa superficial de humus (oscura), debajo
de ella está la roca de colores claros, la erosión es alta y cada día aumenta,
debido al desmonte de la zona de ladera.
El estrato arbustivo es monoespecífico de 15 a 25 m de altura. El estrato arbóreo
inferior y arbustivo no está bien definido, pero se encuentran individuos inmaduros
de A. religiosa y algunas especies de menos de 7 m de altura (Rubus trilobus,
Rubus pringlei, Salix paradoxa, Solanumnigrescens, Ribes ciliatum y Ribes
microphylla) (Narave-Flores, 1985).

En el estrato herbáceo, existe una gran cantidad de plántulas de A. religiosa, lo
que indica un gran potencial de regeneración natural de la especie y tolerancia a la
sombra. También se encuentran otras especies: Chymaphylla umbellata,
Monotropa hypopitis, Polemonium grandiflorum, Castilleja canescens, Castilleja
tenuiflora, Hackelia mexicana, Physalis Orizaba, Phacelia platycarpa, entre otras
(Narave-Flores, 1985).

Bosque Pino-Encino: Esta vegetación se encuentra desde los 2,000-3,000 msnm,
principalmente del lado oriental del CP, considerada la ladera húmeda. Los
componentes arbóreos dominantes perteneces a Quercus spp. y Pinus spp.

El bosque de Pino-Encino se desarrolla en suelos tipo andosol, formado de
cenizas volcánicas, tienen una capa color negro, sueltos y altamente susceptibles
a la erosión (Portilla, 1980).

El estrato arbóreo es rico en especies: P. patula, P. ayacahuite, P. pseudostrobus,
Quercus aff. peduncularis, Quercus crassiflora, Quercus laurina y Arbutus
xalapensis. Entre los 2500-2900 msnm es común encontrar Cupressus benthami
en zonas planas o de poca pendiente, también se encontró en barrancas de difícil
acceso, Meliosma dentata, cuya presencia sólo se había registrado en la región de
los Tuxtlas (Narave-Flores, 1985).

El estrato arbustivo se encuentra bien definido y las especies que lo componen
son menos de 8 m: Buddleia parviflora, B. cordata, Fuchsia microphyllaa, Cestrum
fasciculatum, Litsea glaucescens, Rubus trilobus, Gaultheria acuminata y Lonicera
mexicana, especie endémica de México, anteriormente registrada sólo en Hidalgo
y Oaxaca.

Las especies del estrato herbáceo van de 5 a 60cm, aunque algunas incluso,
pueden pasar de 1m. Entre las dominantes son: Pernettya ciliata, Chimaphyla
umbellata, Alchemilla pectinata, Bidens spp. y Castilleja spp (Narave-Flores,
1985).

Bosque caducifolio: Se sitúa debajo del bosque de Pino-Encino (1,100-1,950
msnm), alrededor de Xalapa, Coatepec, Banderilla y Xico.
Se desarrolla sobre suelos tipo andosol, ricos en materia orgánica, negros o pardo
oscuros y derivados de ceniza volcánica (Portilla, 1980).

Es una comunidad rica en especies, donde más del 50% de las especies del
estrato arbóreo tienen hojas caducas en alguna época del año. Las especies
presentes en el estrato arbóreo alcanzan entre 24-35 m de altura: Liquidambar

microphylla, Clethra mexicana, Carpinus caroliniana, Ostrya virginiana, Meliosma
alba, Magnolia shiedeana, Podocarpus reichei y Quercus spp.

El estrato arbustivo se encuentra definido (con una altura aproximada de 8 m)
principalmente por las especies: Oreopanax xalapensis, Miconia glaberrima,Turpinia insignis, Cithareccilum moccini, Randia aculeata y Viburnum
microcarpum.

El estrato herbáceo está poco definido, las epífitas son abundantes, entre las
principales se encuentra Tillandsia y múltiples especies de orquídeas, cuya
presencia está en peligro por la colecta desmedida (Narave-Flores, 1985).

Variabilidad climática: Younger Dryas y el Holoceno.

El Cuaternario inició hace 2.6 millones de años, se subdivide en dos épocas:
Pleistoceno y Holoceno, se caracteriza por varias fases glaciales e interglaciales.
El Holoceno (inicia hace 11,500 años), la última etapa interglacial de la historia
climática del planeta y que continúa hasta hoy, fue precedido por un evento de
variabilidad climática, el Younger Dryas, un periodo frío entre los 13,000 y los
11,500 que marca el fin del último periodo glaciar (Dansgaard et al., 1989; Alley et
al., 1993; Mayewski et al., 2004; Wanner et al., 2008; Lachniet, et al., 2013) (Fig.
3).

El Holoceno se divide en 3 periodos: Holoceno Temprano, Medio y Tardío.
o Holoceno Temprano (11,500 a 8,000 años AP). Las reconstrucciones
paleoclimáticas indican que a escala global, las regiones de latitudes altas estaban
relativamente más cálidas que durante el Pleistoceno y el nivel del mar aumentó
debido a la deglaciación.

Hacia los 8,200 se registra un enfriamiento y disminución de la precipitación
llamado “Evento de los 8,200 años”, que afectó principalmente la región de
Groenlandia y Europa, aunque también se tienen registros en China y África, con
episodios secos y ventosos.

En México se registra un evento glacial contemporáneo al evento de 8,200 años
en montañas con altitudes superiores a los 4,500 m, este evento es denominado
“Milpulco-2” en el volcán Iztaccíhuatl.

