Genesis-de-carbonatos-pedogenicos-en-el-relieve-karstico-del-noreste-de-Quintana-Roo

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE 
MÉXICO 
 
 
 
 
PROGRAMA DE POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 T E S I S 
 
QUE PARA OBTENER EL GRADO DE: 
M A E S T R O E N C I E N C I A S D E L A T I E R R A 
 
P R E S E N T A 
 
JORGE FEDERICO ARTURO LANDA ARREGUÍN 
 
 
 
 
 
 
JURADO EXAMINADOR 
 1) Dr. Juan Pablo Bernal Uruchurtu 
 2) Dr. Sergey Sedov 
 3) Dra. Elizabeth Solleiro Rebolledo 
 4) Dra. Teresa Pi Puig 
 5) Dr. Baldomero Carrasco Velázquez 
 
MÉXICO D.F. MAYO 2010 
 
Génesis de carbonatos 
pedogénicos en el relieve kárstico 
del Noreste de Quintana Roo 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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fines educativos e informativos y deberá citar la fuente donde la obtuvo 
mencionando el autor o autores. Cualquier uso distinto como el lucro, 
reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el 
respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
AGRADECIMIENTOS 
 
 
A mis padres: Jorge y Martha, por apoyarme y motivarme incondicionalmente, 
gracias a ustedes he llegado hasta aquí, soy uno de los tres frutos que han 
cosechado exitosamente, todo lo que soy es reflejo de sus enseñanzas. 
 
A mi madre por inculcarme siempre la honestidad, por enseñarme a ser 
perseverante, a luchar por mis propósitos y demostrarme que lo más 
importante en las personas son los sentimientos. 
 
A mi padre por brindarme su apoyo en circunstancias adversas, por inculcarme 
en todo momento una vida sana y enseñarme a ser prudente, esto me ha 
hecho ser más responsable y objetivo. 
 
A mis abuelos: Barbarín, Irma, Jorge y Lucero, por ser unos excelentes padres, 
por compartir sus experiencias y por brindarme su amor. 
 
A mis hermanos: Emiliano y Rodrigo, que a pesar de que pensamos y somos 
totalmente diferentes, me han apoyado y me han hecho pasar muchos buenos 
momentos y pocos malos ratos; juntos seguiremos creciendo y compartiendo 
nuestras vidas. 
 
A la familia Cerón Nicolat: Bruno, Judith y Kilian, por su cariño, apoyo y por 
dar manutención a este trotamundos que normalamente llega acompañado. 
Pero en especial a mi hermano y amigo Bruno Cerón por mostrarme que es 
preciso fijarse metas en la vida que hay que cumplir a pesar de todas las 
adversidades y por demostrarme que la distancia sólo es una cifra numérica y 
no un obstáculo; gracias por estar siempre ahí. 
 
A Uriel López por mostrarme que el buen carácter y humor te abre las puertas, 
por demostrarme que nunca es tarde para hacer lo que uno añora, mientras se 
haga con gusto y con el corazón, el verdadero valor de esto está en llevarlo a 
cabo. 
 
A Diana y Adrián por su amistad y apoyo, ambos son un verdadero ejemplo de 
responsabilidad y compromiso. Gracias por esos dos sobrinos tan simpáticos e 
inteligentes llamados Santiago y Sebastián, espero nunca dejarlos descalzos. 
 
A Leonardo Hernández, Verónica Ituarte, Saida Majul, Jessica de la Cruz, 
Eduardo Velázquez, por los viejos tiempos, por los actuales y por los 
venideros. 
 
A Carolina Cortés mi compañera y amiga, por brindarme su amistad y 
permitirme demostrarle mi afecto, por compartirme sus buenos ratos, sus 
amargos tragos, por regalarme tantas experiencias agradables e inolvidables, 
pero sobre todo por otorgarme su confianza y su apoyo en todo momento. 
 
A Ernesto Hernández por asesorarme, orientarme y apoyarme en la realización 
de esta tesis, pero en especial por su gran amistad y sinceridad. 
 
A Maricarmen Ledesma y Berenice Cruz, que junto con Ernesto me abrieron las 
puertas y me dieron un espacio en momentos de austeridad, pero sobre todo 
por su amistad, su apoyo, su confianza y por hacer más amenos estos tres 
años. 
 
A Betsabé Cortés y Rolando Verde por su amistad y por su apoyo en todo 
momento. 
 
A la U.N.A.M. por brinadarme la oportunidad de ser parte de su comunidad, 
por todo el conocimiento y experiencia que me ha permitido adquirir a lo largo 
de mi estancia en ella, a cambio de mi compromiso y dedicación, logrando así 
una mejor formación personal y académica. 
 
Al Instituto de Geología por permitirme estudiar un posgrado, brindándome las 
herramientas necesarias para poder concluirlo y por el apoyo económico 
otorgado durante dicha etapa. 
 
A la Coordinación de Estudios de Posgrado por permitirme continuar con mis 
estudios y formación académica. 
 
A CONACYT por otorgarme la beca y hacerme fuerte económicamente durante 
mis 
estudios. 
 
A la Dra. Elizabeth Solleiro Rebolledo y Dr. Sergey Sedov por su asesoría, 
orientación y ayuda para la realización de esta tesis, al Dr. Juan Pablo Bernal 
Uruchurtu, Dra. Teresa Pi Dr. Baldomero Carrasco Velázquez, por ser 
miembros del jurado examinador, por la revisión de este trabajo y por sus 
respectivos comentarios y observaciones. 
 
A la Dra. Teresa Pi Puig, responsable del Laboratorio de Rayos X del Instituto 
de Geología de la U.N.A.M., por analizar mis muestras; por su paciencia, 
tiempo, ayuda y apoyo para la realización de la parte de Difracción de Rayos X 
de este trabajo. 
 
A la Q. Patricia Girón, perteneciente al Laboratorio de Fluorescencia de Rayos X 
del Instituto de Geología de la U.N.A.M., por analizar mis muestras de campo. 
 
Al M. en C. Pedro Morales y a la M. en C. Edith Cienfuegos, responsables del 
Laboratorio de Espectrometría de Masas de Isótopos Estables del Instituto de 
Geología de la U.N.A.M., por analizar mis muestras de campo. 
 
A la M. en C. Elena Lounejeva y al Dr. Juan Pablo Bernal, responsables del 
Laboratorio de Química Ultrapura del Instituto de Geología de la U.N.A.M., por 
analizar mis muestras. 
A la M. en C. Gabriela Solís y al Dr. Peter Schaaf, pertenecientes al Laboratorio 
Universitario de Geoquímica Isotópica (L.U.G.I.S.) del Instituto de Geofísica de 
la U.N.A.M., por analizar mis muestras y por su apoyo brindado para la parte 
de Isotopía de Estroncio. 
 
Al Técnico Eligio Jiménez por la realización de las láminas delgadas de mis 
muestras de campo. 
 
Al M. en C. Héctor Cabadas por darme su apoyo y orientación para la 
realización de este trabajo. 
 
A los proyectos PAPIIT con número IN113708 e IN110710 por el apoyo 
económico otorgado para la realización de esta tesis. 
 
