Analisis-paleoecologico-del-holoceno-en-el-lago-crater-la-alberca-en-Tacambaro-Michoacan

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Humanas / Sociais

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE
MÉXICO
PROGRAMA DE POSGRADO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
ANÁLISIS PALEOECOLÓGICO DEL HOLOCENO EN
EL LAGO CRÁTER LA ALBERCA EN TACÁMBARO,
MICHOACÁN
T E S I S
QUE COMO REQUISITO PARCIAL PARA OBTENER EL GRADO DE:
MAESTRíA EN CIENCIAS DE LA TIERRA
PRESENTA
YAJAIRA DE LOS ANGELES SANCHEZ DZIB
JURADO EXAMINADOR
Dra. Maria del Socorro Lozano Garcia (Directora de Tesis)
Dr. Lorenzo Vázquez Selem (Presidente)
Dra. Margarita Caballero Miranda (Vocal)
Dra. Ligia Lucina Pérez Cruz (Suplente)
Dra. Gabriela Vázquez (Suplente)
U~M POSG~O
Ciencias de la Tierra MÉXICO, D.F. OCTUBRE, 2011

UNAM – Dirección General de Bibliotecas
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reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el
respectivo titular de los Derechos de Autor.

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE
MÉXICO
INSTITUTO DE GEOLOGíA
PROGRAMA DE POSGRADO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
ANÁLISIS PALEOECOLÓGICO DEL HOLOCENO EN
EL LAGO CRÁTER LA ALBERCA EN TACÁMBARO,
MICHOACÁN
T E S I S
Que para obtener el grado de:
MAESTRíA EN CIENCIAS DE LA TIERRA
PRESENTA
YAJAIRA DE LOS ANGELES SANCHEZ DZIB
JURADO EXAMINADOR
Dra. Maria del Socorro Lozano Garcia (Directora de Tesis)
Dr. Lorenzo Vázquez Selem (Presidente)
Dra. Margarita Caballero Miranda (Vocal)
Dra. Ligia Lucina Pérez Cruz (Suplente)
Dra. Gabriela Vázquez (Suplente)
U~M POSG~O
Ciencias de la Tierra MÉXICO, D.F. OCTUBRE, 2011

UNAMM
POSGR DO. ,
Ciencias de la Tierra
PROGRAMA DE POSGRADO
EN CIENCIAS DE LA TIERRA
Ciudad Universitaria . CP 04510 México, D.F . D~leg Coyoocán
OFICIO/PCTlELFM/357/11.
Asunto: Aprobación de titulo de tesis y
Asignación de jurado para Examen de
grado
YAJAIRA DE LOS ÁNGELES SÁNCHEZ DZIB
Estudiante de Maestria
Estratigrafia
P r e s en t e.
El Comité Académico del Posgrado, reunido en sesión ordinaria el 29 de marzo
del año en curso , analizó y APROBÓ su solicitud de jurado para examen de
grado, con la tesis " Análisis Paleoecológico del Holoceno en el Lago Cráter la
Alberca en Tecámbaro, Michoacán", designando a los siguientes
investigadores:
Dr. Lorenzo Vázquez Selem
Dra. Margarita Caballero Miranda
Dra. Maria de Socorro Lozano Garcia
Dra. Ligia Lucina Pérez Cruz
Dra. Gabriela Vázquez
Presidente
Vocal
Secretario
Suplente
Suplente
Sin otro particular por el momento, reciba un saludo cordial.
Atentamente .
" POR MI RAZA HABLARA EL ESPIRITU"
Ciudad Universitaria a 01 de abril de 2011
COORDINADORA DEL PROGRAMA
é~/
DRA. ELSA LETICIA FLORES MARQUEZ
c.c.p. Archivo
ELFM/mlro. d G f" G I ' G f' I d I M' Instituto e ea ISrCO, ea ogro. eogra ta, nstltutos e nvestigacione.s en atematicas
Aplicados y en Sistemas. Centro de Ciencias de lo Atmósfera y Geociencias, Facultades de Ciencias e Ingeniería
Tels. 5622 • 4130, 5622 . 4137 Y 5622 . 4324 Ext 122 Fax 5622 . 4097 Y 5622·4126
http://www ,geofisicQ,unam.mx/posgrado . http://wwwgeoJogio_unam.mx • http://www.geociencios.unam.mx/geociencias/
posqradotierra@geofisica.unam.mx

AGRADECIMIENTOS
Agradezco al Posgrado de Ciencias de la Tierra de la Universidad Nacional
Autónoma de México (UNAM) por permitirme llevar a cabo los estudios de
maestría.
Agradezco a CONACYT por otorgarme la beca en la realización de mis estudios
en en el posgrado de Ciencias de la Tierra.
Al Instituto de Geología de la UNAM por el apoyo económico para finalizar el
escrito de este trabajo.
Agradezco a la Dra. Beatriz Ortega Guerrero por permitirme utilizar parte de sus
datos para la realización de este estudio.
Al proyecto DGAPA-PAPIIT IN 212606, IN14006 y IN113408
Al comité tutoral de este trabajo conformado por la Dra. María del Socorro Lozano
García, Dra. Margarita Erna Caballero Miranda, Dra. Gabriela Vázquez, Dra. Ligia
Lucina Pérez Cruz y al Dr. Lorenzo Vázquez Selem.
En especial a la Dra. Socorro Lozano por toooooda la paciencia que me ha tenido
y sobretodo por los conocimientos que me ha transmitido.
Agradezco a la M. en C. Susana Sosa Najera por su ayuda en las identificaciones
palinológicas, por su amistad y consejos.
A la Dra. Gabriela Vázquez por el apoyo y tiempo en la identificación de las algas
de este trabajo.
Al Dr. Alexander Correa Metrio por la paciencia, apoyo y enseñanza en el análisis
estadístico para éste estudio.

A la Dra. Margarita Caballero por los consejos sugeridos para esta tesis, así como
por explicarme y apoyarme en la parte limnológica de este trabajo.
Al M. en C. Gabriel Vázquez por su ayuda y en proporcionarme los datos de la
trampa de sedimento de este estudio.
Al Dr. Roy Priyadarsi por el apoyo brindado en la revisión del resumen en ingles y
por las sugerencias brindadas a esta tesis.
A mis queridos padres que me apoyaron económicamente, moralmente y
principalmente en la salud física y emocional.
A mis queridos hermanos Erika y Salvador por estar al pendiente de lo que me
pasa y por todo su apoyo en todos los sentidos.
A tooodos mis familiares por estar conmigo a la distancia y que me brindaron todo
su amor y apoyo.
A las chicas Esperanza, Claudia, Karla y Liz que no perdieron la fe en mi y me
apoyaron en el momento más crítico, muchas gracias.
A mis grandes amigas Lizbeth y Blanca que estuvieron al pendiente de todo y por
su apoyo incondicional.

Una esencia de constancia aunada con confianza, fuerza, amor y humildad,
es la receta perfecta para lograr lo que te propones.
Yajaira de los A. Sanchez Dzib

CONTENIDO
Pág.
Resumen

1.Introducción 1

2. Hipótesis 5

3. Objetivo general 6
3.1. Objetivos particulares 6

4. Antecedentes 7
4.1. Registros paleoecológicos del Holoceno 7

5. Área de estudio 11
5.1. Fisiografía 11
5.2. Geología y suelos 13
5.3. Clima 16
5.4. Hidrología 17
5.5. Vegetación 18
5.6. Arqueología 24

6. Metodos 27
6.1. Método de campo 27
6.2. Laboratorio 29
6.2.1. Procesamiento de muestras para la extracción de polen 29
6.2.2 Extracción de polen para fechamiento 30
6.3. Identificación y conteo de los palinomorfos 32
6.4. Diagramas polínicos 33
6.5. Análisis estadísticos de datos palinológicos 34
6.6. Susceptibilidad magnética y datos geoquímicos 35

7. Resultados 39
7.1. Geocronología 39
7.2. Litoestratigrafia, susceptibilidad magnética y geoquímica de la
secuencia lacustre TAC06 III
41
7.3. Registro palinológico 44
7.3.1 Zonación palinológica 53
7.3.2. Análisis de correspondencia sin tendencia (DCA) 61
7.3.3. Distancia ecológica y Tasa de cambio 62
7.3.4. Trampa de sedimento 64

8. Discusión 65
8.1. Síntesis de la interpretación paleoecológica del registro 90

9. Comparación de la secuencia TACA06III con el registro de lagos 92

cercanos (Zacapu, Zirahuén y Pátzcuaro)

10. Conclusiones 100
11. Referencias bibliográficas 103

RELACIÓN DE FIGURAS
Pag.
Figura 1 Delimitación del lago cráter “La Alberca” 12
Figura 2 Mapa geológico de Tacámbaro, Michoacán 15
Figura 3 Distribución de la temperatura promedio mensual y
precipitación máxima mensual de Tacámbaro, Michoacán
17
Figura 4 Vista de La Alberca donde se observan las comunidades
actuales, Bosque Tropical y Bosque Mixto
20
Figura 5 Trabajo de perforación del núcleo TAC06 III en el lago cráter
La Alberca en Tacámbaro, Michoacán
27
Figura 6. Recuperación de la trampade sedimento en La Alberca en
Noviembre del 2007
28
Figura 7 Modelo de edad obtenido para el núcleo sedimentario TAC06
III
40
Figura 8 Litoestratigrafía de la secuencia lacustre TAC06 III 43
Figura 9 Diagrama polinológico de la vegetación regional del lago
cráter La Alberca de Tacámbaro
56
Figura 10 Diagrama polinológico de los restos acuáticos del lago cráter
La Alberca de Tacámbaro
57
Figura 11 Diagrama palinológico sintético de la vegetación regional del
lago cráter La Alberca de Tacámbaro, durante los 8500 años
cal AP
59
Figura 12 Diagrama de ordenación del análisis de correspondencia sin
tendencia (DCA) de la secuencia sedimentaria TAC06 III
63
Figura 13 Diagrama palinológico sintético de la vegetación regional del
lago cráter La Alberca de Tacámbaro y datos geoquímicos de
la secuencia sedimentaria TAC06 III de los últimos 3000 años
cal AP
79
Figura 14 Mapa de la expansión de los Tarascos en el Occidente de
México en el Postclásico
85
Figura 15 Comparación del lago cráter La Alberca con Zacapu,
Zirahuén y Patzcuaro para los últimos 10,000 años.
99