Después del “Evento 8,200 años” el clima fluctuó en escalas milenarias, con
múltiples avances glaciares marcados por formación de morrenas, los múltiples
avances y retrocesos llamados pulsos, duraron uno o varios siglos, durante los
periodos de retroceso se sugiere que las temperatura media de verano fue de
entre 0.7 y 0.9°C arriba de la actual. La cronología en Morrenas indican avances

hace 7,400 años cal BP en los Alpes Austriacos y hace 6,300 años en Austria y en
el Valais de Suiza (Grove, 2008; Mayeski et. al. 2004 y Tenorio-Peña, 2010).

o Holoceno Medio (8,000 a 4,000 años AP). Marcado por un periodo
significativamente más cálido, conocido como el Máximo del Holoceno o el Óptimo
Climático del Holoceno (9,000-5,000 años, con su máximo a los 6,000 años), en
este periodo la temperatura ascendió en promedio 3 °C, los efectos de este
periodo fueron más evidentes hace 6,000 años en latitudes medias del Hemisferio
Norte y hace 8,000-5,000 años en latitudes tropicales (Cronnin, 1999).

o Holoceno tardío (Últimos 4000-al presente). Está marcado por 2 eventos
climáticos significativos: El Periodo Cálido Medieval (PCM) y la Pequeña Edad de
Hielo (PEH).

El Periodo Cálido Medieval abarcó de los 950 a los 1,250 años D.C, y se
caracterizó por temperaturas cálidas y bajas precipitaciones, como lo indican los
registros de lagos en la Península de Yucatán (Lozano- García, 2007) lo que está
explicado por la migración hacia el sur de la Zona Intertropical de Convergencia,
causando la aridez en bajas latitudes (Hodell et al.,2001).
La Pequeña Edad de Hielo se registra hace 1,400 y 1,900 D.C. La disminución en
la actividad solar, provocó la desaceleración de la circulación termohalina en el
Atlántico Norte (Renssen et al., 2006), sumado a esto las grandes erupciones
volcánicas se sincronizaron en este eventos, dando como resultado un periodo
con alternancia de periodos cálidos y frescos, lo que se registra en la presencia de
morrenas glaciares, los sedimentos y los diagramas de polen (Wanner et. al.
2011).

La hipótesis más aceptada para explicar las fluctuaciones climáticas de largo
periodo es la que se refiere a cambios graduales en la forma de la órbita (variando
de círculo a elipse y viceversa); cambios en la inclinación del eje terrestre, y
cambios en el punto de la órbita en que ocurren los equinoccios y solsticios. Estos

cambios generan variaciones en la cantidad de radiación que llega a la Tierra
(Vázquez-Selem, 2004). Un ejemplo de los efectos del cambio en la órbita es la
desigual radiación en verano entre Hemisferios, mientras que existe un
decremento en la insolación en el Hemisferio Norte, en el Hemisferio Sur aumenta,
lo que afecta directamente en la Zona Intertropical de Convergencia (ITZC) y en la
formación de monzones en el Hemisferio Norte (Wanner, et.al., 2011).

En escala multidecadal y multicentenial, los cambios climáticos se sobreponen a
los factores orbitales. Estos cambios se han asociado a eventos fríos llamados
Eventos Bond, con un periodo de alrededor de 1500 años. Las oscilaciones
climáticas asociadas a los Eventos Bond fueron de cálidas a frías y de húmedas a
secas, las causas de estas variaciones no han sido explicadas claramente, pero
se han relacionado con actividad volcánica, cambios en la radiación, actividad
solar e interacciones complejas océano-atmósfera-continente (Vázquez-Selem,
2004; Tenorio-Peña, 2010 y Wanner, et. al., 2011).

Figura 3: Variabilidad climática en los últimos 13, 000 años. A) Temperaturas de un núcleo de hielo
GISP2, pueden observarse las variaciones climáticas más importantes durante los últimos 13,000
años. Tomada y modificada de http://chriscolose.wordpress.com/2008/03/25/tipping-points-in-the-
earths-climate-system/#ld
B) Temperaturas medias tomadas de superficie para el Hemisferio Norte, en ella se pueden ver los
eventos climáticos más importantes durante el Holoceno. Tomada y modificada de Tenorio-Peña,
2010.

Proxies

Los ecosistemas son redes casi infinitas de interacciones en equilibrio entre
componentes bióticos y abióticos. Cuando algún elemento se desequilibra, el
ecosistema cambia. Los cambios pueden ser sustanciales o pequeños y pueden
darse repentinamente o de manera gradual durante un periodo prolongado. La
señal de estos cambios en el pasado, se queda registrada en los sedimentos,
como señales geoquímicas y restos de organismos que pueden interpretarse y
calibrarse para inferir variaciones ambientales (Sosa-Nájera, 2010), lo que se
conoce como “Proxy” o indicador.

El indicador, así como el método para la realización de un estudio paleoambiental,
está dado por los objetivos del proyecto. Los objetivos pueden estar dirigidos hacia
la reconstrucción del medio acuático o terrestre (paisaje regional, más allá de la
cuenca), buscando patrones de cambio en el clima, la temperatura y la
precipitación, así como la actividad humana (Birks y Birks, 2006).

Los proxies nos muestran una amplia gama de posibilidades y debilidades
(método de extracción, preservación, identificación etc.), cuando se combinan; las
fortalezas pueden ser explotadas y las debilidades identificadas (Mann, 2002) para
la resolución posterior. Algunos problemas presentes en los estudios
paleombientales son las deficiencias en la metodología, problemas con la
identificación taxonómica, conflictos tafonómicos, así como la poca comprensión
entre las relaciones biológico-físicas de los sistemas. Los proxies se pueden
clasificar en no biológicos y biológicos; entre los no biológicos están las
propiedades magnéticas y variaciones elementales (geoquímica) y los biológicos
son restos de organismos como polen, ostrácodos, diatomeas, radiolarios, etc.