Al financiamiento otorgado a los proyectos CONACYT 58948 y CONACYT UC-
MEXUS CN-06-121. 
 
A la Dra. Christina Siebe por compartir sus conocimientos, por considerarme 
asistir al curso de suelos en Alemania y permitirme vivir una experiencia 
académica y personal inolvidable, así como a todos y cada uno de mis 
compañeros que hicieron más divertido este viaje. 
 
Al M. en C. Jaime Díaz por el apoyo brindado en el trabajo de campo. 
 
A todos y a cada una de las personas que no mencioné pero que saben que 
fueron, son y serán parte importante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
DEDICATORIA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A mis padres: Martha y Jorge, hermanos: Emiliano y Rodrigo y abuelos: 
Barbarín, Irma, Jorge y Lucero 
 
Pero en especial a mi abuelo Barbarin, la persona más auténtica y que más 
admiro por todo lo que es y por lo que significa para toda la familia, tu amor, 
confianza, humildad, apoyo, dedicación, son valores que nos has forjado en 
todo momento. Todas tus experiencias, enseñanzas y sabiduría; ha llenado de 
felicidad la vida de todos y cada uno de los miembros de esta familia que 
siempre estará orgulloso de ti. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ÍNDICE 
 
 
 
1. INTRODUCCIÓN ………………………………………………………………….………………… 17 
 
1.1 Objetivo ……………………………………………………………………………………….. 181.2 Hipótesis ………………………………………………………………………………………. 19 
 
 
2. ANTECEDENTES ……………………………………………………………………………………. 20 
 
2.1 Formación de horizontes con carbonatos secundarios ……………… 20 
2.2 Fuentes y ciclo de carbono pedogénico …………………………………….. 22 
2.3 Macro rasgos en caliches ……………………………………………………………. 23 
2.4 Micromorfología en caliches ……………………………………………………….. 26 
2.5 Mineralogía en caliches ……………………………………………………………….. 28 
2.6 Uso de isótopos estables en la dinámica de carbonatos ……………. 29 
2.6.1 Generalidades de isótopos estables de carbono y 
oxígeno ……………………………………………………………………………………. 31 
2.7 Uso de Tierras Raras …………………………………………………………………… 33 
2.8 Isótopos de Estroncio …………………………………………………………………. 33 
 
 
3. ÁREA DE ESTUDIO ……………………………………………………………………………….. 35 
 
3.1 Localización …………………………………………………………………………………. 35 
3.2 Clima ……………………………………………………………………………………………. 36 
3.3 Vegetación …………………………………………………………………………………… 38 
3.4 Hidrografía …………………………………………………………………………………… 38 
3.5 Suelos ………………………………………………………………………………………….. 39 
3.6 Provincia Fisiográfica ………………………………………………………………….. 39 
3.7 Geomorfología …………………………………………………………………………….. 40 
3.8 Geología Regional ……………………………………………………………………….. 41 
 
 
4. METODOLOGÍA ……………………………………………………………………………………. 46 
 
4.1 Recolección de muestras ……………………………………………………………. 46 
4.2 Micromorfología en láminas delgadas ……………………………………….. 50 
4.3 Difracción de Rayos X (DRX) ……………………………………………………… 51 
4.3.1 Análisis de identificación de fases ……………………………….. 51 
4.3.2 Análisis de DRX con refinamiento por el método de 
Rietveld ………………………………………………………………………………….. 52 
4.3.3 Cuantificación de calcita – aragonita mediante una 
curva de calibración ………………………………………………………………. 54 
 4.4 Fluorescencia de Rayos X (FRX) ……………………………………………….. 56 
 4.5 Isótopos estables de Carbono y Oxígeno ………………………………… 56 
 4.6 ICP-MS (Inductor Colector Plasma Mass Spectrometry) ………… 57 
 4.7 Isótopos de Estroncio ……………………………………………………………….. 58 
 
 
5. RESULTADOS …………………………………………………………………………………….. 60 
 
5.1 Micromorfología ………………………………………………………………………… 60 
5.2 DRX …………………………………………………………………………………………… 65 
5.2.1 Análisis de identificación de fases …………………………….. 65 
5.2.2 Análisis de DRX con refinamiento por el método 
Rietveld ………………………………………………………………………………… 66 
5.2.3 Refinamiento de estructura mediante Rietveld para calcular 
parámetros de celda de la calcita ………………………….. 66 
5.2.4 Cuantificación calcita - aragonita por Rietveld ………….. 71 
5.2.5 Cuantificación de caliza – aragonita mediante la 
curva de calibración ……………………………………………………………… 72 
5.3 FRX ……………………………………………………………………………………………. 75 
5.4 Isótopos estables de Carbono y Oxígeno ………………………………… 78 
5.5 Contenido de elementos de Tierras Raras ………………………………. 82 
5.6 Isótopos de Estroncio ………………………………………………………………. 87 
 
 
6. DISCUSIÓN ………………………………………………………………………………………. 88 
 
6.1 Diferenciación de carbonatos litogénicos y pedogénicos ……….. 88 
6.2 Génesis de caliches ………………………………………………………………….. 90 
6.3 Generación de caliches y su interpretación paleoambiental ….. 91 
6.4 Evolución del paisaje ……………………………………………………………….. 94 
 
 
CONCLUSIONES …………………………………………………………………………………………… 96 
RECOMENDACIONES ……………………………………………………………………………………. 97 
BIBLIOGRAFÍA ……………………………………………………………………………………………. 98 
ANEXO .......................................................................................... 114 
 
 
 