RELACIÓN DE TABLAS
Pag.
Tabla 1 Vegetación representativa de la localidad de Tacámbaro,
Michoacán
21
Tabla 2 Fechamientos de radiocarbono por AMS de los núcleos TAC06
III
39
Tabla 3 Listado de los grupos palinomorficos identificados 45
Tabla 4 Porcentaje de los palinomorfos, algas y organismos
identificados en la trampa (Marzo a Noviembre 2007)
64
Tabla 5 Características actuales de los lagos La Alberca, Zacapu,
Pátzcuaro y Zirahuén
92

RELACIÓN DE LÁMINAS
Pag.
Lamina 1 Árboles 47
Lamina 2 Árboles, Arbustos y Herbáceas 48
Lamina 3 Hierbas 49
Lamina 4 Familias y Pteridofítas 50
Lamina 5 Pteridofítas, subacuáticas y algas 51
Lamina 6 Algas y organismos 52

RESUMEN
Con el propósito de documentar la historia de la vegetación y los cambios
ambientales durante el Holoceno en el Occidente de México se realizó el análisis
palinológico de una secuencia lacustre de 8.38 m obtenida en el lago cráter La
Alberca de Tacámbaro, Michoacán. El sitio de estudio se encuentra localizado en
una zona de heterogeneidad climática entre la Faja Volcánica Transmexicana y la
Depresión del Balsas. El marco cronológico de la secuencia lacustre fue
establecido con base en nueve fechamientos de radiocarbono por AMS. La
secuencia estudiada abarca los últimos 8500 años, iniciando el registro
palinológico a los 8210 años cal AP. Datos de susceptibilidad magnética,
concentración de Titanio (Ti) y la relación Calcio/Titanio (Ca/Ti) de los sedimentos
lacustres que conforman la secuencia fueron utilizados para la reconstrucción
paleo-ambiental. De las muestras seleccionadas a lo largo del núcleo se extrajeron
y analizaron los palinomorfos, restos de cladóceros, testáceos y partículas de
carbón mayores a 100 micras. Con los datos polínicos se llevó a cabo el análisis
de correspondencia sin tendencia (DCA), el cálculo de la distancia ecológica y la
tasa de cambio. Fueron identificados tres periodos de cambio ambiental con base
en los cambios en la composición de los conjuntos polínicos terrestres, los restos
acuáticos, los datos de susceptibilidad magnética, concentración de Ti y la relación
Ca/Ti.
El registro polínico del Holoceno temprano de 8500 a 7000 años cal AP
inicia después del depósito de una capa de ceniza volcánica de 32 cm de espesor.
Se reconstruye la existencia de bosques de Pinus bajo condiciones más frías y
secas que en la actualidad. De 7380 a 7030 años cal AP, hay un recambio en la
vegetación con bosques mixtos de Pinus y Quercus, reflejados en el cambio en la
distancia ecológica y la tasa de cambio asociado a un cambio de temperatura a
condiciones templadas. Después de los 7500 años cal AP se reportan dos
oscilaciones climáticas con condiciones secas mostradas por el incremento en la
relación Ca/Ti y bajos valores en la susceptibilidad magnética y Ti. El registro de la
comunidad algal para este periodo indica que el lago fue eutrófico con la
dominancia de Gloeotrichia echinulata y Botryococcus.
Durante el Holoceno medio de 7000 a 4000 años cal AP se mantiene el
bosque mixto de Pinus y Quercus, observándose una estabilidad y dominancia en
la cobertura vegetal. Hacia 4700 años cal AP la diversidad y el porcentaje de los
taxa tropicales se incrementa detectándose un aumento en la distancia ecológica y
la tasa de cambio; se reconstruye incremento de la temperatura. Hay dos
oscilaciones climáticas a ambientes secos a los 6540 y 4770 a 4710 años cal AP

que se registran en la relación de Ca/Ti y hay evidencia de la ocurrencia de
incendios. Para este periodo los valores de la susceptibilidad magnética y de Ti
son bajos, incrementándose donde hay cenizas volcánicas. Las condiciones del
lago cambiaron a mesotróficas y desaparece Gloeotrichia echinulata a partir de los
4850 años cal AP.
Para el Holoceno tardío (4000 años cal AP al presente) hay evidencia de la
existencia de bosques mixtos, pero los últimos 3000 años cal AP se caracterizan
por cambios importantes en la composición de la cubierta vegetal reflejados en los
valores de la distancia ecológica y la tasa de cambio. Hay incrementos del
conjunto herbáceo durante: 570 años aC, 700-1040, 1355, 1570-1725 y 1883 años
dC. El conjunto polínico indica que la temperatura cambia a condiciones cálidas.
Los valores de la susceptibilidad magnética y de Ti muestran incrementos en sus
valores, sugiriendo entrada de aporte clástico y condiciones menos secas, los
cuales se reflejan en la relación Ca/Ti; aunque se registran eventos secos y con
poco aporte clástico a los 3520 años cal AP, así como de los 350 años aC a 700
años dC y de los 955 a 1155 años dC con incremento en los valores de Ca/Ti. Sin
embargo, el mayor incremento de la susceptibilidad magnética y de Ti se reporta a
partir de los 1545 años dC infiriéndose un aumento en la humedad. Los cambios
climáticos con condiciones secas coinciden con las sequías reportadas en otras
regiones entre los años 800 y 1000 dC. El impacto indirecto de la presencia
antropogénica se ve reflejado en el incremento de herbáceas de perturbación
(Poaceae y Asteraceae) y la disminución del grupo arbóreo a los 1355 años dC, el
cual coincide con el máximo desarrollo del imperio Tarasco.

ABSTRACT
In order to document vegetation history and environmental changes during
the Holocene in western central México, the palynological analysis was performed
in an 8.38 m long sedimentary sequence collected from Lake La Alberca
Tacámbaro. This study site is located between the Trans-Mexican Volcanic Belt in
the north and Balsas Depression in the south, which is an area of climatic
heterogeneity. The chronology of the sequence is based on nine AMS radiocarbon
dates. The sequence covers last 8500 cal years BP but the palynological
information is preserved in the sediments of last 8210 cal years BP. Magnetic
susceptibility data, Titanium (Ti) concentration and Calcium/Titanium (Ca/Ti)
relation of the sediments were used for paleo-environmental reconstruction.
Palynomorphes, cladocerans, testacea and carbon particles of >100 microns size
were extracted from 81 different sediment samples. Detrended correspondence
analysis (DCA) was performed in the pollen data to calculate the ecological
distance and rate of ecological change. Three periods of environmental change
were identified based on changes in pollen composition, aquatics remains,
magnetic susceptibility, concentration of Ti and Ca/Ti.
The early Holocene record from 8500 to 7000 cal years BP shows the
existence of Pinus forests under colder and drier conditions than the present. From
7380 to 7030 cal years BP, a turnover in the vegetation is recorded in Pinus and
Quercus forests with changes in ecological distance and rate of change probably
related to a changein temperature. After 7500 cal years BP, two climatic
oscillations with dry conditions were documented. Both the events were
characterized by increases in Ca/Ti, lower magnetic susceptibility and Ti. The algal
community indicates that the lake was eutrophic with the dominance of
Gloeotrichia echinulata and Botryococcus.
During the mid-Holocene (7000 to 4000 cal years BP), a stable forest
comprising Pinus and Quercus is recorded. Around 4700 cal year BP, increase in
the diversity of tropical taxas suggests an increase in temperature. Two intervals of
dry environments were registered during 6540 cal year BP and from 4770 to 4710
cal years BP. Both of them were recorded in the Ca/Ti register with evidence of
increase in paleo fires. The values of magnetic susceptibility and Ti are low for both
the dry periods, only increasing when volcanic ash is present. The conditions
changed to mesotrophic and Gloeotrichia echinulata disappears by 4850 cal year
BP.
The pollen data evidence existence of a mixed forest for the late Holocene
(last 4000 cal years BP). However, the last 3000 cal years BP were characterized

by major changes in composition reflected in the ecological distance and the rate
of change. Increase in the herbaceous assemblages was recorded at 570 BC, AD
700-1040, AD 1355, AD 1570-1725 and AD 1883. The pollen data during the
above mentioned periods indicates a change to warmer conditions. Values of
magnetic susceptibility, Ca/Ti and Ti suggest increase in clastic input and less dry
conditions. Other dry events were registered at 3520 cal years BP, 350 BC-AD 700
and AD 955-1155. However, the largest increase in magnetic susceptibility and Ti
suggest increase in humidity occurred during 1545 AD. The dry periods identified
in this register match with droughts reported in other regions between AD 800 and
AD 1000. The impact of anthropogenic activity was recorded by higher abundance
of disturbance plants (i.e. Poaceae and Asteraceae) and decrease in the arboreal
taxa at AD 1355, which coincides with the apogee of the Tarascan Empire.

1. Introducción
La Tierra ha experimentado cambios en el clima, algunos han sido globales
y otros regionales o locales. Las condiciones climáticas para el Holoceno
temprano se caracterizaron por un incremento en la insolación de verano en el
hemisferio norte, esta diferencia de insolación entre los veranos y los inviernos era
mayor que en la actualidad. Los cambios en la estacionalidad, repercutieron en la
evolución de algunas características importantes de la circulación atmosférica y la
humedad continental. La comparación de los registros paleoclimáticos con los
forzamientos climáticos de series de tiempo, sugieren que los cambios de
insolación se relacionan con la variación orbital de la Tierra, y la variabilidad solar
juega un papel principal en el cambio del clima en la escala global de los últimos
11500 años (Mayewski et al. 2004). Estudios paleoclimáticos sugieren la
existencia de un periodo cálido denominado Anomalía Climática del Medievo
(1000 al 1300 años) y un posterior enfriamiento al que se ha llamado Pequeña
Edad de Hielo (1350 a 1850 años). La disminución de las temperaturas durante el
Holoceno se ha debido probablemente a los cambios en la radiación solar recibida
(Bradley, 2000). Sin embargo, es interesante destacar que la magnitud y la tasa de
cambio de temperatura en el siglo XX sin precedentes, parece estar relacionada
con cambios en la cantidad de los llamados gases invernadero en la atmósfera. En
principio, parece altamente improbable que la variabilidad natural por sí sola
pueda explicar los cambios de temperatura registrados tan minuciosamente por
observadores instrumentales durante los últimos 150 años. Por lo que los registros
paleoclimáticos han sido esenciales para llegar a esta conclusión.