Proxies no biológicos.
 Susceptibilidad magnética. Es la facilidad con la que se magnetizan los
materiales ante un campo magnético externo (Butler, 1998). Esta propiedad es

usada para estimar la concentración de mineralesferrimagnéticos en los
sedimentos (Ortega- Guerrero et. al, 2000) y se expresa comúnmente en unidades
SI (Sistema Internacional de Unidades) (Herrera- Hernández, 2011).

La variación de susceptibilidad magnética de los sedimentos está relacionada con
momentos de lluvias y/o sequías. Cuando la concentración de minerales
ferrimagnéticos aumenta, es probable que sea por un aumento en el acarreo por
causa pluvial; por el contrario, cuando la concentración es baja, no hubo acarreo y
por lo tanto, se infiere sequía.

 Concentración de Titanio. La concentración de Ti en los sedimentos es
considerado un indicador para estimar el contenido de minerales clásticos debido
a su poca susceptibilidad ante meteorización (Sosa-Nájera, 2010),. Está presente
en rocas ígneas y por lo tanto, en minerales procedentes de ellas como en
anfíboles, biotita y arcilla.

La variación temporal de Ti proporciona una medida directa de la precipitación y el
escurrimiento de las cuencas hidrográficas (Peterson et al., 2000) ya que sus
concentraciones no son afectadas por la alteración atmosférica y la post-
deposición (Barrón, 2004), las unidades de medida son ppm (partes por millón).

Proxies biológicos.
En la reconstrucción paleambiental los organismos suelen estudiarse en grupos
(diatomeas, polen, radiolarios, etc.), se debe tener el conocimiento suficiente sobre
la biología y las tolerancias ecológicas del grupo para utilizarlo como una especie
indicadora de las condiciones climáticas (Birks y Birks, 1980). También se requiere
saber si un conjunto de taxa es semejante a una comunidad moderna, dado que
se puede utilizar la similitud. Para inferir condiciones preexistentes; se asume que
las condiciones limitantes del pasado eran las mismas que las actuales (Birks y
Birks 1980, Birks 2003).

En particular, este trabajo se centra en el estudio del polen como indicador de
cambios ambientales, dado que proporciona información sobre la historia de la
vegetación y ayuda a realizar inferencias climáticas de la zona de estudio, es
abundante en sedimentos lacustres y en secuencias estratigráficas.
La vegetación de un sitio produce granos de polen y esporas que son liberados al
aire, estos son transportados y depositados (Fig. 4), donde son preservados, esto
se podría considerar un archivo de la vegetación. La composición de los grupos
polínicos variará dependiendo de la comunidad que los produzca.

Dependiendo de la comunidad vegetal, la producción y dispersión del polen puede
cambiar, por lo que la representación en los depósitos es variable, la solución a
este problema, es el establecimiento de relaciones entre los datos polínicos y la
frecuencia de las plantas, por métodos estadísticos.

Figura 4. Espectro polínico de una comunidad donde dominan los pinos, obtenido de sedimentos
superficiales del lago. Se observa la depositación de polen después de ser liberado y transportado.
Tomada y modificada de Lozano-García, 2004.

Palinología
En general, la palinología es la ciencia que estudia el polen y las esporas y puede
enfocarse a la reconstrucción de paleovegetaciones locales y regionales, a partir
de la acumulación de polen fósil (Chevalier, 1999 y Torres, 2003). Las
características del polen y de las esporas (forma, tamaño y ornamentación) son
propias de cada especie. El polen se preserva gracias a la presencia de
esporopolenina en la pared del grano, en depósitos lacustres o rocas
sedimentarias durante grandes periodos, lo cual permite conocer cambios en la
vegetación y el clima del pasado.

Las aplicaciones de la paleopalinología son (Traverse ,1988):

a) Geocronología: Se emplea para determinar edades relativas en rocas que
abarcan desde el Precámbrico hasta el presente.
b) Bioestratigrafía: Realizar correlaciones para el estudio geológico y/o petrolero, a
partir del estudio de paleopalinofloras.
c) Paleoecología: Hacer inferencias ecológicas y climáticas del pasado, dado que
las comunidades de plantas tienen preferencias ambientales. También nos
proporciona información sobre el efecto antropogénico y el proceso de
regeneración (Lozano et al. 2004).

Palinomorfos.
Es un término genérico al material que se encuentra en las preparaciones
palinológicas que son resistentes al proceso de extracción.
Los palinomorfos se derivan principalmente de protistas, hongos, animales y
plantas. Se pueden separar en 2 tipos, los quitinosos, donde se encuentran las
esporas de hongos y restos de artrópodos y lo palinomorfos formados por
esporopolenina, que incluyen a los dinoflagelados, acritarcas, isoesporas,
megasporas, microsporas y polen (Traverse, 1988). Actualmente, las partículas de
carbón son consideradas un palinomorfo más en el estudio palinológico.

En este estudio se utilizarán únicamente dos palinomorfos: polen y partículas de
carbón.