LISTA DE FIGURAS Y TABLAS 
 
 
FIGURAS 
 
 
Figura Descricpión Página 
1 Formación de nódulos (macro rasgos de caliches). 24 
2 Formación de caliches laminares (macro rasgos de caliches). 25 
3 Formación de pisoides (macro rasgos de caliches). 26 
4 Clasificación morfológica de caliches. 27 
5 Composición isotópica de carbono en plantas. 30 
6a Localización general de la zona de estudio. 35 
6b Localización geográfica de la zona de estudio. 36 
7a 
Histograma de precipitación y temperatura de la estación de 
Puerto Morelos. 
37 
7b Climograma de la estación de Puerto Morelos. 37 
8 Geología Regional de la Península de Yucatán. 41 
9 Mapa geológico de la zona de estudio. 42 
10 Perfil geológico de una cantera cercana a Puerto Morelos. 44 
11 Secuencia de carbonatos de la zona de estudio. 47 
12a Subdivisión del caliche superficial (C7.1). 47 
12b Subdivisión del caliche inferior (C7.4). 48 
12c Subdivisión de la muestra de la zona de recristalización. 49 
13 
Cálculo semicuantitativo de la mineralogía de aragonoita y calcita 
por DRX. 
55 
14 Lámina delgada de eolianita (C7.5). 60 
15a Lámina delgada de caliche. 61 
15b Lámina delgada de caliche. 61 
16a Lámina delgada correspondiente al sedimento (C7.2). 62 
16b Lámina delgada correspondiente al sedimento (C7.2). 62 
17 
Lámina delgada del contacto entre la zona de recristalización 
(C7.7B) y eolianita 2 (C7.6). 
63 
18 Lámina delgada de la zona de recristalización (C7.7A). 64 
19 
Lámina delgada de la eolianita 2 (C7.6) ubicada debajo de la 
zona de recristalización. 
64 
20 Difractograma de 4 muestras de carbonatos de la secuencia. 65 
21a Gráfica del %MgCO3 vs Volumen de cada muestra. 69 
21b Gráfica del %MgCO3 vs (c/a) de cada muestra. 69 
22 Proporción de calcita de acuerdo a su posición estratigráfica. 72 
23 Curva de calibración. 74 
24 Normalización de elementos mayores del caliche 1 (C7.1). 75 
25 Normalización de elementos mayores del caliche 3 (C7.4). 76 
26 
Normalización de elementos mayores de la zona de 
recristalización (C7.7). 
77 
27 
Normalización de elementos mayores de caliche 2 (C7.3), 
sedimento (C7.2), eolianita 2 (C7.6). 
77 
28 Comportamiento de isótopos de carbono y oxígeno. 79 
Figura Descripción Página 
29 
Valores δ13C de los carbonatos de acuerdo a su posición 
estratigráfica. 
80 
30 Rectas de evaporación de los caliches 1 y 3 80 
31a 
Rectas de comportamiento entre δ13C y la proporción de 
aragonita. 
81 
31b Relación entre porcentaje de aragonita y δ13C. 82 
32 Resultados de valores de Tierras Raras. 83 
33 
Gráfica comparativa de Tierras Raras entre caliche 1 (C7.1) y 
eolianita 1 (C7.5). 
84 
34 
Gráfica comparativa de Tierras Raras entre caliche 3 (C7.4) y 
eolianita 1 (C7.5). 
85 
35 
Gráfica comparativa de Tierras Raras entre Recristalización I. 
(C7.7B) y la eolianita 1 (C7.5). 
86 
36 
Gráfica comparativa de Tierras Raras entre el caliche 2 (C7.3), 
sedimento (C7.2) y la eolianita 2 (C7.6). 
86 
37 
Relación entre los valores δ13C de los carbonatos del suelo y la 
materia orgánica. 
93 
38 
Asociación de isótopos de carbono entre el suelo y la muestra de 
caliche C7.1A. 
94 
 
 
 
TABLAS 
 
 
Tabla Descripción Página 
1 Carbonatos de la secuencia con su respectiva descripción. 49 
2 
Condiciones instrumentales de medición para DRX para 
identificación de fases. 
52 
3 
Condiciones instrumentales de medición para DRX para 
refinamiento Rietveld. 
53 
4 
Datos instrumentales del difractometro utilizado para el método 
Rietveld 
54 
5 
Proporciones en peso de las muestras utilizadas para la curva de 
calibración. 
55 
6 Carbonatos de la secuencia con descripción resumida. 66 
7 
Parámetros de celda de las muestras, obtenidas a partir de la 
DRX. 
67 
8 
Parámetros de celda de fases sintéticas de calcita, obtenidas por 
Goldsmith et al. (1961). 
68 
9 Contenido de Mg en calcitas obtenidas a partir de FRX. 70 
10 
Valores porcentuales en peso de calcita y aragonita realizando el 
refinamiento. 
71 
11 Proporciones de calcita-aragonita y su respectiva suma de áreas. 72 
12 
Cantidad de aragonita obtenida a partir de la ecuación resultante 
de la curva de calibración. 
73 
13 
Valores de isótopos estables de carbono y oxígeno de cada 
muestra. 
78 
14 Valores de la relación 87Sr/86Sr de los carbonatos. 87 
RESUMEN 
 
 
Actualmente los carbonatos pedogénicos son de gran interés ya que se les 
considera indicadores importantes de cambios climáticos, debido a que se 
originan preferencialmente en regiones áridas o semiáridas, en donde se llevan 
a cabo procesospedogénicos con una actividad biológica poco activa, pero 
suficiente para la formación de suelos. 
 
Los carbonatos pedogénicos han sido estudiados en diversos países, sin 
embargo, en México se conoce poco y por ende el estudio sobre la génesis de 
dichos carbonatos en el estado de Quintana Roo es también precario. Por tal 
motivo considero que es importante abrir esta nueva línea de investigación en 
el país. 
 
En este estudio se proponen diferencias micromorfológicas, mineralógicas y 
geoquímicas, en una secuencia de carbonatos ubicada en el noreste del estado 
de Quintana Roo. De acuerdo a las características observadas en el campo, los 
carbonatos fueron clasificados por su génesis, en litogénicos y pedogénicos. 
Los litogénicos pertenecen a depósitos eólicos denominados eolianitas 
formados en el Pleistoceno final. Los pedogénicos son fundamentalmente de 
dos tipos: costras bandeadas de carbonatos siguiendo el relieve, denominadas 
en campo como caliches, formados durante el Holoceno medio según (Ward 
1973) y las acumulaciones en la parte baja del perfil del suelo, consideradas en 
este estudio como zona de recristalización. 
 
A partir de la micromorfología (láminas delgadas), mineralogía (difracción de 
Rayos X) y geoquímica (fluorescencia de Rayos X, análisis de tierras raras, 
isótopos de carbono, oxígeno y estroncio), confirmo la existencia de dos tipos 
de carbonatos presentes en la secuencia, unos formados por procesos 
sedimentarios y otros afectados por procesos pedogénicos. La diferencia entre 
carbonatos litogénicos y pedogénicos, se pudo establecer principalmente por 
los resultados de isótopos de carbono y comprobé que los carbonatos 
estratigráficamente más recientes, es decir los caliches, son los que están 
influenciados por procesos de pedogénesis, alterando levemente su 
micromorfología, mineralogía y composición química, pero notablemente su 
composición isotópica. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ABSTRACT 
 
 
At the present the pedogenic carbonates are of great interest and it is 
considered them important indicators of climatic change, because are 
originated mainly in arid or semiarid regions where take to end pedogenic 
carbonates with a low biologic activity, but is enough for the soils formation. 
 
The pedogenic carbonates have been studied in several countries, however in 
Mexico is know little of these carbonates and the study about your genesis in 
the region of Quintana Roo too. Therefore I consider important begin to study 
the pedogenic carbonates in the country. 
 
In this study I propose micromorphologic, mineralogic and geochemistry 
differences, in a stratigraphic sequence of carbonates located in the northeast 
of Quintana Roo. According with the features observed in field, the carbonates 
were classified by your genesis, in lithogenic and pedogenic. The lithogenic are 
subaerial deposits named eolianites and formed in the Late Pleistocene. The 
pedogenics are mainly of two types: banded crusts of carbonate considered in 
the field like calcrete and formed in the Middle Holocene (Ward 1973) and the 
other one are carbonates accumulated in the low part of the soil profile, named 
in this study for us like recristalization zone. 
 