La variabilidad climática Holocénica de muy corta duración (décadas a
centurias) ocurrida en tiempos históricos, se ha explicado a través de distintas
causas, tales como los ciclos de manchas solares, la cantidad de aerosoles
volcánicos, cambios propios de la atmósfera y variaciones en los gases de metano
o dióxido de carbono (CO2). Muy probablemente estos cambios sean
consecuencia de la actuación en conjunto de dichos factores. Para comprender
esa variabilidad natural los estudios que analizan el clima del pasado son una
fuente de información importante ya que permite detectar la variabilidad y sus
causas. El Holoceno no ha sido un periodo homogéneo desde el punto de vista
climático ya que se han dado momentos en que las temperaturas han sido
diferentes respecto a las actuales, ya sea por la acción antropogénica la cual ha
modificado el clima y alterado la composición de la atmósfera mundial sumándose
a la variabilidad climática natural (IPCC, 2008).
Para documentar los cambios ambientales se llevan a cabo estudios
paleoecológicos y en particular la implementación del análisis palinológico es útil
en la reconstrucción de la vegetación. El polen que se produce en grandes
cantidades por las plantas, se preserva en los sedimentos lacustres debido a la
presencia de una capa externa llamada esporopolenina. Por lo que realizar
estudios de paleoecología utilizando los sedimentos lacustres, permiten realizar
reconstrucciones de la historia de la vegetación y el ambiente. Es así, que los
datos polínicos procedentes de la vegetación regional y los datos del ecosistema
lacustres ofrecen información sobre la dinámica de los ecosistemas relacionadas
al cambio climático y otros factores como incendios, o actividad humana. En años

recientes los estudios paleoecológicos procedentes de registros marinos y de
hielo, han permitido adquirir un conocimiento sobre las condiciones climáticas
globales y ambientales de la Tierra. Conocer los cambios históricos del cambio
climático en periodos más amplios se puede realizar a través de los estudios como
los núcleos de hielo, los sedimentos oceánicos y lacustres, corales y anillos de
árboles. Estos archivos naturales preservan la información de los cambios
ambientales del pasado. Los registros sedimentarios lacustres han constituido uno
de los mejores archivos paleoclimáticos para el centro de México donde se
localizan diferentes tipos de lagos: tipo cráter, tectónicos, etc. Estos registros
sedimentarios sirven como indicadores de los cambios ambientales, ofreciendo
registros más o menos continuos de dichas condiciones; sin embargo, en las
investigaciones que se han realizado en el Occidente de México en particular, en
el lago Zirahuén, el registro del Holoceno se ve alterado por un evento volcánico
que impide documentar con precisión las fluctuaciones climáticas (Torres, 2010).
Otro problema en los registros del centro de México es que muchos de los lagos
que se han estudiado son de gran tamaño y las señales paleoambientales son en
ocasiones poco claras. Para lagos pequeños como el Lago Verde en los Tuxtlas,
las oscilaciones climáticas que se han documentado no se reportan en otros sitios
(Lozano et al., 2007).
El estudio de secuencias estratigráficas para reconstrucciones
paleoambientales en los lagos cráter o maars con una cuenca de depósito más
pequeña, como es el caso de La Alberca en Tacámbaro, puede evidenciar de
manera más clara cambios ambientales, a diferencia de los lagos de gran tamaño

estudiados en el centro y Occidente de México. La localización de La Alberca, que
se encuentra en una zona de transición climática entre la Faja Volcánica
Transmexicana (FVTM) con climas templados y la Depresión del Balsas que se
caracteriza por los climas más cálidos, puede contribuir al conocimiento sobre el
cambio climático durante el Holoceno en el centro de México.

2. Hipótesis
Las evidencias paleobotánicas indican que las asociaciones de plantasresponden al cambio climático cambiando su composición, abundancia y
distribución. La variabilidad climática que existió durante el Holoceno, modificó el
mosaico de vegetación que se estableció alrededor del Lago Cráter La Alberca, de
tal forma que los bosques de coníferas se expandieron durante los periodos fríos y
las comunidades termófilas durante los periodos cálidos. El registro palinológico
mostrará tales cambios en su composición y abundancia y aportará datos sobre
las variaciones en los niveles lacustres en respuesta a los cambios en la
humedad.

3. Objetivo general
Identificar a través del análisis palinológico los cambios en las asociaciones
vegetales y cambios climáticos en la zona de transición de climas templados de la
FVTM y la zona cálida de la Depresión del Balsas, utilizando sedimentos
depositados en el Lago Cráter La Alberca; además, los datos palinológicos
contribuirán a la par que los datos de susceptibilidad magnética y evidencias
geoquímicas a establecer las variaciones paleoambientales del cuerpo de agua.

3.1. Objetivos particulares
 Inferir la abundancia de las especies vegetales en el pasado a través del
análisis palinológico y diferenciar los procesos asociados a su cambio
(deforestación, degradación y alteración del suelo).
 Establecer la tasa de cambio en la vegetación y compararla con la tasa de
cambio ambiental con base en datos geoquímicos y de susceptibilidad
magnética.
 Identificar los cambios en el nivel lacustre y estado trófico del lago.
 Reconstruir el cambio climático conjuntando los indicadores analizados en
el Lago Cráter La Alberca en los últimos 8500 años.
 Realizar una comparación del registro palinológico con los registros
polínicos de Zacapu, Zirahuén y Pátzcuaro.

4. ANTECEDENTES
4.1. Registros palinológicos del Holoceno
En México los registros de secuencias lacustres han sido utilizados para
evidenciar y reconstruir paleoambientes, la mayor parte proceden de los sitios
localizados en el centro y sur de México. A continuación se presenta una síntesis
de las reconstrucciones climáticas y de paleovegetaciones basadas en estudios
paleoecológicos, en particular para el Occidente de México, como en los lagos de
Pátzcuaro (Watts y Bradbury, 1982; Bradbury, 2000; Israde et al., 2005; Metcalfe
et al., 2006), Zirahuén (Davis et al., 2004; Torres, 2010; Ortega et al., 2010),
Zacapu (Xelhuantzi, 1991; Lozano y Xelhuantzi, 1997; Arnauld et al., 1997), y
Cuitzeo (Velázquez, 2003)
El registro polínico para el Holoceno temprano en Zacapu (8200 a 7500
años cal AP) muestra un desarrollo de bosques de pino y encino con presencia
eventual de Alnus, el porcentaje de árboles es alto proponiéndose bosques
densos y poco perturbados, presenta un sotobosque herbáceo abriéndose a
pradera y un clima con temperaturas húmedas a subhúmedas (Xelhuantzi, 1991;
Lozano y Xelhuantzi, 1997; Arnauld et al., 1997). En tanto que en el lago de
Zirahuén el registro presenta un hiato entre los 12100 a 7200 años cal AP
señalando una disminución en el nivel del lago, la cual puede estar relacionada
con una señal climática de menor humedad (Torres, 2010, Ortega et al., 2010).
También el lago de Cuitzeo registra entre los 17605 a 8830 años cal AP un hiato
dentro del intervalo tardiglacial relacionado probablemente por una interrupción de

la sedimentación. La transición del Pleistoceno Tardío al Holoceno no queda bien
documentada en el registro palinológico, el inicio del Holoceno presenta un
incremento en la precipitación y la temperatura y el registro de los bosques con
afinidad a un clima templado subhúmedo. Para los últimos 10000 años registra
una recuperación de elementos arbóreos compuestos por Pinus y Quercus con
presencia de Abies y Salix, en tanto que los elementos herbáceos disminuyen,
principalmente el polen de Ambrosia (Velázquez, 2003). Para el lago de Pátzcuaro
se documenta un incremento de polen de Pinus y desapareciendo polen de
Juniperus y Artemisia a los 9500 años cal AP, sugiriendo la transición de un clima
frío-seco a cálido-húmedo (Watts y Bradbury, 1982).
Para el Holoceno medio en Zacapu el registro palinológico indica una
disminución en los valores de polen de Pinus, Quercus y Alnus, el nivel del lago
disminuyó a los 7400 años cal AP dando lugar a las plantas oportunistas
(Chenopodiaceae-Amarantaceae) estableciéndose la Ciénega; de 7000 a 6000
años cal AP el conjunto polínico y las diatomeas indican también mayor humedad
pero con cambios muy graduales a climas semiáridos. De 6000 a 4000 años cal
AP se registra un clima seco y un pantano somero (Xelhuantzi, 1991; Lozano y
Xelhuantzi, 1997; Arnauld et al., 1997).
El registro polínico del lago de Zirahuén (7200-3700 años cal AP) indica que
la zona se caracterizó por la existencia de un bosque de pino-encino, con
presencia de Alnus y bajos porcentajes de elementos mesófilos de montaña lo que
indica condiciones más húmedas que la actual (Torres, 2010 y Ortega et al.,
2010). A 5000 años AP en Pátzcuaro domina el polen de Pinus, Alnus y Quercus,

después de los 5000 el polen de Alnus disminuye considerablemente y a su vez se
incrementa Chenopodiaceae-Amaranthaceae, ligeramente el polen de Ambrosia,
compuestas y pastos (Poaceae), lo cual puede apuntar a una tendencia ha
condiciones más secas (Metcalfe et al., 2006 y Bradbury, 2000).
En el lago de Zacapu el clima retorna a temperaturas subhúmedas después
de los 4000 años AP, el registro de las plantas arbóreas presentan una ligera
recuperación y coincide con dos incrementos en la susceptibilidad magnética
probablemente asociados a un mayor aporte hídrico, el clima que se propone para
el área es templado subhúmedo. Después de los 2500 años AP la cobertura
arbórea disminuye así como el polen de Chenopodiaceae y se da una expansión
de las Poaceae la cual se ve asociada con la actividad antropogénica (Xelhuantzi,
1991; Lozano y Xelhuantzi, 1997 y Arnauld et al., 1997).
Para Zirahuén después de 3900 años AP el clima se caracterizó por una
alta inestabilidad ambiental (Ortega et al., 2010). El análisis de polen indica la
presencia de Zea mays y abundante cantidad de partículas de carbón en la
cuenca desde los 3000 años lo que implicó el desarrollo de incendios y
deforestación originando cambios en la vegetación local y regional. De los 3700 a
1400 años AP se registra una disminución de Quercus y Alnus, mientras que el
estrato herbáceo y las pteridofítas se incrementan, sugiriendo una tendencia
regional a condiciones más secas. Se indica bajos niveles lacustres y altos valores
de susceptibilidad. Después de los 1400 años cal AP se presenta un bosque de
pino-encino con elementos de Alnus, Salix, Tilia y Carpinus, dominando un
sotobosque de herbáceas producto de una sucesión debido a los disturbios