-Polen.
La palabra “pollen” procede del griego “pollen-inis” que significa “flor de la harina”
o “polvo muy fino”. Los granos de polen son gametofitos masculinos que contienen
las células espermáticas que fecundan al óvulo, proporcionando la posibilidad de
un mayor intercambio de información genética. Es parte del ciclo de vida de las
plantas con semilla (gimnospermas y angiospermas), este ciclo está caracterizado
por una secuencia de reproducción llamada “alternancia de generaciones” que a
continuación de manera general se presenta (Fuller et al., 1994).

Gimnospermas.
La palabra gimnosperma deriva del griego “gymnos” que significa desnudo y
“esperma” que es semilla, por lo que se caracterizan por presentar semillas
desnudas. Las gimnospermas son consideradas un grupo monofilético, dentro de
este grupo se encuentran: Cicadales, Ginkgoales, Coniferales y Gnetales (Judd,
2002)

La producción de microsporas (n) y megasporas (n), llamadas heterosporas, son
características de este grupo, posteriormente se convierten en microgametofitos
(n) y megagametofítos (n), ambos pequeños y dependientes del esporofito (2n). El
microgametofito se desarrolla endospóricamente para producir el grano de polen,
mientras que el megagametofito se forma dentro del megasporangio del óvulo. La
fecundación se lleva a cabo por el transporte del anterozoide (presente dentro del
grano de polen) a la oosfera (ubicada dentro del óvulo), ayudado por agentes
ambientales como el viento o por insectos (Fuller et al., 1994).

Angiospermas.
Las angiospermas comprenden la mayor diversidad de plantas vasculares, con
alrededor de 250, 000 especies registradas. La palabra angiosperma deriva del
griego “angeion”, recipiente y “sperma” que significa semilla (Judd, 2002).

Hay dos generaciones multicelulares alternadas, llamadas gametofito y esporofito.

El gametofito se desarrolla por completo dentro de las estructuras del esporofito;
tienen un ciclo de vida heterospórico y el gametofito se desarrolla de forma
endospórica (esto quiere decir que el esporofito da macrosporas dentro de las
cuales se desarrolla el megagametofito y microsporas dentro de las cuales se
desarrolla el microgametofito).

Los esporangios nacen siempre en las hojas ("hojas fértiles", los estambres y los
carpelos), y las hojas fértiles siempre están en una estructura llamada flor.

El megasporangio produce una única megáspora y el megagametofito o saco
embrionario en general está reducido a siete células y ocho núcleos. Los óvulos
están unidos a la pared del ovario mediante la placenta.

El microsporangio produce "granos de polen" (micrósporas con un único
microgametofito dentro) que son liberados al exterior por agentes externos que los
transportan hasta el óvulo.
El grano de polen, al ser estimulado, emite un tubo polínico para fecundar al óvulo.
El microgametófito está reducido en las angiospermasa tres células, dos son
espermáticas y una formadora del tubo polínico.

Se reproducen sexualmente formando, después de una única doble fertilización,
flores, frutos y semillas. Esto quiere decir que los dos núcleos espermáticos que
libera el grano de polen fecunda uno a la ovocélula (produciendo el cigoto diploide
que dará el futuro esporofito adulto) y otro a la célula del medio vinculada,
produciendo un tejido 3n (triploide) de reserva llamado endosperma (Judd, 2002).

Formación del polen.
El polen se forma en los sacos polínicos que se sitúan en los estambres de las
flores. El estambre consta de dos partes, el filamento y la zona apical, la antera.
La antera presenta dos sacos polínicos, donde se encuentran las células madre
(2n) que sufren meiosis y dan lugar a cuatro microsporas, que al sufrir una mitosis,
forman 2 células desiguales: la célula vegetativa (que llena al grano casi por
completo) y la célula espermatogénica. La célula espermatógena sufre una
segunda mitosis y produce 2 células germinativas (gametos) sin pared celular.
Esta división puede producirse aún dentro del saco polínico o recién después que
el grano de polen germina, dentro del tubo polínico. Cuando el grano de polen es
liberado, puede ser bicelular (célula espermatogénica más vegetativa) o tricelular
(2 células germinativas más vegetativa) (Trigo-Pérez et al., 2011).

Figura 5. Proceso de formación de granos polen en las anteras. Tomada de Trigo-Pérez et al.,
2011

Al madurar el polen, sale debido a la apertura de la antera (fenómeno denomiado
dehiscencia), a veces de forma aislada o agrupado en diadas, tétradas o poliadas.

Cuando el tubo polínico germina y se introduce al micrópilo del óvulo, deposita dos
células espermáticas; la primera fecunda el huevo para formar el cigoto y la
segunda célula se uno que los dos núcleos polares del óvulo, dando una fusión
triple (doble fecundación). El núcleo triploide (dos núcleos polares y núcleo
espermático) forma el tejido endospermático que alimenta al embrión (Fuller et al.,
1994).

Morfología.

Polaridad.
El grano de polen es una estructura orgánica tridimensional. Cuando los granos de
polen están asociados formando tétradas, se pueden distinguir dos caras, la polar-
proximal, que se dirige al interior de la tétrada y la polar-distal, situada en el lado
opuesto, más alejado del centro de la tétrada. Si unimos ambos puntos, tendremos
el eje polar, la perpendicular de este eje es llamado, eje ecuatorial.
Cuando los polos proximal y distal son iguales en forma y tamaño, el grano de
polen es isopolar, cuando ambos son diferentes, se llama heteropolar. Cuando es
imposible definir la polaridad de un grano, se dice que es apolar (Trigo- Pérez et
al., 2011; Sánchez-Dzib, 2007) (Fig. 6).