With the micromorphology (thin laminae), mineralogy (X Ray difracction) and 
geochemistry (X Ray Fluorescence, Rare Earth Elements and carbon, oxygen 
and strontium isotopes), I confirm the existance of two carbonates kinds in the 
sequence, one of them formed by sedimentary processes and the other one 
affected by pedogenic processes. The difference between the lithogenic and 
pedogenic carbonates was established by the carbon isotopes results and I 
verified that the carbonates that are stratigraphic more recent, in this case the 
calcretes, are influenced by pedogenic processes, changing slightly your 
micromorphology, mineralogy and your chemistry composition, but remarkably 
your isotopic composition. 
 
 
1. INTRODUCCIÓN 
 
 
 
Actualmente los suelos representan un geosistema fundamental para el 
entendimiento del cambio climático, tanto del que ocurrió en el pasado, como 
el que actualmente estamos viviendo, ya que la formación de éstos es reflejo 
de las condiciones ambientales. 
 
Los carbonatos pedogénicos, calcretas o caliches son acumulaciones terrestres 
secundarias, resultado de la cementación, desplazamiento y reemplazamiento 
de carbonato de calcio en perfiles de suelo (Goudie, 1973; Wright and Tucker, 
1991). A diferencia, los carbonatos litogénicos (primarios) son aquellos que se 
forman, exclusivamente, por procesos sedimentarios. 
 
Dado que su génesis está limitada a climas que van de áridos a subhúmedos 
(Birkeland, 1974; Jenny, 1980), los caliches han sido estudiados desde hace 
varias décadas como indicadores de condiciones ambientales que van de 
semiáridas a áridas, principalmente (Goudie, 1983; Alonso-Zarza 2003). 
Asimismo, su presencia denota condiciones de exposición subaérea (Esteban y 
Klappa, 1983) y superficies geomórficamente estables (Machette, 1985), en 
donde los procesos de sedimentación no son activos (Wright y Alonso-Zarza, 
1990). 
 
De tal forma, los carbonatos pedogénicos han constituido una herramienta 
importante en la evaluación de los paleoclimas y en las tasas de sedimentación 
así como en la correlación estratigráfica. El principio en el que se basa el uso 
de caliches en la reconstrucción paleoambiental, radica en que el proceso de 
precipitación de carbonatos secundarios en los sistemas edáficos, está 
fuertemente controlado por factores bioclimáticos, los cuales dejan sus huellas 
en las características químicas, mineralógicas y morfológicas de sus productos. 
 
Sin embargo, se debe tomar en consideración que también existen caliches 
que no son de origen pedogenético, sino que se forman por la influencia de 
aguas freáticas (Alonso-Zarza y Jones, 2007). De hecho existe un amplio 
número de contribuciones dedicadas a dilucidar su origen: pedogenético o 
freático (eg. Strakhov, 1970; Thortenson et al., 1972; Arakel, 1986; Molenaar, 
1984; Pimentel et al., 1996); condicionado a la actividad biológica (Klappa, 
1980: Wright & Tucker, 1991; Wright et al., 1995). 
 
En la formación de los caliches intervienen una amplia variedad de procesos 
biológicos y físico-químicos (Alonso-Zarza y Jones, 2007), los cuales se reflejan 
en la diversas microtexturas que poseen, por lo que conociendo éstas, se 
puede saber cuáles fueron los procesos involucrados en la formación de estos 
carbonatos. 
 
Cuando el material parental de un suelo es calcáreo, en el subsuelo se formará 
una gran cantidad de carbonatos pedogénicos (Schlesinger et al. 1988). Sin 
embargo, debido a que su génesis involucra la disolución y reprecipitación del 
carbonato litogénico, es necesario contar con herramientas de análisis 
micromorfológico, mineralógico y geoquímico que permitan diferenciarlos. 
 
La composición isotópica 13C en carbonatos pedogénicos tiene diversas 
componentes como el CO2 del suelo, éste a su vez es función de la mezcla del 
CO2 atmosférico y biológico (Mermut et al., 2000; Cerling, 1984; Amundson y 
Lund, 1987; Amundson et al., 1989; Cerling et al., 1989; Quade et al., 
1989a,b) y que está relacionado con la composición isotópica de la biomasa 
(Galimov, 1966; Dorr y Munnich, 1980). Por otro lado, la composición isotópica 
de carbonatos litogénicos es, únicamente, reflejo del CO2 atmosférico. 
 
De acuerdo a los procesos de formación involucrados en los carbonatos 
litogénicos y pedogénicos, es posible discernir entre unos y otros utilizando 
métodos geoquímicos y mineralógicos, los cuales evidencian claramente la 
génesis de unos y otros. 
 
En la Península de Yucatán existe una gran diversidad de suelos que van desde 
Rendzinas someras hasta suelos rojos muy profundos (Bautista-Zuñiga et al. 
2004, 2005; Sedov et al., 2008). El material parental de estos suelos son 
calizas de edades que van desde el Terciario hasta el Pleistocenosuperior. 
Asimismo, se ha identificado una capa de caliche que cubre las rocas más 
jóvenes, denominadas eolianitas (Ward, 1985), así como carbonatos en la base 
de los perfiles de suelo. Los caliches difieren sustancialmente de la génesis de 
las rocas sedimentarias, puesto que involucra la exposición subaérea, la 
estabilidad geomórfica y la disminución notable en la tasa de sedimentación 
(Esteban y Klappa, 1983; Machette, 1985; Wright y Alonso-Zarza, 1990). 
 
Por lo anterior, se hace necesario determinar las características 
micromorfológicas, mineralógicas y geoquímicas de los caliches y los 
sedimentos pleistocénicos, permitiendo conocer los procesos de formación que 
tuvieron lugar en la región noreste de Quintana Roo, en donde se centra el 
análisis de esta investigación. 
 
 
 
1.1 OBJETIVO 
 
 
Distinguir la génesis de carbonatos de una secuencia estudiada en la región 
noreste de Quintana Roo, por métodos micromorfológicos (láminas delgadas), 
mineralógicos (DRX) geoquímicos (FRX, Isótopos Estables de Carbono y 
Oxígeno, Análisis de Tierras Raras por ICP-MS e Isótopos de Estroncio). 
 
Determinar las diferencias geoquímicas y mineralógicas entre los carbonatos 
de la secuencia. 
 
Definir las probables causas que les dan originan a los carbonatos, 
identificando los procesos dominantes actuales. 
Con los análisis isotópicos de carbono, determinar si existe una asociación 
directa entre ciertos carbonatos de la secuencia y el tipo de vegetación 
predominante en la zona de estudio. 
 
Por último, identificar si existen procesos que han propiciado la evolución del 
paisaje en la región e interpretarlos. 
 
 
 
1.2 HIPÓTESIS 
 
 
1. Si se conoce que los procesos que afectan la formación de los 
carbonatos litogénicos son diferentes a los involucrados en la formación 
de los pedogénicos, por lo tanto su fraccionamiento y composición 
química debe ser diferente. En consecuencia, las características 
micromorfológicas, geoquímicas y mineralógicas deben ser distintas, 
permitiendo diferenciarlos. 
 