alrededor de la cuenca (Torres, 2010; Lozano et al., 2010; Ortega et al., 2010 y
Davis et al., 2004).
En Pátzcuaro hay registro de polen de maíz (Zea) aproximadamente a los
4000 años cal AP que indican la presencia de actividad antropogénica en la
cuenca. Se ha reportado en la secuencia lacustre dos capas de ostrácodos para el
Holoceno tardío (4600 a 3800 cal AP y de 2800 a 2000 cal AP), así como el
incremento en los valores de calcio (Ca) que indican niveles lacustres bajos y
tendencia a condiciones más secas (Metcalfe et al., 2007 y Watts y Bradbury,
1982). En tanto que en Cuitzeo, alrededor de los 1000 años se incrementa
ligeramente Potamogeton indicando la entrada de terrígenos al lago coincidiendo
con el aumento de Chenopodiaceae-Amaranthaceae, Asteraceae y Poaceae, las
cuales pueden estar relacionados con el incremento de las actividades
antropogénicas o bien una fase de alteración en el ambiente (Velázquez, 2003).
El estudio de los avances y retrocesos en los glaciares de montaña son
importantespara la reconstrucción de manera indirecta en las fluctuaciones del
clima, ya que esto son más sensibles a los cambios climáticos debido a que sus
dimensiones son menores (Vázquez, 2004). En México los registros glaciares se
presentan en elevaciones de más de 3800 msnm y se encuentran en la Faja
Volcánica Transmexicana (FVTM), el más completo corresponde al Iztaccíhuatl.
Para el Holoceno se ha reportado un avance a los 8300 años cal AP con un
retroceso alrededor de los 7300 años cal AP el cual corresponde Mipulco-1, y en
Ayoloco un reavance a los 1000 años cal AP relacionado con la Pequeña Edad de
Hielo (Lozano y Vázquez, 2005).

5. ÁREA DE ESTUDIO
5.1. Fisiografía
El lago cráter llamado La Alberca en Tacámbaro se localiza en la zona
denominada Tierra Caliente dentro de la FVTM y la Depresión del Balsas (Fig.
1A), al centro-sur del estado de Michoacán y al suroeste del municipio de
Tacámbaro de Codallos. Limita al Norte con Salvador Escalante, Pátzcuaro y
Acuitzio del Canje, al este con Madero y Nocupétaro, al Sur con Turicato y al
Oeste con Ario de Rosales (Fig. 1B) (Bastida y Sánchez, 2008).
La Alberca se localiza entre las coordenadas 19°14’50’’ latitud norte y
101°26’41’’ longitud oeste, con una altitud de 1,680 m snm, se encuentra rodeada
de los conos como la Campana, Pino Solo, Hueco y Caritzio (Fig. 1C) (Hernández
et al. 2009). El lago tiene un diámetro alrededor de 300 m, con una profundidad
máxima de 30 m y una profundidad mínima de 5 m.
El lago se encuentra en la falda del cerro alto de la Corucha y comprende
tres cuartas partes de las paredes y bordes del cráter. El borde SW del lago
presenta una pared casi escarpada de 172 m de altura sobre el nivel de las aguas
que cubren el fondo de la cavidad, los bordes van disminuyendo gradualmente
hacia el sur y al norte, para terminar hacia el NE y E en un reborde de 15 a 20 m
sobre el nivel de las aguas (Ortiz, 1906).

Figura 1. Delimitación del lago cráter “La Alberca”. (A) Faja Volcánica Transmexicana
(FVTM) y Depresión del Balsas (DB). (B) Michoacán de Ocampo y municipios con
los que limita Tácambaro de Codallos: 1. Acuitzio, 2. Madero, 3. Nocupétaro, 4.
Turicato, 5. Ario Rosales, 6. Salvador, y 7. Pátzcuaro. (C) Localización de la
Alberca, ubicada al suroeste del municipio de Tacámbaro de Codallos. Mapa
topográfico de Tacámbaro, Michoacán modificado de INEGI (1992).
Michoacan de
Ocampo
B
e
J ,,=+'- --¡--;:::'''''-- -:t 19° 14' 50" N
"
101°26'41"W

5.2. Geología y suelos
La FVTM es definida como un arco magmático continental constituido por
alrededor de 8000 estructuras volcánicas y algunos cuerpos intrusivos que se
extiende desde las costas del Pacífico, en San Blás, Nayarit y Bahía de Banderas,
Jalisco hasta las costas del Golfo de México en Palma Sola, Veracruz (Gómez-
Tuena et al., 2005). La FVTM está relacionada con la subducción de la Placa de
Cocos por debajo de la Placa de América del Norte en la Trinchera
Mesoamericana. La FVTM muestra importantes reajustes tectónicos relacionados
con la fragmentación de la Placa Farallon en la Placa de Cocos y Rivera (Noëll et
al., 2011). Sin embargo, aun se discute sí la posición oblicua de la faja con
respecto a la Trinchera Mesoaméricana tal vez pudo ser causada por la variación
en la inclinación del hundimiento en la subducción de la Placa de Cocos a lo largo
de la trinchera y la interacción de estas placas con la abrupta inmersión de la
Placa Rivera hacia el noroeste (Noëll et al., 2011). La formación de la FVTM inicia
cerca de 16 Ma y continúa en el Plioceno y Cuaternario. Una característica
principal y posiblemente única de la FVTM es el número de conos monogenéticos
jóvenes de basálticos a andesíticos. El área de Tacámbaro se encuentra entre el
volcán el Jorullo y Morelia, a 10 km al noroeste del Jorullo se encontraron una
densidad de conos de escoria (14 conos/100 km2) alineados en dirección noreste
lo cual indica una actividad volcánica importante. Algunos de estos conos tienen
morfologías jóvenes y basados en la datación de radiocarbono en la lluvia de
cenizas para alguno de estos conos, por lo menos diez son de la edad del
Holoceno (Noëll et al., 2011).

Alrededor del lago cráter se encuentran rocas de color rojizo de naturaleza
basáltica que cubre gran parte del terreno, así como rocas ígneas extrusivas
ácidas y conglomerados (Fig. 2). Se distinguen capas poco consistentes de color
gris y gris amarillento constituidas de tobas como resultado de la acumulación de
partículas muy finas y vidriosas, estas capas se encuentran intercaladas con otras
más delgadas de cenizas gruesas de color gris negruzco y lapilli que se muestran
como cintas negras en las paredes interiores. Entre las rocas se pueden encontrar
andesítas, fragmentos y bombas de basalto negro proveniente del residuo del
magma, bolas y pedruzcos, conteniendo gruesos cristales porfiríticos de
feldespato, hornblenda y biotita (Ortiz, 1906; SPP-Coordinación General del
Sistema Nacional de Información, 1978). En el municipio de Tacámbaro se puede
observar relieves desde montañas, valles, mesetas, barrancas profundas y
pequeños conos o elevaciones que se desarrollan en dirección norte-sur,
incluyendo parte de la FVTM. Resaltan las sierras de Santa Clara, Acuitzio, los
Cerros Los Tres Picos, del Coco, del Ciprés, Hueco, Colorado, el Jabalí, el Tigre y
la Cruz, entre otros (Hernández, 2005).
Los suelos del municipio de Tacámbaro son de origen volcánico y están
representados por andosoles ócricos y cambrisoles districos de texturas medias
(Hernández et al., 2009).

Figura 2. Mapa geológico de Tacámbaro, Michoacán. Mapa modificado de Coordinación
General del Sistema Nacional de Información (SPP, 1978).

5.3. Clima
El clima que caracteriza a México es de una alta precipitación estacional
dominado por las lluvias en verano. Gran parte de la dinámica atmosférica de
verano se encuentra relacionada con el desplazamiento latitudinal anual de la
Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), la cual sigue la posición de máxima
insolación migrando al sur durante el invierno, mientras que durante el verano
(junio a septiembre) se desplaza al norte aproximadamente 19° causando intensa
precipitación pluvial en el centro y sur de México. Las lluvias que ocurren en el
verano se dan cuando la ZCIT se desplaza hacia el norte, la humedad proviene
del Golfo de México debido a la entrada de los vientos alisios y el aporte de
humedad del Océano Pacífico Tropical debido a una circulación de tipo monzón
(Monzón Mexicano) (Metcalfe y Davies, 2007).
La Alberca está ubicada en la zona de heterogeneidad climática entre la
FVTM y la Depresión del Balsas, esta heterogeneidad se debe a que se encuentra
en una zona de transición de altitudes altas y bajas. De acuerdo con la
clasificación de Köppen modificada por García (1973) el clima que se presenta en
la zona es AC (w), semicálido subhúmedo con lluvias en verano, los vientos
dominantes presentes en la localidad tienen una dirección sureste (Hernández et
al., 2009). La temperatura máxima mensual se presenta de Abril a Junio con una
temperatura entre 20 a 21°C, los meses de Octubre a Febrero presentan la
temperatura mínima de 16 a 17°C. La precipitación máxima mensual se presenta
entre los meses de Mayo a Octubre, siendo Agosto el que presenta la mayor
precipitación con 567.3 mm, los meses con menor precipitación son en

Noviembre, Diciembre, Febrero, Marzo y Abril con una precipitación menor a 100
mm (Fig. 3) (Servicio Meteorológico Nacional, 2010).

Figura 3. Distribución de temperatura promedio mensual durante los años de 1973-2000 y
precipitación máxima mensual (1973-1998) de la estación 00016123 Tacámbaro,
Michoacán (datos proporcionados por el Servicio Meteorológico Nacional,2010)

5.4. Hidrología
El área de estudio pertenece a la Región hidrológica No. 18, en la Cuenca
del Balsas, localizada en la subcuenca del Río Tacámbaro. Su hidrografía está
constituida por los ríos Tacámbaro, Pedernales y Frío, el Arroyo Deapo y la
Laguna de la Magdalena. Se distinguen corrientes efímeras intermitentes y dos
arroyos perennes de primer orden (Hernández et al., 2009).