Figura 6. Polaridad del grano de polen. a) Tétrada de grano de polen. b) eje polar y ecuatorial del grano de
polen. Tomado y modificado de Sánchez-Dzib, 2007. c) 1. Grano de polen isopolar. 2-3. Granos de polen
heteropolares. 4. Grano de polen apolar. Tomado y modificado de Sáenz- Laín, 2004.

Simetría.
La simetría del grano de polen siempre se define en vista polar y puede ser (Fig.
7):
a) Radiosimétrico: Posee tres o más planos de simetría.
b) Bisimétrico: Dos planos de simetría.
c) Asimétricos: No presenta ningún plano de simetría, debido a la disposición de
las aberturas (Trigo- Pérez et al., 2011).

Figura 7. Simetría. 1-3. Granos de polen radiosimétricos. 4-5. Granos de polen bisimétricos. 6.
Grano de polen asimétrico. Modificado de Sáenz- Laín, 2004.

Forma.
Para obtener la forma de los granos de polen se utiliza el cociente P/E (eje
polar/eje ecuatorial), la forma de los granos se muestra en la siguiente tabla:
(Sáenz, 1978; Punt et al., 1994) (Tabla 3).

Tabla 3. Forma de granos de polen, utilizando el cociente P/E (eje polar/ eje ecuatorial) (Sáenz,
1978; Punt et al., 1994)

Tamaño.
El tamaño de un grano de polen es definido por la longitud de su eje polar y
ecuatorial. El tamaño del grano de polen es un buen carácter taxonómico, ya que
el tamaño permanece constante dentro de la misma especie (Sánchez- Dzib,
2007). Erdtman (1952) estableció una serie de categorías para describir el tamaño
de los granos de polen, la terminología puede observase en la siguiente tabla:

Tabla 4. Tamaño de granos de polen (Erdman, 1952)

Terminología Tamaño
Muy pequeños <10 µm
Pequeños 10-25 µm
Medianos 25-50 µm
Grandes 50-100 µm
Muy grandes 100-200 µm
Gigantes >200 µm

Esporodermis.
La esporodermis es la capa que cubre al grano de polen, está compuesta por dos
capas, la intina y la exina.

La intina es la capa más interna, compuesta por celulosa y pectina que le permite
hidratarse y aumentar de tamaño. La función principal de la intina es la formación
del tubo polínico.

La exina es la capa externa de la esporodermis, está formada por esporopolenina,
uno de los polímeros más resistentes de la naturaleza, soporta la acción de la
temperatura y de ácidos fuertes, por lo que su estructura queda intacta en los
sedimentos durante millones de años (Trigo- Pérez et al., 2011).
La exina está compuesta por la endexina y la ectexina. La endexina presenta una
morfología homogénea. Por su parte, la ectexina consta de columelas que en
conjunto, constituyen el infratéctum, este se asienta sobre una base que puede o
no estar ausente, continua o ramificada. Sobre el infratéctum está el téctum
(Sáenz, 1978; Martínez et al., 1993) (Figura 8).

Figura 8. Capas de la esporodermis: 1.Corte transversal. 2. Reconstrucción tridimensional. Tomado
y modificado de Sáenz- Laín, 2004.

Escultura.
El téctum presenta un relieve superficial llamado escultura u ornamentación,
adoptando diversas formas y reciben su nombre de acuerdo a su forma. Puede ser
continuo (tectado), a veces presenta perforaciones o pequeños canales
(perforado).

Cuando el téctum es completo, puede ser liso (psilado), estriado, rugulado
(aspecto cerebroideo). En el caso del téctum parcial, se forma un retículo, con
lúmenes donde falta el téctum y muros donde se conserva y puede ser reticulado,
foveolado (redondeado) o fosulado (alargado), dependiendo del ancho del lúmen
(Fig. 9).

Figura 9. Superficie de los tipos de téctum más comunes. Tomado y modificado de Sáenz-Laín,
2004.

En cuanto a los elementos supratectales, se presentan en la siguiente tabla:

Tabla 5. Elementos supratectales del grano de polen. Tomado y modificado de Sáenz-Laín, 2004.

Elemento Características
Gránulo/Polen
granuloso
Elemento más o menos
isodiamétrico, de menos
de 1 µm de diámetro.
Verruga/ P.
verrucoso
Elemento isodiamétrico,
de más de 1 µm

Espínula/ P.
equinulado
Elemento cónico, de
punta aguda o
redondeada de menos de
3 µm de longitud

Espina/ P.
equinado
Elemento cónico, de
punta aguda o
redondeada de más de 3
µm de longitud.

Gema/ P.
gemado
Elemento obtuso de más
de 1µm de diámetro, más
alto que ancho.

Clava/ P.
clavado
Elemento más o menos
comprimido. De más de 1
µm de longitud, más algo
que ancho y que se
ensancha hacia el ápice.

Báculo/ P.
baculado
Elemento cilíndrico, más
largo que ancho y de más
de 1 µm de longitud.

Pila/ P. pilado : Elementos más o menos
cilíndricos, de más de 1
µm de longitud, más
largos que anchos y
presentan una dilatación
brusca en la parte apical.

Estos elementos esculturales aunque son variados, permanecen constantes
dentro de la misma especie (Sáenz, 1978).

Aberturas.
La abertura se refiere al adelgazamiento o rotura de la superficie de un grano de
polen, distintamente delimitado,que pueda dar lugar a la salida del protoplasma
de la célula (Punt et al., 1994).
Existen granos de polen inaperturados que no presentan aberturas definidas, la
exina suele ser delgada y el tubo polínico al formarse la rompe.