2. Si los valores de 13C de los carbonatos pedogénicos están afectados por 
diversos procesos orgánicos, como el tipo de biomasa presente en el 
suelo, es decir, si existe una variación de 13C heredada por el tipo de 
vegetación predominante, entonces los carbonatos de la secuencia, 
identificados en campo como pedogénicos, deben de estar influenciados 
por el tipo de biomasa existente en la zona. 
 
3. Si durante el Pleistoceno y el Holoceno, la región donde se localiza la 
zona de estudio, sufrió una serie de cambios en el clima, siendo durante 
el primero semiárido y en el segundo húmedo, por lo tanto los procesos 
dominantes debieron haber sido afectados y por ende ha producido una 
evolución en el paisaje. 
 
 
 
 
 
Donde 

13C 
(13C /12C)muestra  (
13C /12C)VPDB
(13C /12C)VPDB
 
 
2. ANTECEDENTES 
 
 
 
En los suelos de regiones áridas y semiáridas ocurren diversos procesos físicos, 
sin embargo por las características climáticas el alto potencial de 
evapotransipración propicia la acumulación de carbonatos de Ca+2 y Mg+2 en el 
perfil. La solubilidad de estas sales depende del pH y de la profundidad de 
acumulación dentro del perfil; su capacidad de lixiviación está en función de la 
precipitación, potencial de evapotranspiración en el perfil de suelo y las 
características del paisaje. 
 
 
 
2.1 FORMACIÓN DE HORIZONTES CON CARBONATOS SECUNDARIOS 
 
 
Los horizontes cálcicos se forman por el proceso de disolución-reprecipitación 
de carbonatos, es decir, cuando el régimen de humedad aumenta, los 
carbonatos que van en solución, migran hacia las partes bajas y reprecipitan 
cuando el clima es árido. Para que puedan llevarse a cabo dichos procesos es 
necesario que existan las condiciones climáticas favorables (Lal, et al., 2000) 
 
Los horizontes petrocálcicos generalmente ocurren en márgenes desérticas, 
donde las condiciones climáticas son extremas, se presentan en forma de 
horizontes laminados endurecidos y son resultado de un flujo descendente 
rápido de carbonatos en el suelo, inclusive se pueden formar varias 
generaciones de láminas en una misma sección de un horizonte petrocálcico. 
La formación de estos horizontes provoca una disminución considerable en la 
conductividad hidráulica dentro del perfil, evitando de este modo el proceso de 
lixiviación (Lal, et al., 2000). 
 
Un “caliche” o “calcreta” es una acumulación terrestre secundaria de calcio, se 
puede presentar de manera pulverizada, nodular o como horizontes. 
 
Los caliches son un rasgo prominente en zonas climáticas donde existe un 
déficit de humedad temporal, favoreciendo así la acumulación de CaCO3 
(Goudie 1973, 1983), por lo tanto usualmente se localizan en suelos de 
regiones áridas y semiáridas. Pedológicamente están definidos como 
horizontes Bk y K. La profundidad de la formación de dichos horizontes en un 
perfil de suelo, depende de la profundidad de lixiviación, según las 
características climáticas de lluvia, temperatura y evapotranspiración. 
 
La temperatura afecta el equilibrio de CaCO3 directa e indirectamente. 
Directamente regula la evapotranspiración y la lixiviación; indirectamente 
afecta la solubilidad de CaCO3, es decir al aumentar la temperatura disminuye 
la solubilidad. 
 
La formación de caliches está basado en el equilibrio de carbonato-bicarbonato 
(Birkeland, 1984), como se ilustra en la reacción: 
 
 CO2(g) + H2O(l)  H2CO3(aq) 
 
 CaCO3(s) + H2CO3(aq)  Ca
2+
(aq) + 2HCO3
-
(aq) 
 
1. El Ca+2 presente en el perfil del suelo es resultado del intemperismo de 
minerales ricos en Ca. 
2. La alta presión parcial de CO2 (CO2) en los horizontes superficiales y la 
respiración de raíces lleva a la formación de HCO3 en la reacción con 
H2O. 
3. La percolación a la parte inferior del perfil puede transportar Ca+2 y 
HCO3
-. 
4. La precipitación de CaCO3 puede ser resultado de la disminución de la 
presión parcial de CO2 en el subsuelo y el aumento de las 
concentraciones de Ca+2 y HCO3
- en la solución del suelo por lixiviación 
y/o evapotranspiración. 
 
En la reacción, el carbonato representa equilibrio en el sistema, es decir se 
encuentra en su forma estable y por lo tanto es insoluble, al ser disuelto por el 
ácido carbónico, se altera el equilibrio y el carbonato es transformado en 
bicarbonato lo que lo hace inestable, es decir soluble, quedando los cationes de 
calcio libres en el sistema. 
 
Un incremento en el contenido de CO2 en el aire del suelo o una disminución 
en el pH durante la reacción, provoca la disolución de los carbonatos y la 
translocación de Ca2+ y HCO3
- con el agua percolada. La disolución es 
favorecida por un incremento en la cantidad de agua (no saturada con CaCO3) 
pasando por la pedósfera. En contraste, la reacción se lleva a cabo a la 
izquierda, es decir se precipitan los carbonatos, si la presión de CO2 en el suelo 
es baja, si hay un aumento en el pH o en la concentración iónica. 
 
Un mecanismo de precipitación puede ocurrir como resultado de la disminución 
en el contenido de humedad de suelo por evaporación directa o por 
evapotranspiración (Cerling, 1984; Salomons y Mook, 1986) de la siguiente 
manera: 
 
Salomons y Mook, (1986) consideraron a la evaporación/evapotranspiración, 
desgasificación y pérdida de CO2 como los procesos principales de 
precipitación, sin embargo estudios recientes han comprobado que existen 
otros factores biogénicos que influyen en dicho proceso (Zhou y Chafetza, 
2009). Un ejemplo son las cianobacterias, éstas pueden inducir la precipitación 
de carbonato por la absorción del CO2 (Krumbein y Giele, 1979). Se cree que 
éstas tienen el potencial para causar una extensa precipitación en suelos 
(Krumbein, 1968, 1979; Boquet et al., 1973; Pentecost y Terry, 1989) como 
resultado del removimiento de CO2 quemolitotrópico (fuente de carbono es 
orgánica pero la energía inorgánica), la producción de bases extracelularestales como reducción de amonio, sulfato, nitrato y por la provision de sitios 
superficiales de baja energía de nucleación de cristales. Los hongos son otro 
factor biogénico importante en la acción de la precipitación de carbonatos 
(Callot et al., 1985; Phillips y Self, 1987) reflejándose en la pérdida del exceso 
de Ca2+ por microorganismos (Phillips et al., 1987). De hecho, se ha 
documentado que muchos rasgos micromorfológicos son producto de la 
actividad biogénica (Verrechia et al., 1996; Zhou y Chafetza, 2009). 
 
Actualmente la presión parcial es considerada como un control importante de 
la mineralogía de carbonatos en condiciones marinas y es posible que influyan 
de manera similar en caliches; ésta es típicamente más alta en suelos que en 
la atmósfera. 
 