En cuanto a los estudios limnológicos para La Alberca, sólo se tienen datos
preeliminares de Agosto del 2009 y Febrero del 2010 donde se ha caracterizando
al lago como tropical monomíctico, dominando aguas de tipo bicarbonatadas y
carbonatas (HCO3 y CO3), entre los cationes predomina el Magnesio, el Sodio y el
Calcio, con un pH de 8.8 a 7.3, y una temperatura de 26.3 a 17.1 °C. Debido al
contenido de Fósforo total y basados en el Índice de Carlson el lago se determinó
como eutrófico (comunicado personal Dra. Gabriela Vázquez y Dra. Margarita
Caballero).

5.5. Vegetación
La vegetación que domina en el municipio de Tacámbaro es el Bosque
mixto con Pinus sp., Quercus sp. y Cupressus sp., Selva Baja Caducifolia con
Enterolobium cyclocarpum, Cordia eleagnoides, Ceiba sp. y Acacia sp. Se ha
reportado para el municipio 44.70% de bosque, 35.9% de agricultura, 11.76% de
selva y 7.6% de pastizales. Entre las especies que se cultivan el 93% es aguacate
(7,775 ha) y un 70% de caña. Sobresale la azucena que se produce durante todo
el año, entre las hierbas silvestres destacan el Helianthus, Datura ferox, Portulaca
oleracea, así como hongos, helechos, agaves y diversas hierbas medicinales
como: Chenopodium ambrosioides, Mentha sativa, Matricaria chamomilla y
árboles como el Prunus, Annona cherimola, Manilkara, Crataegus mexicana y
Punica (Bastida y Sánchez, 2008; Gobierno del Estado de Michoacán, 2005).

Debido a que La Alberca se encuentra en una zona de transición climática,
la vegetación que se presenta es una mezcla entre elementos de las tierras bajas
tropicales de la Depresión del Balsas y de Bosques Templados de Coníferas y
Bosques mixtos de la FVTM (Fig. 4). El Bosque Tropical Caducifolio está presente
en regiones con clima cálido, desarrollándose hasta los 1,900 m de altitud y
debajo de la cota de 1,500 m (Rzedowski, 1978). Este tipo de vegetación se
extiende en la Depresión del Balsas, dominando el género Bursera. El Bosque de
Pinus posee una afinidad hacia climas templados a fríos, semihúmedos y en
suelos ácidos. Los que se presentan en climas templado y semihúmedo tienden a
competir con Bosques de Quercus, a veces de Abies, Juniperus, Alnus y otras
comunidades (Rzedowski, 1978). De hecho, la similitud de las exigencias
ecológicas de los pinares y de los encinares da como resultado que los dos tipos
de bosques ocupen nichos muy similares, que se desarrollen con frecuencia uno
al lado del otro, formando intrincados mosaicos y complejas interrelaciones
sucesionales y que a menudo se presenten en forma de bosques mixtos
(Rzedowski, 2006).
El fuego constituye en muchas partes un importante factor ecológico que
contribuye al mantenimiento de estas coníferas frente a la competencia de otras
especies menos resistentes a los incendios (Loock, 1950; Miranda, 1952;
Rzedowski y McVaugh; 1966; Cook, 1906; Denevan, 1961 y Miranda, 1953). El
fuego es un elemento importante para la repoblación de pino como P. hartwegii ya
que el suelo se enriquece por el lecho de cenizas que posteriormente permitirá a
las plántulas contar con más nutrientes y presentar una regeneración de este

elemento sobre sitios quemados (Sarukhán y Franco, 1981). O bien, si el incendio
es de baja a mediana intensidad la corteza de estos árboles pueden sobrevivir
(Rodríguez, 2001).
Recabando información de la Flora del Bajío y regiones adyacentes en los
complementarios VI, VII, X, XII y XV correspondientes al listado florístico del
estado de Michoacán, en la Tabla 1 se encuentran representadas las especies
para el municipio de Tacámbaro, Michoacán (Rodríguez y Espinosa, 1995 y 1996,
Espinosa y Rodríguez, 1995 y 1996). Cabe mencionar que no hay estudios de
vegetación para la zona de estudio.

Figura 4. Vista de La Alberca donde se observan las comunidades actuales, Bosque
Tropical y Bosque Mixto

Tabla 1. Vegetación representativa de la localidad de Tacámbaro, Michoacán (Tomado de
Rodríguez y Espinosa, 1995 y 1996, Espinosa y Rodríguez, 1995 y 1996)

FAMILIA ESPECIES FAMILIA ESPECIES
Pinaceae Abies guatemalensis Asteraceae S. chapalensis
Pinus douglasiana S. sanguisorbae
P. leiophylla Stevia jaliscensis
P. montezumae S. jorullensis
P. pseudostrobus Stevia sp.
Acanthaceae Barleria micans Tagetes stenophylla
Hypoëstes sanguinolenta T. tenuifolia
Amaranthaceae Chamissoa altísima
Trigonospermum
melampodioides
Iresine diffusa Trixis michuacana
Amaryllidaceae Sprekelia formosissima Verbesina klattii
Zephyranthes carinata Vernonia alamanii
Anacardiaceae
Pseudosmodingium
perniciosum
Viguiera dentata
Rhus pachyrrhachis V. excelsa
R. trilobata V. tenuis
Aquifoliaceae Ilex tolucana Begoniaceae Begonia gracilis
Aristolochiaceae Aristolochia taliscana Betulaceae Alnus acuminata
Asclepiadaceae Asclepias curassavica Bignoniaceae Tecoma stans
A. glaucescens Boraginaceae Lasiarrhenum strigosum
Cynanchum foetidum Burseraceae Bursera ariensis
Asteraceae
Astranthium
xanthovomoides
B. glabrifolia

Chrysanthemum
parthenium
B. aff. glabrifolia
Cosmos carvifolius B. kerberi
C. montanus Campanulaceae Lobelia laxiflora
Dahlia coccinea Lobelia sp.
Eupatorium areolare Commelinaceae Commelina coelestis
E. aschenbornianum C. standleyi
E. glabratum Tinantia erecta
E. pazcuarense T. erecta
Gnaphalium canescens Tripogandra disgrega
G. chartaceum Convolvulaceae Ipomoea cholulensis
Guardiola mexicana I. costellata
G. tulocarpus I. leptotoma
Lagascea helianthifolia I. orizabensis

Melampodium
divaricatum
I. purpurea
M. perfoliatum I. tyrianthina
Rumfordia floribunda Jacquemontia agrestis
Senecio barba-johannis Cornaceae Cornus excelsa

FAMILIA ESPECIES FAMILIA ESPECIES
Cruciferae
Raphanus
raphanistrum
Fagaceae Quercus conspersa
Discoreaceae Dioscorea sp. Q. crassifolia
Ericaceae Arbutus xalapensis Q. laurina
Euphorbiaceae Acalypha sp. Q. magnoliaefolia
Croton morifolius Q. martinezii
Euphorbia dentata Q. obtusata
Fabaceae Acacia houghii Q. tuberculata

Aeschynomene
americana
Flacourtiaceae Xylosma flexuosum

Brongniartia
podalyrioides
Gentianaceae Centaurium tenuifolium

Calopogonium
caeruleum
Geraniaceae Geranium deltoideum
Canavalia villosa G. mexicanum
Canavalia sp. Gesneriaceae Achimenes antirrhina
Clitoria mexicana A. erecta
Cologania biloba A. patens

Cologania
acapulcensis
Hydrophyllaceae Phacelia platycarpa
C. longirostrata Iridaceae
Sisyrinchium
angustifolium
C. pumila Tritonia crocosmiiflora
Dalea cliffortiana Labiatae Agastache mexicana
D. obovatifolia
Asterohyptis aff.
stellulata
D. obreniformis Cunila pycnantha
Desmodium distortum Hyptis mutabilis
D. plicatum Hyptis pectinata
D. sericophyllum Leonotis nepetifolia
Eriosema longicalyx Lepechinia caulescens
E. pulchellum Salvia dichlamys
Leucaena macrophylla S. gesneriflora
Lupinus sp. S. iodantha

Macroptilium
atropurpureum
S. lavanduloides
Marina diffusa S. longispicata
Melilotus albus S. mexicana
Mimosa albida S. mocinoi
Phaseolus coccineus S. polystachya
Rhynchosia precatoria S. purpurea
R. pyramidalis

Tephrosia
cuernavacana
Lauraceae Persea hintonii
Vicia humilis Liliaceae Calochortus fuscus

FAMILIA ESPECIES FAMILIA ESPECIES
Liliaceae Echeandia flavescens Orchidaceae Malaxisfastigiata
E. skinneri Ponthieva racemosa
Loganiaceae Buddleia sessiliflora Papaveraceae Argemone mexicana
Loranthaceae
Phoradendron
robinsonii
Bocconia arborea
P. aff. robinsonii Papaver somniferum

Psittacanthus
macrantherus
Piperaceae Piper sp.
Lythraceae Cuphea aequipetala Rubiaceae Borreria suaveolens
C. bustamanta B. subcordata
C. cyanea B. ternifolia
C. leptopoda Crusea coccinea
C. lobophora C. longiflora
C. micropetala C. wrightii
Malpigiaceae Galphimia glandulosa Didymaea alsinoides
G. glauca Galium uncinulatum

Heteropteris
beecheyana
Relbunium microphylium
Malvaceae Anoda cristata Salicaceae Salix sp.
Malva sylvestris Sapindaceae Serjania mexicana
Sida barclayi Saxifragaceae Philadelphus mexicanus
S. rhombifolia Scrophulariaceae Russelia aff. sarmentosa
Melastomataceae Miconia glaberrina Stemodia aff. macrantha
Moraceae Dorstenia drakena Smilacaceae Smilax aristolochiifolia
Myrsinaceae Parathesis cubana Solanaceae Browaliia americana
Nyctaginaceae Salpianthus arenarius Theaceae Ternstroemia lineata
Onagraceae Epilobium ciliatum Tiliaceae Tilia sp.
Fuchsia arborescens Umbelliferae Arracacia atropurpurea
Lopezia miniata Eryngium beecheyanum
L. racemosa E. gracile
Ludwigia octovalvis Micropleura renifolia
Oenothera elata Tauschia decumbens
O. grandis Urticaceae Pilea pubescens
O. pubescens Valerianaceae Valeriana sorbifolia
Oenothera rosea V. urticifolia
Orchidaceae Bletia reflexa Verbenaceae Clerodendrum philippinum
B. roezii Lippia alba
Epidendrum matudae L. umbellata
Habenaria clypeata Priva aspera
H. novemfida Vitaceae Vitis tiliifolia