Dependiendo de la forma de la abertura pueden ser, los poros y los que se
encuentran de forma paralela y meridional al eje polar, los colpos. Si la abertura se
encuentra en los polos y perpendicular al eje polar, se llama sulco.

Cuando las aberturas afectan a una de las dos capas de la exina o a ambas pero
coinciden en forma y tamaño, se denominan simples. Por el contrario, si afectan a
ambas capas de la exina pero no coinciden en forma y tamaño, se les llaman
compuestas; las aberturas compuestas pueden ser colporadas, con una abertura
en la ectoexina tipo colpo y peroradas, con una abertura en la ectoexina tipo poro
(Trigo- Pérez et al., 2011) (Fig. 10).

El número de aberturas en los granos de polen se indican con los prefijos mono,
di, tri, tetra, penta y hexa, antes de los términos sulcado, colpado, porado y
colporado (Martínez et al., 1993).

Figura 10. Tipos de aberturas del grano de polen. Tomado de Sánchez-Dzib, 2007.

Además del polen, las macropartículas de carbón son consideradas para el
estudio de paleoambientes como indicador de periodos secos y cálidos.

Las macropartículas que son consideradas para la reconstrucción de paleofuegos,
son las mayores a 100µm de longitud, debido a que por su tamaño son
difícilmente transportadas por lo que se pueden considerar autóctonas del sitio de
estudio e indicar eventos de incendios locales.

Macropartículas de Carbón.
La depositación del carbón en los lagos depende en gran medida de las
características de los incendios y de los procesos de transporte.

El carbón primario es el que fue introducido durante o poco después del incendio.
Por el contrario, el carbón secundario es aquel que se introdujo en periodos sin
incendios (por escorrentía o mezcla de sedimentos).
La producción de partículas de carbón y su trasporte dependen del tamaño y la
intensidad del incendio, dado que las partículas pueden transportarse a grandes
alturas y a grandes distancias, la fuente puede ser de la región (a distancia),
extralocales (cerca pero no dentro de la cuenca) o locales (incendios dentro de la
cuenca) (Whitlock y Larsen, 2001) (Fig. 11).

Figura 11. Diagrama de carbón primario y secundario en una cuenca, así como el transporte de las
partículas hacia el lugar de depósito. Tomado y modificado de Whitlock y Larsen, 2001.

La acumulación de las partículas en los sedimentos durante o después del
incendio y el conteo de éstas, pueden indicar el impacto del evento en la
vegetación regional y/o local.

Carbón regional
Carbón extralocal
Local
Fuego
Lluvia
Trasporte
pluvial/fluvial
Redepositación
Carbón primario
Carbón secundario

Glaciares.
Los glaciares se forman por la acumulación prolongada de nieve y su posterior
transformación en hielo, las masas de hielo se deforman y desplazan por la
gravedad sobre las laderas. Existen dos tipos de glaciares: los casquetes de hielo,
como los de Groenlandia y la Antártida, que ocupan grandes extensiones
continentales en latitudes altas; y los casquetes de montaña, estos se asocian a
climas fríos y topografías abruptas en cualquier latitud, tienen varias decenas de
metros de espesor y longitudes que van desde cientos de metros hasta varios
kilómetros (Vázquez- Selem, 2004)

En los glaciares se distinguen dos sectores: el sector superior es donde la
acumulación neta de hielo y nieve predomina (zona de acumulación) y un sector
inferior donde el clima es menos frío y la consecuencia es la pérdida de masa por
fusión (zona de ablación). Estos sectores están separados por una franja que se
denomina “línea de equilibrio de los glaciares” (ALE) que corresponde
aproximadamente con la isoterma de 0° C y varía a lo largo del tiempo en función
de la temperatura y la humedad, lo que provoca fluctuaciones de los glaciares
(Vázquez-Selem, 2004; Caballero, et al., 2010) (Fig. 12).

Figura 12. Superficie del glaciar. A) Zona de acumulación de hielo y nieve. B) Zona de ablación
como consecuencia de la temperatura mayor. C) Línea de equilibrio donde la temperatura es de
aproximadamente 0°C. Tomada y modificada de http://www.glaciares.org.ar/paginas/index/balance-
de-masa.

Zona de acumulación
A
Zona de ablación
B
Línea de equilibrio (ALE)
C
Superficie del Glaciar

Línea de equilibrio de los glaciares (ALE)
El glaciar es dinámico y se sabe que los factores que lo alteran son en mayor y
menor medida respectivamente, la temperatura y la precipitación.
Las fluctuaciones de la ALE proporcionan datos importantes de la respuesta del
glaciar ante los cambios ambientales y permite reconstruir paleoclimas y predecir
el comportamiento a futuro de los glaciares, así que su conocimiento proporciona
importantes datos paleoclimáticos de las regiones montañosas. Sin embargo, la
relación entre el clima y los glaciares se complica, debido a la presencia de aludes
y escombros dando como resultado, una compleja morfología glaciar (Benn y
Lehmkuhl, 2000).

Cuando la temperatura es fría y/o aumenta la precipitación en forma de nieve, la
zona de acumulación se expande, es decir, la línea de equilibrio desciende en
altitud, por lo que el frente del glaciar puede alcanzar cotas más bajas
produciéndose un avance glaciar. Cuando la temperatura es más cálida y/o la
precipitación es menor, la línea de equilibrio asciende en altitud y el frente del
glaciar migra hacia cotas más altas, se denomina retroceso glacial (Vázquez-
Selem, 2004) (Fig. 13).

Figura 13. Dinámica del glaciar. A) Avance glaciar. B) Retroceso glaciar. Tomada y modificada de
Rubial, 2005.