 
 
2.2 FUENTES Y CICLO DE CARBONO PEDOGÉNICO 
 
 
Las fuentes de CaCO3 son bioclastos, bicarbonato disuelto en aguas freáticas 
que asciende por capilaridad formando carbonatos; el intemperismo de 
minerales que contienen calcio; la vegetación y los residuos vegetales; el 
material transportado por el viento y los carbonatos preexistentes (Goudie, 
1973, 1983). Sin embargo, comúnmente los dos últimos son la fuente principal 
en caliches pedogénicos (Machette, 1985). Gile et al. (1966) demostraron el 
potencial del carbonato contenido en el viento para la formación de horizontes 
cálcicos y carbonatos pedogénicos. Este polvo, rico en calcio, se acumula en la 
superficie del suelo y es disuelto por el agua de lluvia, posteriormente, en 
temporadas húmedas el carbonato migra hacia las partes bajas del suelo 
donde finalmente precipita. La erosión y una subsecuente redistribución 
pueden reciclar la fuente de carbono por el viento. 
 
Sin embargo, donde existe abundante CaCO3 disponible en un sustrato, 
pueden formarse caliches producto de la redistribución de carbonatos sobre 
todo si éste último es metaestable (aragonita). 
 
Cuando el material parental de los suelos es calcáreo, se pueden llegar a 
formar depósitos masivos (horizontes cálcicos) de carbonatos secundarios por 
procesos de disolución y precipitación (Schlesinger et al., 1988). El proceso de 
acumulación de carbonatos ocurre preferentemente en regiones áridas y 
semiáridas por lo que es un indicativo de un paleoclima. 
 
Los carbonatos pedogénicos también pueden estar sepultados a varios metros 
de profundidad, especialmente en suelos fósiles. Los suelos en regiones 
tropicales suelen ser ácidos, mientras que en zonas templadas y boreales 
puede haber carbonatos pedogénicos a cierta profundidad. Aproximadamente 
el 50% de carbonatos pedogénicos se estima que se localizan en regiones 
áridas y un 20% en regiones semiáridas, incluyendo zonas con condiciones 
climáticas como las del Mediterráneo (Eswaran et al., 1995). 
El estudio de carbonatos pedogénicos ha sido de gran importancia ya que 
proporciona información valiosa en relación a los cambios en la concentración 
de CO2 atmsoférico y asociada a cambios en vegetación durante el Terciario y 
Cuaternario (Quade y Cerling, 1995). 
 
Chadwick et al. (1994) consideran que el intemperismo juega un papel 
importante ya que en suelos jóvenes templados húmedos de pradera, cerca del 
2% de los carbonatos pedogénicos son originados por la acumulación de la 
materia orgánica y del 8% en suelos más antiguos; en suelos desérticos la 
proporción es de 2% de carbonatos pedogénicos en suelos jóvenes y hasta el 
40% para los suelos más viejos; esto se debe a que la acumulación de 
carbonatos, en suelos desérticos, es mayor que la del carbono orgánico, pero 
aproximadamente el 90% de esta masa es material transportado por el viento, 
que no contribuyen al secuestro de dióxido de carbono atmosférico. 
 
 
 
2.3 MACRO RASGOS EN CALICHES 
 
 
Las formas de carbonatos pedogénicos son variables y comprenden rizolitos, 
nódulos, calcretas laminares, pisoides. 
 
 
FORMACIÓN DE RIZOLITOS 
 
Los rizolitos son estructuras organo-sedimentarias producidas por la actividad 
de las raíces. El tipo de rizolito que se forma depende del grado y ubicación de 
calcificación en y alrededor de la raíz. El caso más simple es cuando la raíz 
muere, esto ocasiona que el espacio que era ocupado por ésta quede liberado, 
dejando así una estructura vacía, posteriormente dicho hueco puede ser 
rellenado poco a poco. La estructura preservada puede aumentar debido a la 
cementación del sustrato; en algunos casos esta cementación provoca que se 
forme un cilindro recubierto de sedimento cementado alrededor de la raíz 
(Calvet et al, 1975; Jones y NG, 1988). Este recubrimiento puede consistir de 
esparita (micrita recristalizada), calcita micrítica (Mount y Cohen, 1984) o de 
calcita con un hábito tipo fibra-aguja (figura 4), probablemente reflejando el 
sitio de una envoltura ectomicorrizea de algún hongo (Wright, 1986a). Las 
zona de raíces también puede ser rellenada por carbonato pedogénico durante 
el decaimiento de la raíz o incluso durante la vida de la planta. En el último 
caso la estructura celular de la raíz puede observarse claramente en el 
carbonato resultante (Jaillard, 1987; Jaillard y Callot, 1987), formando 
petrificaciones de raíces según Klappa (1980a). La calcificación asociada con la 
muerte o decaimiento de la raíz usualmente desarrolla micrita (comúnmente 
una caliza suave al principio) (Calvet et al., 1975; Beier, 1987) o 
revestimientos concéntricos de micrita o micresparita (Klappa, 1980a; 
Semeniuk y Meagher, 1981; Mount y Cohen, 1984). 
 
El papel de los microorganismos en la formación de rizolitos es particularmente 
importante (Klappa, 1980a; Wright, 1986a; Beier, 1987) y muchos de los 
rizolitos de carbonatos han sido producto de hongos para producir calcita tipo 
fibra-aguja y tubos calcáreos (figura 4 ). 
 
 
FORMACIÓN DE NÓDULOS 
 
Los nódulos de carbonato (figura 1) son abundantes en caliches, sin embargo 
sus orígenes son difíciles de entender, éstas se pueden clasificar de acuerdo a 
su apariencia o a su estructura interna (concéntricas, uniformes) (Brewer, 
1964) y por la relación de la matriz del suelo (Wieder y Yaalon, 1974). 
 
 
 
Fig. 1.- Acumulación de carbonatos en forma de nódulos, originados en la 
parte posterior del perfil del suelo y su aspecto macro, tal y como se ve en 
campo, y micro observado desde el microscopio. 
 
 
Una simple explicación del crecimiento de nódulos es a partir de los mismos 
carbonatos, los cuales forman un núcleo alrededor de cuya área precipitan los 
carbonatos, en los sitios vacíos. Tales vacíos, relativamente grandes, se 
secarán más rápidamente que los más pequeños en la matriz y tendrán valores 
bajos de CO2, estos factores promueven la precipitación (Chadwick et al., 
1987). 
 
 
 
 
 
FORMACIÓN DE CALICHES LAMINARES 
 
Los orígenes de los caliches laminares (figura 2) son variables (Wright, 1989), 
unos son abiogénicos (Wright y Wilson, 1987) debido a la precipitación de 
aguas acumuladas bajo una superficie impermeable. Otros son biogénicos, por 
ejemplo los líquenes (Klappa, 1979a), cianobacterias (Krumbein y Giele, 1979) 
o raíces (Wright et al., 1988). Sin embargo, Kahle (1977) ha interpretado 
revestimientos de costras (crusts coatings) de caliches micríticos, laminados y 
densos del Pleistoceno, de una caliza de Miami Florida, como resultado de la 
micritización de ambos granos y cementante de esparita por debajo de la 
caliza. 
 