5.6. Arqueología
En el Formativo Temprano y Medio (2000 a 300 años aC) se documentan
las primeras poblaciones sedentarias en el Occidente de México, coincidiendo con
tendencias climáticas hacia condiciones más húmedas y una expansión de las
actividades agrícolas a través de la región (Metcalfe, 2006; Metcalfe y Davies
2007). Los estudios arqueológicos realizados en la zona de la Depresión del Río
Balsas han producido evidencias usando cerámica para indicar presencia humana
para el Formativo Temprano y Medio (Cabrera, 1986, 1989; Paradis, 1974).
En el Occidente de México (Colima, Jalisco, Michoacán y Nayarit), los
habitantes fueron agricultores sedentarios, pero a partir de los 500 años aC las
aldeas de esta región mostraron un desarrollo distinto a otras sociedades del área,
pues la mayor parte de esta zona no participó en la influencia Olmeca. Gran parte
de la zona del Occidente de México estuvo ocupada por grupos que vivían
principalmente de la agricultura y la caza, producían textiles y fabricaban sus
propios instrumentos (Delgado, 2006). El Formativo Tardío (300 a 100 años aC) se
distingue por un rápido crecimiento en la población y una expansión hacia nuevas
áreas, con una mayor diferenciación entre las subregiones en las tierras altas,
evidencia de las desigualdades sociales en la mayoría del Occidente de México y
una rápida centralización política en algunas áreas. El Clásico abarca de año 100
aC al año 900 dC y el Epiclásico o Clásico tardío (500/600 a 900 años dC) este
último periodo es importante y se han llevado a cabo investigaciones para
documentar cambios ambientales; en el Occidente de México fue un periodo de
cambios extremos así como en otras partes de Mesoamérica (Beekman, 2010). La

reorganización política durante el Epiclásico coincide con el final del primer milenio
de intensificación de condiciones secas, como es registrado en varios estudios
paleoclimáticos a través de las tierras altas del Occidente de México (Fisher et al.
2003; Israde et al. 2005; Metcalfe 2006; Metcalfe y Davies 2007; Metcalfe et al.
2007) y más allá de la región occidental (Hodell et al. 1995).
El Postclásico (900 a 1522 años dC) es considerado como un periodo de
continua aridez, que contribuyó al abandono de la parte norte y centro de
Mesoamérica (Metcalfe 2006; Metcalfe y Davies, 2007). La población en el Bajío
se redujo abruptamente en el Postclásico temprano después de los 700 años dC
(Beekman, 2010). Después del año 1100 la población sedentaria en la frontera de
Michoacán con Guanajuato desapareció a pesar de que las evidencias
paleoclimáticas sugieren condiciones húmedas donde el nivel de los lagos
aumentó en respuesta probablemente al cambio climático (Beekman, 2010).
Alrededor del año 1440, los Tarascos ocuparon parte de Tierra Caliente en
Michoacán relacionada a la expansión militar, mientras que los Chichimecas se
dirigieron a la Sierra Tarasca. En las décadas siguientes se extendieron a la
Cuenca del Balsas alcanzando su máxima expansión, al parecer, alrededor del
año 1470. Entre 1476 a 1477 años los registros arqueológicos indican que los
Tarascos abandonaron la frontera norte, más allá del río Lerma (Perlstein, 2004).
Por el momento no se han encontrado datos históricos antes de la conquista que
aporten información de los asentamientos en Tácambaro, Michoacán. Las tierras
altas de la región centro-occidente de México ya se encontraban ocupadas hacia
el año 1522, incluido el actual estado de Michoacán. La cuenca de Cuitzeo estaba

densamente poblada, pero la mayor concentración de tributarios se localizaba en
el norte-centro de Michoacán, desde la cuenca de Zacapu hacia el este hasta la
cuenca de Cuitzeo, estos asentamientos datan del Postclásico Tardío (Perlstein,
2004).
El nombre de Tacámbaro significa “Lugar de Palmas” o bien “Lugar del
Señor de los Magueyes”, esto se debe a que sus raíces probablemente sean de
origen Chichimeca o Purépecha (Bastida y Sánchez, 2008). En los tiempos
prehispánicos formó parte de Coyuca, siendo el vínculo entre los pueblos de Tierra
Caliente y de la meseta Tarasca. Al parecer Tacámbaro se consideró un lugar de
descanso y recreo de los grandes señores Purépechas debido a la riqueza de
recursos naturales y a su paisaje. A pesar del dominio de los españoles,
Tacámbaro no fue sometido tan fácilmente aun cuando se posesionaron de la
tierra y exigieron tributo, durante los años 1522 a 1538 sólo se dio una sumisión
material. Para el año 1631 el municipio presentaba una población baja debido a
las epidemias, principalmente la de 1575, la cual acabó con casi todos los
indígenas del lugar. Para el siglo XIX, después de consumada la independencia en
1822, Tacámbaro se encontraba en ruinas, con sus haciendas y ranchos
quemados (Bastida y Sánchez, 2008)

6. MÉTODOS
6.1. Método de campo
El trabajo de perforación fue realizado en Diciembre del 2006. Para la
obtención de los sedimentos lacustres que conforman la secuencia estratigráfica
denominada TAC06 III se realizó sobre una plataforma utilizando el equipo de
perforación tipo Usinger que tiene un nucleador de pistón (Fig. 5). Este equipo
cuenta con tubos de acero inoxidable con diámetros internos de 8 y 5 cm. La
secuencia fue recuperada sobre un tirante de agua de 21 m (101°27.5’ W y
19°12.7’ N) tiene una longitud de 8.38 m. Los tramos recuperados fueron extraídos
de los tubos muestreadores de acero inoxidable, los cuales fueron colocados en
tubos de PVC y divididos en secciones de 1 y 2 m, posteriormente los tramos de 2
m fueron seccionados en tramos de aproximadamente un metro cada uno.

Figura 5. Trabajo de perforación del núcleo TAC06 III en el lago cráter La Alberca.
Plataforma con el equipo de perforación tipo Usinger.

En Marzo del 2007 se colocaron dos trampas de sedimento en el lago en un
tirante de agua de 25 m. De las dos trampas, sólo se recuperó una en Noviembre
del 2007, el sedimento recuperado de la trampa fue colocado en un frasco de
plástico. La trampa fue elaborada por el M. en C. Gabriel Vázquez del Instituto de
Geofísica y está compuesta de un tubo de acrílico con un diámetro internode 9 cm
y de aproximadamente de 50 cm de altura y con un embolo de PVC, este tubo a
su vez se colocó dentro de otro tubo de 1 m de longitud, el tubo fue sostenido por
una boya para su flotación (Gabriel Vázquez comunicado personal) (Fig. 6).

Figura 6. Recuperación de la trampa de sedimento en La Alberca en Noviembre del 2007.

6.2. Laboratorio
Los núcleos fueron transportados al laboratorio donde fueron descritos y
fotografiados. La descripción litoestratigráfica, el análisis de los componentes
clásticos, biogénicos, susceptibilidad magnética y los componentes volcánicos de
la secuencia sedimentaria TACA06 III fueron realizados por la Dra. Beatriz Ortega
Guerrero del Instituto de Geofísica de la Universidad Nacional Autónoma de
México (UNAM) y se presenta una síntesis de dicha información.

6.2.1. Procesamiento de muestras para la extracción de polen
Para llevar a cabo el análisis palinológico se tomaron muestras en los
núcleos a intervalos de 10 cm. Para esto se utilizaron muestreadores de 1 cm3,
obteniéndose en total 81 muestras. El procedimiento para la extracción de los
palinomorfos de las muestras consistió en agregar de 1 a 2 pastillas marcadoras
de Lycopodium clavatum al inicio de la técnica, esto es necesario para poder
realizar cálculos absolutos de concentración y acumulación polínica (Stockman,
1971). Cada una de las muestras fueron procesadas de acuerdo con el siguiente
protocolo: se añadió HCl al 10% para la eliminación de carbonatos y se coloco a
Baño María a 70°C durante 10 minutos, posteriormente se neutralizaron con agua
destilada y centrifugaron a 1,500 revoluciones por minuto (rpm) por 5 minutos;
para eliminar la materia orgánica se empleo KOH (10%) por 10 minutos en Baño
María, transcurrido este tiempo se neutralizaron y centrifugaron, nuevamente se

añadió HCl (10%) agitándola y dejándola reposar por 5 minutos, a continuación se
neutralizó y centrifugó; para la eliminación de silicatos se dejo la muestra con HF
(48%) durante 24 horas, cumplido este tiempo las muestras fueron lavadas y
centrifugadas una vez; después se añadió HCl 1N por 10 minutos en Baño María,
neutralizando y centrifugando la muestra. Por último, las muestras fueron teñidas
con safranina por un minuto y lavadas con agua destilada para eliminar el
excedente de colorante (Faegri e Iversen, 1989). Para las preparaciones
palinológicas se utilizaron portaobjetos 26 x 76 mm y cubreobjetos de 22 x 22 mm.
Las muestras fueron montadas con gelatina glicerinada y selladas con esmalte
transparente, para cada muestra se realizaron cuatro réplicas.
La extracción de polen del sedimento proveniente de la trampa fue
procesada con la técnica anterior para determinar así la lluvia de polen moderna
en el sitio.