-T °C
+Precipitación
Avance glaciar + T °C
-Precipitación
Retroceso glaciar
ALE
ALE
ALE
ALE
A B

Registro glaciar en México.
El registro glaciar en México está limitado por la altura de las montañas,
ubicándose por arriba de los 3,800 msnm, las elevaciones con esta altura sólo se
ubican en la Faja Volcánica Trans- Mexicana (FVTM) y sólo en las tres más altas
(Pico de Orizaba, Popocatépetl e Iztaccíhuatl) subsisten o subsistían hasta hace
poco pequeños glaciares (Lorenzo, 1964).

El volcán Iztaccíhuatl (5,282 msnm) presenta la mejor evidencia de glaciación en
México, debido a que se encuentra inactivo desde el Pleistoceno tardío, mientras
que volcanes como el Popocatépetl (5,452 msnm), el Pico de Orizaba (5,675
msnm) y el Nevado de Toluca (4,560 msnm), presentan el registro fragmentado
por la actividad volcánica desde el Pleistoceno tardío. En el caso del Cofre de
Perote, al ser un volcán largamente inactivo, el registro del Pleistoceno tardío y
todo el Holoceno se encuentra bien preservado (Vázquez- Selem, 2004).

Dado que el mejor registro lo tiene el volcán Iztaccíhuatl, a continuación se
abordará brevemente, su historia glaciar.

Cronología Glacial del Iztaccíhuatl (Vázquez-Selem y Phillips, 1998; Vázquez-Selem, 2000;
Caballero et al. 2010.) (Fig. 14 y Tabla 6)

El Iztaccíhuatl (5,286 msnm) es un complejo volcánico, ubicado en al sureste de la
Ciudad de México, es la tercera montaña más alta de México, la construcción
comenzó hace 0.9 Ma y continuó hasta el Pleistoceno tardío (Nixon, 1989),
durante este periodo se observan dos fases principales, representadas por rocas
de la serie volcánica antigua (> 0.6 Ma) y de la serie volcánica joven (<0.6 Ma.).

La inactividad del volcán, desde el Pleistoceno tardío ha favorecido la
preservación de las evidencias de glaciación, la estimación por 36Cl de las edades,
está basada en la datación de las rocas expuestas y en algunos casos
complementadapor radiocarbono.

1) Nexcolango (205-175 ka). Depósito glacial más antiguo, sobre él, se depositan
parcialmente dos flujos de lava con edades de 120 y 140 ka, respectivamente.
2) Hueyatlaco-1 (21-17.5 ka). Es el avance glaciar más extenso del Pleistoceno
tardío y representa al Último Máximo Glaciar (UMG). Los glaciares tenían una
elevación media terminal de 3,390 m. y la media de la ALE se ubicaba a los 3,940
m.
3) Huayatlaco-2 (17-14.4 ka). Alrededor de los 17.1 ka, correspondientes al Glacial
Tardío (GTA), hay evidencia de caída de piedra pómez proveniente del volcán
Popocatépetl.
4) Hueyatlaco-2, retroceso (14.5-13.5 ka). Los glaciares retroceden, probablemente
por un periodo de marcada inestabilidad climática, durante este periodo,
denominado Glacial Terminal (GTE), los glaciares retrocedieron en pulsos
lentamente. Sin embargo, después de 14,000 años cal AP, el retroceso se dio
rápidamente hasta poco antes de 12,500 años cal AP.
5) Milpulco-1 (12-10 ka). Coincide con un pequeño avance, probablemente debido al
evento climático denominado Younger Dryas.
6) Milpulco-2 ( ~8.3 ka). Expansión de los glaciares.
7) Milpulco- 2, retroceso (7.8-7.3 ka). Registro de hasta cinco morrenas en este
periodo, lo que indica el retroceso del glaciar en pulsos. Alrededor de los 7 mil
años, todas las áreas por debajo de los 4,400 msnm, estuvieron libres de hielo;
estas áreas fueron cubiertas por un depósito de piedra pómez del volcán
Popocatépetl hace 5.7 cal. ka AP.
8) Ayoloco (<1 ka AP). Evidencia de morrenas, pero no hay expansión del glaciar.
Durante la primera mitad del siglo XX, hay formación de la morrena más joven.

Figura 14. Registros glaciares del volcán Iztaccíhuatl (morrenas y rocas glaciares). 1. Hueyatlaco-1
2. Hueyatlaco-2. 3. Milpulco-1. 4. Milpulco-1. 5. Milpulco-2 . 6. Milpulco-2 . 7. Ayoloco. 8. Ayoloco .
9. Glaciar en 1983. Tomada y modificada de Vázquez y Heine, 2011
Tabla. Cronología glaciar del volcán Iztaccíhuatl. Tomada y modificada de Vázquez y Heine, 2011.

Tabla 6. Cronología glaciar del volcán Iztaccíhuatl. Tomada y modificada de Vázquez y Heine,
2011.
Avance glaciar Edad (36Cl
ka)
Área del
glaciar.
Límite inferior de los
glaciares (media, msnm)
ALE (media,
msnm)
Moderno
(1960)
0.04 1.3 4,860±130 4,970±90
Ayoloco <1 7.6 4,510±110 4,720±70
Milpulco-2
(retroceso)
7.8-7.3 - 4189±80 4,530±100
Milpulco-2
(avance)
~8.3 29 4,050± 120 4,420±120
Milpulco-1 12-10 46 3,810±80 4,240±60
Hueyatlaco-2
(retroceso)
14.5-13.5 - - -
Hueyatlaco-2 17-14.5 101 3,500±190 4,040±130
Hueyatlaco-1 21-17.5 131 3,390± 160 3,940 130
Nexcoalango ~205-175 >200 ~3,000 ?