 
 
Fig. 2.- Ejemplo de un caliche laminar acumulado en un perfil de suelo. 
 
 
FORMACIÓN DE PISOIDES 
 
Los granos revestidos (pisoides) son rasgos muy comunes en caliches (figura 
3). Pueden variar en tamaño, desde granos de arena revestida (Knox, 1977) a 
grandes clastos (Hay y Reeder, 1978). Típicamente se asocian con perfiles de 
caliches muy maduros donde se forma hardpan (capa de suelo endurecida). La 
precipitación de carbonatos ocurre arriba de la capa laminar, típicamente sobre 
clastos de caliches. Se forman especialmente sobre pendientes, donde los 
granos son movidospendiente abajo, por gravedad, convirtiéndose en 
revestimientos muy uniformes en el camino (Read, 1974; Arakel, 1982). Los 
granos que no son movidos dentro del perfil desarrollan revestimientos 
asimétricos (Hay y Reeder, 1978) con crecimiento preferencial sobre las 
superficies en las partes altas o bajas, éstos últimos forman revestimientos 
colgantes hacia abajo. 
 
 
 
Fig. 3.- Pisoides de hábito redondeado, observados desde el microscopio. 
 
 
 
2.4 MICROMORFOLOGÍA EN CALICHES 
 
 
Existen dos tipos de texturas existentes en caliches: la alfa y la beta (figura 4), 
su discrepancia se debe a los procesos de formación totalmente distintos entre 
una y otra. La textura beta exhibe una variedad de rasgos de microescala 
atribuible a la existencia y actividad de macro y microorganismos. 
 
Los caliches beta parecen estar mejor desarrollados en áreas de semiáridas a 
subhúmedas con una extensa cubierta vegetal. La biotextura de los carbonatos 
pedogénicos al parecer refleja relativamente un alto nivel de actividad 
biológica. 
 
Los caliches alfa ocurren en áreas con un clima más árido y una actividad 
biológica menor. La diferencia se debe al mecanismo de precipitación de 
carbonato; en caliches beta, la inducción biológica es probablemente el factor 
más importante; en cambio la evaporación/evapotransipración y la 
desgasificación lo es en caliches alfa. De hecho, estos últimos a menudo 
carecen de evidencias obvias de una cubierta vegetal, tales como rizolitos. Los 
caliches alfa comúnmente presentan valores empobrecidos de 13C, lo que 
supone una mayor entrada de carbono ligero en el sistema, aunque no ocurre 
una textura biológica. La diferencia entre estos dos tipos de texturas puede 
deberse al factor tafonómico (procesos de descomposición y diagénesis), por lo 
que los rasgos biogénicos tienen un potencial más bajo de preservación en los 
ambientes de caliches alfa. 
 
Las comunidades de hongos y cianobacterias, en particular, son responsables 
de inducir la precipitación de carbonato en caliches beta, pero tales 
precipitaciones ocurren en algunos perfiles de caliches. Una variedad de 
“filamentos” calcificados se encuentran típicamente en revestimiento y canales 
(bridging grains) (Knox, 1977; Klappa, 1979b; Calvet, 1982; Calvet y Julia, 
1983; Beier, 1987; Phillips et al., 1987). Otro rasgo común asociado con tales 
filamentos es la calcita fibra-aguja (needle fibre, figura misma) la cual ha sido 
reconocida en muchos caliches cuaternarios. (Knox, 1977; Klappa, 1980a; 
Solomon y Walkden, 1985; Wright, 1986a; Beier, 1987). Este rasgo consiste 
de agujas elongadas con baja concentración de calcita magnesianas, 
típicamente con más de 10 m de ancho y entre 50-100 m de largo y es una 
de las variedades más extensas de carbonatos aciculares que ocurren en 
caliches (Calvet y Julia, 1983). Existe una variedad de hipótesis sobre su 
origen, sin embargo las más aceptadas son que éstas son resultado del 
crecimiento durante niveles altos de supersaturación, o bien que éstos están 
relacionados con actividad microbiana, especialmente de hongos. Aunque la 
calcita fibra-aguja puede estar en muchas partes, en muchos caliches actuales, 
esto es particularmente susceptible a la disolución y crecimiento excesivo con 
una pérdida progresiva de dimensiones o a neomorfismo a micrita (Calvet y 
Julia, 1983). 
 
 
 
Fig. 4.- Clasificación morfológica de caliches, de acuerdo al tipo de textura 
(Wright, 1990c). 
 
Los peloides micríticos de tamaño areno limoso, son otro rasgo muy común de 
muchos caliches y están relacionadas a algunos tipos de glóbulos. Estos son 
poligenéticos y se cree que son resultado de los procesos de desecación, por lo 
que fragmentos de la matriz del caliche son separados, pudiendo ser 
posteriormente transportados, disueltos y redondeados en el perfil (Freytet y 
Plaziat, 1979; Hay y Wiggins, 1980; Platt, 1989; Wright, 1990a). Muchos 
granos revestidos en caliches tienen una fábrica granular y pueden ser de 
origen microbiano (Calvet y Julia, 1983), quizá formado por hongos. Sin 
embargo, muchos peloides en caliches representan pellets fecales (Wright, 
1983; Jones y Squair, 1989). Los caliches micríticos también pueden ser 
totalmente retrabajados para formar peloides detríticos (Sarkar, 1988). 
 
 
 
2.5 MINERALOGÍA EN CALICHES 
 
 
Altas concentraciones de Mg2+, Ca2+ y CO2 (y proporción de la fuente de CO3
2-) 
son probables factores que controlan las fases minerales formadas. Los 
caliches actuales muestran un predominio de calcitas bajas en Mg 
considerando procesos altamente complejos. La dolomita es muy común en 
muchos caliches, siendo un precipitado primario en muchos, si no es que en la 
mayoría de los casos (Hay y Reeder, 1978; Watts, 1980). Esto puede ocurrir 
preferencialmente en las parte bajas de los perfiles (Hutton y Dixon, 1981; 
Milnes y Hutton, 1983; Phillips y Milnes, 1988). 
 
Las arcillas minerales son un componente significantivo en muchos caliches. La 
esmectita es una de las más comúnes y es aparentemente detrítica en muchos 
casos. Muchos suelos en zonas semiáridas contienen concentraciones de illita 
en los horizontes superficiales (Nettleton y Peterson, 1983; Singer, 1988). 
 
Las arcillas ricas en Mg como sepiolita y palygorskita son comúnes en caliches 
(Watts, 1980; Hay y Wiggins, 1980). La sepiolita es común en caliches 
maduros y ambos minerales son útiles para la reconstrucción paleoclimática. 
Un rasgo inusual de algunos caliches es la relación inversa entre la proporción 
molar de MgCO3 de la calcita y la ocurrencia de arcillas Mg (Watts, 1980). 
Watts (1980) supuso que el Mg liberado de calcitas altas en Mg, enriquecía las 
aguas del suelo, llevando a la neoformación de sepiolita. Alternativamente, el 
removimiento preferencial de CaCO3, como calcitas bajas en Mg pudo haber 
llevado, localmente, a niveles altos de Mg (Calvo et al., 1986), promoviendo la 
formación de sepiolita (McGrath y Hawley, 1987). 
 