6.2.2. Extracción de polen para fechamiento
Para establecer un marco cronológico de la secuencia, se llevó a cabo el
proceso de concentración de polen en once muestras para ser fechadas
posteriormente por medio de 14C AMS. Es un método de datación que permite
datar pequeñas muestras (5 mg), éste método cuenta directamente el número
relativo de átomos de 14C en la muestra utilizando un acelerador de partículas
(AMS). La edad de radiocarbono AMS utilizando concentrados de polen ha sido

aplicada a varios ambientes lacustres y otros depósitos. Una muestra fue fechada
con restos vegetales también con el método de 14C AMS.
Los concentrados de polen se obtuvieron utilizando 1 cm3 de muestra de
sedimento, siguiendo el protocolo de Brown et al. (1989, 1992); a cada una de las
muestras se le agregó HCl (10%) y se colocó a Baño María a una temperatura
entre 70 a 80° C por 10 minutos. Transcurrido el tiempo se agitó la muestra, se le
agregó agua destilada a presión y se procedió a neutralizarlas (centrifugado a
1,500 rpm por 5 minutos). Una vez neutras se les adicionó KOH (10%) y
nuevamente se colocó a Baño María por 10 minutos y neutralizándolas con agua
destilada, centrifugando sólo una vez. Nuevamente se les añadió HCl (10%),
dejándola reposar por 5 minutos, posteriormente se agregó agua destilada a
presión y se procedió a neutralizar. Las muestras fueron tamizadas con una malla
serigráfica (120 μ), recuperando sólo la muestra de la malla. Las muestras fueron
concentradas y centrifugadas. Después se les agregó HF (48%) y se dejó reposar
por 24 horas, una vez pasado el tiempo se les agrego lo mínimo de agua destilada
y se centrifugó una vez, se les añadió HCl 1N, se agitaron y fueron colocados a
Baño María por 10 minutos, por último se neutralizaron y concentraron las
muestras en tubos. Estos concentrados fueron enviados a Beta Analytic Inc en
Miami Florida para el fechamiento de 14C AMS.
Las fechas fueron calibradas a años calendarios utilizando el programa
Calib 5.0.1 (Stuiver y Reimer, 1993; Stuiver et al., 2005) con la base de datos
IntCal04 (Reimer et al., 2004). Con el paquete paleoMAS incluido en el programa
R y la función Chron, se obtuvo un modelo de edad, el cual se basa en una

interpolación de edades con respecto a la profundidad y las edades calibradas
(Correa et al., 2010).

6.3. Identificación y conteo de los palinomorfos
El conteo y la identificación de los palinomorfos se llevo a cabo en un
microscopio óptico marca Olympus BH2 utilizando los aumentos de 40X y 100X.
Para el conteo de los granos de polen se especificó un rango de conteo, siendo el
mínimo 300 y como máximo 500 granos, no se incluyeron en el conteo las
esporas, algas, testáceos, cladóceros y partículas de carbón. Los conteos de
estos últimos, se realizaron a lo largo de los transectos para la verificación del
polen en las laminillas analizadas. Para las partículas de carbón sólo se tomó en
cuenta aquellas que midieran más de 100μ, puesto que las partículas de carbón
nos pueden proporcionar evidencia directa de eventos de incendios y si la
sucesión después del incendio altera las comunidades (Whitlock y Larsen, 2001).
En cuanto a los cladóceros su conteo fue sólo con la presencia de la porción
cefálica con sus antenas nadadoras.
En el transcurso del conteo e identificación se tomaron microfotografías de
los palinomorfos en los aumentos de 100X y 40X con luz normal, a partir de una
cámara acoplada al microscopio óptico.

6.4. Diagramas polínicos
Se utilizó el programa Tilia 2.0.2 (Grimm, 1991-1993) el cual es un paquete
que permite manejar, analizar y graficar los datos polínicos. Éste software facilita
la elaboración de sumas palinológicas y porcentajes basados en las sumas
polínicas. Las zonas palinológicas fueron establecidas por medio del análisis de
agrupamiento aglomerativo y jerárquicamente restringido CONISS del programa
Tilia 2.0.2. Se calculó además la concentración polínica, la cual es una medida de
la cantidad de palinomorfos por unidad de volumen de sedimento húmedo o seco,
se expresa como número de granos de polen/cm3 (Birks y Birks, 1980. Tomado de
Sosa, 2001). Los porcentajes de polen de árboles, arbustos, hierbas, familias,
tipos y esporas de pteridofítas también fueron calculados en este mismo
programa, estableciendo una suma polínica básica (ΣP) que incluye polen de
árboles, arbustos, hierbas, familias, tipos y pteridofítas. El porcentaje del conjunto
acuático que incluye el polen de plantas acuáticas y subacuáticas, se calculó
tomando como el 100% la suma polínica. El resto de los palinomorfos microalgas,
testáceos y cladóceros y partículas de carbón se presentan en las gráficas en
concentración. Los diagramas de los conjuntos polínicos se agruparon de acuerdo
a la forma de vida de cada taxon, determinando así la suma polínica y
organizándolo en polen arbóreo, arbustivo, herbáceo, familias, tipos no
identificados y pteridofítas. El diagrama local incluye polen de vegetación acuáticay subacuática, algas, cladóceros y testáceos.
El porcentaje de los palinomorfos, las algas y organismos obtenidos de la
trampa de sedimento fueron realizados con base en el conteo total de los mismos.

6.5. Análisis estadísticos de datos palinológicos
En los estudios paleoecológicos uno de los indicadores que se utiliza para
detectar cambios paleoambientales son las partículas de microcarbón, las cuales
se encuentran en el sedimento como consecuencia de los incendios que han
tenido lugar en la zona de influencia (Montoya et al., 2009, 2010). Los
microcarbones mayores a 100 y 500 μm indican incendios locales o cercanos a la
fuente de estudio. Las partículas de carbón fueron contadas durante el conteo de
polen y los valores se usaron para elaborar los cálculos de concentración de
microcarbón y se expresan en los diagramas como número de partículas/cm3.
Se calculó la distancia ecológica y la tasa de cambio de vegetación
utilizando el programa R Project for Statistical Computing (R Development Core
Team, 2009). Este programa proporciona una variedad de técnicas estadísticas y
permite definir nuevas funciones o bibliotecas (paquetes). Los paquetes usados
para este estudio fueron paleoMAS (versión 1.1) y Vegan (versión 1.17-4) (Hornik,
2010). El paquete paleoMAS fue desarrollado para incluir los análisis necesarios
en la aplicación de técnicas estadísticas para paleoecología (Correa et al., 2010).
Entre las funciones que realiza este paquete está el cálculo de disimilaridad o
distancia entre muestras contiguas, calculo de distancia de cambio ecológico por
medio de la función roc, mientras que con la función chron se realiza una
interpolación de edades el cual se basa en una matriz integrada por las
profundidades y las edades calibradas (Urrego et al., 2009). El paquete Vegan es
un método de ordenación, de análisis de diversidad, entre otras funciones
(Oksanen et al., 2010). Principalmente sirve para un análisis de vegetación o

taxonómico, en este caso se utilizó la función Decorana para realizar un análisis
de correspondencia sin tendencia (DCA). El análisis de ordenación delimita los
grupos de muestras, agrupando los puntos de muestreos cercanos y revela el
comportamiento de los taxas de polen en ejes, por lo que permite diferenciar o
discriminar grupos diferentes de taxas de polen (Shen et al., 2008; Urrego et al.,
2009; Oksanen et al., 2010).

6.6. Susceptibilidad magnética y datos geoquímicos
Para la susceptibilidad magnética se utilizó 8 cm3 de muestra y se midió con
un susceptómetro Bartington. El análisis elemental de Titanio (Ti) y Calcio (Ca) se
realizó con un escáner de fluorescencia de rayos X (FRX) marca Itrax con un
espaciamiento entre 0.5 a 2 cm. Tanto los datos de susceptibilidad magnética
como los geoquímicos fueron realizados y proporcionados por la Dra. Beatriz
Ortega del Instituto de Geofísica. La susceptibilidad magnética se encuentra
expresado en unidades de 10-5 k SI (Sistema Internacional) y los datos de Ti en
conteos por segundo (cps). Se elaboraron las gráficas de susceptibilidad
magnética, Ti y la relación Ca/Ti de toda la secuencia sedimentaria.
El uso de mediciones de la susceptibilidad magnética en muestras de
sedimentos lacustres sirve como un medio para correlacionar el ambiente de
depósito en el mismo lago, sobre todo cuando los eventos de entrada han
producido variaciones en el aporte de sedimentos caracterizado por los cambios
en la composición, concentración y tamaño de grano de los minerales magnéticos

presentes en el sedimento (Oldfield et al., 1980 y Thompson et al., 1975). Algunos
autores sugieren que las propiedades magnéticas han sido usadas para inferir la
procedencia de los sedimentos y los procesos de captación. Las fluctuaciones en
la susceptibilidad magnética en los sedimentos lacustres han sido usadas para
inferir la intensidad de la erosión en una serie de ambientes, o bien, en ocasiones
la susceptibilidad muestra la relación de las propiedades del tamaño de las
partículas en los sedimentos (Thompson et al., 1975; Dearing y Flower, 1982;
Foster et al. 1988). La susceptibilidad magnética en los sedimentos lacustres
varían con la profundidad y pueden ser medidos con rapidez y precisión, en tanto
que la susceptibilidad magnética aparente () está directamente relacionada con la
cantidad de material magnético alóctono que entra al lago a través del suelo por la
cuenca de drenaje (Dearing y Flower, 1982; Thompson et al., 1975 y Thompson,
1973). La susceptibilidad magnética es una medida de todo el material magnético
pero sobre todo de los Ti-magnetita y otros minerales que contengan Fe. Siendo
las Ti-magnetitas las únicas que se producen por procesos magnéticos, su
contenido en los sedimento de los lagos es derivado de fuentes detríticas. Sin
embargo, la disolución diagenética de la magnetita ocurre en condiciones anóxicas
favorecido por la alta concentración de materia orgánica y que puede llevar a una
reducción en la susceptibilidad magnética (Ortega et al., 2010).
Los lagos a menudo tienen cuencas bien definidas (o cuencas
hidrográficas) y captan sedimentos de muchas fuentes, la mayoría de los cuales
tienen características magnéticas únicas o bien definidas. En general los
minerales magnéticos que se encuentran en los sedimentos del lago proceden de

la captación de la erosión y originados a partir de las rocas del fondo, el subsuelo
y la capa superficial en la cuenca de drenaje de los lagos. Los cuales son
transportados como suspendidos en la carga y/o en la carga de fondo en los ríos y
arroyos, o posiblemente por el flujo superficial donde finalmente se deposita como
sedimento (Sandgren y Snowball, 2001). Otros autores proponen un análisis de
profundidad revisando el proceso que determina el origen y transformación de los
minerales magnéticos en los lagos y en sus cuencas (Dearing, 1999). El origen de
los minerales en los sedimentos lacustres puede ser transportado por procesos
eólicos o fluviales hacia el lago (alogénicos) y los que se forman dentro o en la
superficie del lago (autigénicos) (Sandgren y Snowball, 2001; y Dearing, 1999). La
procedencia atmosférica de los minerales magnéticos en los sedimentos de los
lagos puede ser por los aerosoles emitidos de los volcanes, las tefras, el polvo
transportado por las tormentas, las partículas producidas por las actividades
antropogénicas (como la quema de combustibles fósiles), las partículas de la
contaminación, la erosión del viento y el transporte de los minerales detríticos. Sin
embargo, en las fuentes autigénicas se encuentra las magnetosomas bacterianas,
sulfuro de hierro autogénico y la reducción de la diagénesis, es decir, in situ los
procesos diagenéticos en la post-depositación puede conducir a la destrucción o
disolución de las fases magnéticas o a la producción de nuevos minerales
magnéticos
En cuanto al análisis geoquímico en los sedimentos de los lagos,
comúnmente se basa en la extracción de fracciones (orgánica o inorgánica),
siendo éste el reflejo del estado ambiental en el tiempo de depositación del