Material y método
Trabajo de campo
Posterior a una prospección realizada en el Cofre de Perote, Veracruz (19° 20´-19°
40´ N, 97° 00’-97° 15´ W) en marzo de 2010, se llevó a cabo un viaje para la
obtención de una secuencia sedimentaria. La perforación se realizó en el fondo de
la cañada La Teta, (Figura 15A, 16) correspondiente a un antiguo valle glaciar, tipo
turbera en la cara noroeste del volcán a una altura de 3,717 msnm. (19°
30´12.1´´N- 97° 09´52.4´´W). La selección del sitio fue el resultado de la
prospección con base en las características de los sedimentos obtenidos a través
de un nucleador manual de suelos, el cual permitió detectar la profundidad
máxima de estos. La extracción se llevó a cabo con un nucleador tipo Eijkelkamp
(Figura 15B) que consta de un tubo muestreador al que se le insertan tubos
internos de PVC transparente donde es recuperado el sedimento. Se colectaron 6
tramos que fueron sellados y rotulados con la clave TET0310II, para ser
trasladados al Laboratorio de Paleoambientes, donde permanecieron en el cuarto
frío a una temperatura de 4°C hasta ser analizados posteriormente.

Figura 15. Sitio de colecta y nucleador. A) Sitio de colecta del núcleo TET0310II (Foto: tomada y
modificada de Vázquez y Heine, 2011) . B: Nucleador Eijkelkam (Fotos: Grupo de Cambio
Climático, 2010-2

De acuerdo a la altura (3,717 msnm), la vegetación presente en la zona es
básicamente pastizal alpino rodeado por el bosque de Pinus hartwegii y Abies
religiosa variando la composición de la vegetación de acuerdo a la temperatura y
humedad de la zona.

Figura 16. Zona de extracción en el Valle “La Teta”. Fotos proporcionadas por el grupo de Cambio
Climático, 2010-2

Trabajo de Laboratorio
Se cortaron los tubos de PVC a la mitad con ayuda de una sierra eléctrica
dividiéndose en dos, una mitad del núcleo fue usada para los análisis y la otra se
conserva en el cuarto frío como testigo.

La longitud de la secuencia sedimentaria fue de 444 cm, la descripción y
caracterización de esta se llevó a cabo con métodos simples como observación y
comparación del color con ayuda de la Tabla Munsell (1995). La identificación de
horizontes de ceniza, materia orgánica, presencia de raíces o madera y textura
del sedimento. .

Análisis de susceptibilidad magnética
En la secuencia TET0310-II la susceptibilidad magnética fue medida en intervalos
de 2 cm, con un susceptibilímetro Bartington MS2 montado en el multisensor
MSCL-S (Herrera- Hernández, 2011). La susceptibilidad magnética estima la
concentración de minerales ferrimagnéticos en los sedimentos (Ortega-Guerrero et
al., 2000) y está expresada en unidades SI (Sistema Internacional de Unidades).

Fluorescencia de Rayos X
La concentración de Ti en la secuencia sedimentaria, fue analizada con el
dispositivo portátil Niton XL3 de la marca Thermo Scientific del Laboratorio de
Florescencia de Rayos X del Instituto de Geología. El equipo es capaz de
compensar automáticamente efectos que distorsionen el análisis de la muestra
(por la forma, textura, grosor o densidad, diferencias en los espectros), el ajuste
se lleva a cabo en cuestión de segundos
El análisis de Fluorescencia de Rayos X (XRF por sus siglas en inglés), indica la
concentración de diferentes elementos en los sedimentos, partiendo de la
existencia de un sistema atómico con distintos niveles de energía y las posibles
transiciones entre ellos (Valentinuzzi, 2008 ). En las muestras comunes que
contienen muchos elementos, los elementos pueden extenderse en
concentraciones de altos niveles de porcentaje hasta partes por millón (ppm).

Datación del Núcleo TET0310 con Radiocarbono de Espectrometría de
Aceleración de Masas.
Se tomaron 3 muestras para realizar el fechamiento por el método de
radiocarbono de la columna sedimentaria TET0310-II, a los 90, 166 y 362 cm de la
secuencia. La primera de ellas contenía una elevada presencia de materia
orgánica, mientras que las últimas 2, eran trozos de madera encontrados en el
sedimento. Las muestras se enviaron al Laboratorio AMS de la Universidad de
Arizona.

Los métodos radiométricos nos ayudan a estimar edades absolutas para asociar
eventos paleoclimáticos, la datación de los sedimentos del presente trabajo, se
llevó a cabo con el método de Espectrometría de Aceleración de Masas (AMS). La
Espectrometría de Aceleración de Masas es un método de conteo directo del
isótopo de 14C. Las mediciones de radiocarbono se reportan siempre en términos
de años antes del presente (AP). La ventaja de este método es básicamente el
tamaño pequeño de muestra requerida que es de aproximadamente 20 mg.

La vida media del 14C es de 5,730 40 años, lo que significa que después de 10
vidas medias, habrá una cantidad muy baja de carbono radioactivo en la muestra y
la técnica ya no es eficiente para la datación (Stuvier y Polach,1977), por lo que el
método de datación de 14C se aplica en la sedimentos de hasta  45,000 años en
AMS.

Extracción de polen
Se seleccionaron 46 muestras en la secuencia TET0310-II