sedimento al sistema del lago (Boyle, 2000). El Ti es usado para mostrar cambios
en la procedencia de los terrígenos en el sedimento, procede de material
siliciclástico y es inerte en las transformaciones diagenéticas, es considerado
como un elemento conservativo en los sedimentos, (Barron et al., 2004¸ Bahr et
al., 2005, Vegas et al., 2008). El Ca es un elemento soluble y presenta una fuerte
afinidad orgánica ligada a ácidos húmicos y fúlvicos, el Ca puede sugerir un menor
aporte clástico por lo que indicaría una mayor sedimentación autígenica en el lago,
en forma de Carbonato de Calcio (CaCO3) su precipitación puede deberse a
factores bióticos y abióticos como el aumento en la temperatura, el metabolismo
bacterianoy el estado trófico del lago (Decourt y Paquet, 1978; Moreno et al.,
2005; Sánchez et al., 2005; González y Sierro, 2007; Sosa et al. 2010). La relación
Ca/Ti pueden ser interpretada como aporte carbonatado/aporte terrígeno (Bahr et
al., 2005). Ortega et al. (2010) sugieren que la precipitación de carbonatos tal vez
está relacionada con cambios en la concentración iónica del lago, donde altas
concentraciones implican una baja precipitación/evaporación en el balance
relacionada con condiciones secas. Altos valores de Ca/Ti es interpretado como
indicador de condiciones secas.

7. RESULTADOS
7.1. Geocronología
El modelo de edad fue establecido por medio de doce fechas de 14C AMS a
partir de concentrados de polen y restos vegetales que se muestran en la Tabla 2.
En la figura 7 se muestra el modelo de edad con sus respectivas tasas de
sedimentación.

Tabla 2. Fechamientos de radiocarbono por AMS de los núcleos TAC06 III del lago Cráter
La Alberca

Clave
Lab. Beta
TRAMOS
PROF.
(cm)
Edad 14C
(años AP)
Edad
calibrada 2σ
(Antes del
presente)
Edad calibrada
2σ (años
calendario)
275148 TAC06III 1 22 320±40 290 a 490 1660 a 1460 dC
258661 TAC06III 1 38 330±40 300 a 500 1650 a 1450 dC
258662 TAC06III 1 89 370±40 310 a 510 1640 a 1440 dC
227820 TAC06III 2s 140 1090±40 930 a 1070 1020 a 880 dC
232517 TAC06III 2s 170 1910±40 1740 a 1940 210 a 10 dC
237600 TAC06III 2i 224 2730±50 2750 a 2940 800 a 1000 aC
232518 TAC06III 3s 339 4060±40 4550 a 4560 2600 a 2610 aC
245847 TAC06III 3i 399 4940±40 5600 a 5740 3650 a 3790 aC
245849 TAC06III 4s 484 5750±40 6440 a 6660 4500 a 4700 aC
245848 TAC06III 4i 598 7080±40 7840 a 7970 5890 a 6020 aC
275149 TAC06III 5s 711 7150±40 7930 a 8020 5980 a 6070 aC
227819 TAC06III 5i 784 8090±50 8980 a 9120 7030 a 7180 aC

Calibración basada en Stuiver y Reimer (1993) y Stuiver et al. (2005).
AP= antes del presente; dC= después de Cristo; aC= antes de Cristo

Muestra de restos vegetales

Fechas descartadas

Figura 7. Modelo de edad en años calibrados antes del presente y años caledáricos, se
muestran los valores de las tasas de depósito obtenidas para el núcleo
sedimentario TAC06 III. Los círculos negros indican la media de las edades de los
años cal AP 2σ (mostrados en la tabla 3) y subrayados se indican las tasas de
depósito calculadas (mm/año).

7.2. Litoestratigrafía, susceptibilidad magnética y geoquímica de la
secuencia lacustre TAC06 III
El núcleo sedimentario TAC06 III es definido como una secuencia formada
por tres unidades, se describe de manera resumida sus características litológicas,
así como los valores de susceptibilidad magnética y los datos geoquímicos, los
análisis fueron realizados y proporcionados por la Dra. Beatriz Ortega del Instituto
de Geofísica (Fig. 8).
La Unidad 3 comprende de 838 a 537 cm de profundidad (8383-6364 años
cal AP). El depósito volcánico más conspicuo es una gran capa de tefra andesítica
con granos del tamaño de arena con un espesor de 32 cm correspondientes de la
parte inferior del núcleo (838-836 cm). Esta Unidad está conformada por
asociaciones biogénicas y clásticas; presenta dos capas intercaladas de tefras
felsicas con cenizas, dos capas de ceniza y dos capas de ceniza volcánica con
lapilli. Se divide en dos facies, la Facie E presenta un masivo limo negro y
laminado; en la Facie F se distingue una laminación de color negro y la presencia
de diatomeas. Los depósitos volcaniclásticos son <7% del total del espesor del
núcleo (Fig. 8). La tasa de depósito para esta unidad incluye los dos últimos datos,
siendo de 1.84 a 0.84 mm/año (Fig. 7). Generalmente hay aumento de la
susceptibilidad magnética cuando hay cenizas en la secuencia. En esta Unidad se
registran incrementos en la susceptibilidad magnética entre los 838-808 cm (8383-
8206 años cal AP) con valores de 127-305 k SI x 10-5, de los 784-778 cm (8090-
8063 años cal AP) con valores de 130-237 k SIx10-5 y a los 707 cm (7782 años cal
AP) con 318.4 k SI x 10-5. El Ti se reporta en esta unidad con valores que van de

1559 a 9681 conteos por segundo (cps). La relación Ca/Ti presenta los valores
más altos de la secuencia.
La Unidad 2 abarca de los 537 a 84 cm de profundidad (6364-336 años cal
AP). Presenta una asociación de facies biogénicas, con dos capas intercaladas de
tefras félsicas blancas de vidrio ricas en cenizas (tamaño del grano limo), tres
capas de ceniza volcánica, cuatro capas de ceniza volcánica con lapilli y restos de
oozes de esponja (Fig. 8). Esta Unidad se divide en dos facies, la Facie C se
encuentra finamente laminada con color gris oscuro, a gris oscuro oliva; la Facie D
se encuentra laminada de color amarillo pálido con restos de oozes de esponja
(Fig. 8). La tasa de depósito para esta unidad es de 1.04 a 0.70 mm/año (Fig. 7).
La susceptibilidad magnética para la unidad 2 registra un aumento entre los 481-
475 cm (5720-5663 años cal AP) con valores de 164-195 k SI x 10-5, se presentan
dos aumentos más uno a los 390 cm (4821 años cal AP) y a los 346 cm (4163
años cal AP). El siguiente intervalo se presenta entre los 202-190 cm (2484-2312
años cal AP) con valores de 86-210 k SI x 10-5 y entre los 88 a 84 cm (363-336
años cal AP) con valores de 76 a 128 k SI x 10-5. Los valores de Ti para esta
unidad oscilan entre 980 a 8,126 cps. La relación Ca/Ti tiene valores que van de
0.40 a 1.38 (Fig. 8).
La Unidad 1 abarca de 84 a 0 cm de profundidad (336 a -56 años cal AP)
está compuesta por una asociación de facies clásticas. Entre sus componentes
mineralógicos principales se encuentran plagioclasas, cuarzo, anfíboles, biotita y
fragmentos de vidrio.

4
3

Edad años
cal AP Unidades Susceptibilidad Magnética TI CafTi
O
1000
2000
3000
4000 ::--------- --------- ------ - --
5000
6000
7000
8000 ... ..... .... ... .
, , , ,
o " '" '" A '" '" " o '" A '" '"
~ o " '" '" '" P A A '" o o o o o o o o o o o '" A '" '" '" '" '" '" '" -- Ceniza volcánica o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o o
- - - - Ceniza volcánica y lapilli k SIx105 (cps)
0 Ooze de esponja - , , + + , , -
F= Facie Tf= Tefra félsica Aporte elástico Húmedad
Figura 8. Se muestra la litoestratigrafia de la secuencia TACA06111 , los datos están gráficados en edad años cal AP, se indican las Unidades,
las Facies (F), las cenizas volcánicas y tefras felsicas (TI). Se presentan los datos de susceptibilidad magnética , Titanio y la relación
CalTi (Datos proprcionados por la Dra . Beatriz Ortega).

La Unidad 1 se encuentra dividida en dos facies, la Facie A que abarca de
lo 0 a 54 cm está compuesta de bandas oscuras de color marrón y una textura
limo-arenoso. La Facie B que comprende de los 54 a 84 cm se encuentra
laminada y va de color marrón a marrón oscuro amarillento con una textura limo-
arcilloso (Fig. 8). No hay evidencia clara de las erupciones del Paricutín (1943) y el
Jorullo (1759). Se registra la tasa de depósito más alta, la cual corresponde a esta
unidad (2.08 mm/año) (Fig. 7). El mayor incremento en la susceptibilidad
magnética se da a partir de los 84 cm (336 años cal AP) con valores entre 76-681
k SI x 10-5 (Fig. 8). El Ti registra un incremento en sus valores de 5,534 a 15,924
cps y la relación Ca/Ti presenta valores con una ligera fluctuación de 0.34 a 2.29
(Fig. 8).
Los datos de la susceptibilidad magnética de La Alberca, muestran
fluctuaciones a lo largo de la secuencia sedimentaria analizada, observándose
altos valores por la depositación de tefras félsicas y cenizas volcánicas. Hay que
señalar que no se detectaron carbonatos a lo largo del núcleo.

7.3. Registro palinológico
A través del análisis palinológico de la secuencia sedimentaria TAC06 III se
identificaron 96 tipos de palinomorfos, 11 microalgas, 58 tipos de palinomorfos no
identificados y restos