 
 
2.6 USO DE ISÓTOPOS ESTABLES EN LA DINÁMICA DE CARBONATOS 
 
 
Un procedimiento para estudiar los carbonatos, su identificación de probables 
fuentes y contribución del carbono, así como los mecanismos de formación de 
caliche es por medio del análisis de 13C y 18O en perfiles de suelos, 
incluyendo los horizontes cálcicos. 
 
Otro aplicación importante de la isotopía es la manera en la que influyen los 
mecanismos de precipitación en caliches antiguos y recientes. La evaporación 
causa una enriquecimiento en los isótopos pesados en las partes superficiales 
del perfil (Salomons et al., 1978). La evapotranspiración no causa algún 
fraccionamiento (Salomons y Mook, 1986). Las variaciones y tendencias de los 
isótopos estables en un perfil poligenético se usan para determinar los 
mecanismos de precipitación (Drever et al., 1987). 
 
El problema con los análisis de isótopos estables es que la técnica genera 
valores numéricos y dado que intervienen diversos procesos en la formación de 
caliches, es generalmente posible encontrar una o más hipótesis para explicar 
los datos. Es decir el valor numérico sólo da una idea de los probables 
procesos y condiciones que originaron el caliche, es por eso que dichas 
hipótesis deben de ser comprobadas y argumentadas con el respaldo de otras 
técnicas (por ejemplo micromorfología, mineralogía). Por ejemplo en caliches 
antiguos con cambios en vegetación, en donde no se conoce la composición del 
agua de lluvia, los resultados se deben apoyar con datos adicionales: 
sedimentológicos, paleontológicos u otros datos geoquímicos (Lal et al., 2000). 
 
Originalmente, los carbonatos primarios marinos tienen una relación isotópica 
de 13C de -3 a +2.4‰ (Craig, 1953). El CO2 atmosférico tiene un valor de 
13C 
de -7‰, el CO2 de la respiración del suelo de -24 a -34‰ si deriva de plantas 
C3 y -10 a -18‰ si es producto de plantas C4. 
 
La reprecipitación de carbonato por la influencia del CO2 atmosférico (
13C=-
7‰), disueltoen agua de lluvia, ocasionaría un leve enriquecimiento de +3‰ 
a 20 C (Schlesinger, 1982). La reprecipitación de CO2 derivado de material 
orgánico reflejaría un valor de 13C cercano a -7‰ en el caso de plantas C3 o 
de -2‰ si el carbono es producto de vegetación C4. 
 
La composición isotópica de carbóno de los carbonatos pedogénicos depende 
del CO2 del suelo, cuya composición isotópica está controlada por la especie de 
plantas dominante en la región; la composición isotópica de oxígeno depende 
de la composición isotópica del agua del suelo, relacionada con el agua 
meteórica local (Cerling y Quade, 1993). 
 
Las especies de plantas se dividen en tres categorías: plantas C3, plantas C4 y 
plantas CAM. Las plantas C3 y C4 fotosintetizan de maneras diferentes y por lo 
tanto tienen valores promedio muy diferentes de 13C (figura 5), 
aproximadamente -27.1‰ y -12.1‰ respectivamente (Nordt et al., 1996 
supone -27‰ y -13‰). 
 
Las plantas CAM tienen valores intermedios (figura 5), por ejemplo las hierbas 
estacionales, árboles y muchos arbustos tienen un 13C entre -25‰ y -32‰ 
aproximadamente (Deines, 1980). 
 
 
 
Fig. 5.- Composición isotópica de carbono en diferentes tipos de plantas. 
Adaptado por Schidlowski et al., 1983. 
 
 
De acuerdo a Schleser et al. (1983) la precipitación de CaCO3 por pérdida de 
CO2 o por evaporación puede producir cambios en 
13C y depende de la 
profundidad del suelo. En el caso de pérdida de CO2 también existe una 
dependencia de la cantidad de CaCO3 precipitado; a mayor cantidad de 
carbonato, el 13C tenderá a enriquecerse. Los procesos de evaporación en la 
solución del suelo, así como en carbonatos precipitados, muestran niveles más 
positivos de 13C. 
 
Los carbonatos pedogénicos al estar influenciados por el CO2 del suelo y 
asociados a la materia orgánica, deben tener valores de 13C con influencia de 
fases de CO2 o materia orgánica. Nordt et al. (1996) describió tres fuentes 
básicas de CO2 en la atmósfera del suelo: 
 
1.- Materia orgánica y plantas: el CO2 es producido por procesos 
biológicos (descomposición de materia orgánica y respiración de plantas; 
Deines (1980)), es decir, el flujo de CO2 en la superficie, considerado 
como una medida de la actividad biológica dentro del suelo, es lo que se 
define como respiración del suelo y controlará la composición isotópica 
del carbono orgánico disuelto. El resto de CO2 que queda en la 
atmósfera del suelo y parte del que es disuelto en el agua contenida en 
el sistema, es conocido como CO2 del suelo. Magaritz y Amiel (1980) 
suponen que como resultado de la repetida disolución y precipitación 
resultará un suelo carbonatado precipitado dominado por la firma 
isotópica de la vegetación. 
 
2.- Fuente de difusión: Cerling et al. (1991) han demostrado que la 
composición isotópica del carbono del CO2 del suelo difiere de la 
composición isotópica del carbono del CO2 respirado por el suelo. El 
coeficiente de difusión del 12C(CO2) y 
13C(CO2) difiere 4.4‰ (Craig, 
1953). Esto significaría que la composición isotópica del CO2 del suelo, 
está al menos 4.4‰ enriquecido en relación al CO2 respirado por el 
suelo. La composición isotópica del CO2 del suelo es una función de las 
proporciones de respiración y profundidad del suelo, es decir, la 
composición isotópica del CO2 del suelo cambia rápidamente cerca de la 
superficie y conforme se va profundizando existe una tendencia a 
alcanzar un nivel constante, especialmente con proporciones elevadas 
de respiración. 
 
3.- Fuente Atmosférica: La composición isotópica de 13C del CO2 
atmosférico es aproximadamente -6‰ (valor preindustrial) a -8‰ 
(condiciones atmosféricas actuales) y está enriquecido en 13C en relación 
a la composición isotópica del CO2 de la respiración del suelo. Cerca de 
la interfase difusional de mezcla de la atmósfera del suelo, habrá una 
variación en el valor 13C del CO2 del suelo derivado de fuentes 
biológicas, por lo tanto su valor isotópico diferirá al de la atmósfera. La 
difusión del CO2 atmosférico al suelo es mayor cuando las proporciones 
de producción y concentración de CO2 del suelo son relativamente bajas. 
 
 
 
2.6.1 GENERALIDADES DE ISÓTOPOS ESTABLES DE CARBONO Y OXÍGENO 
 
 
ISOTOPÍA DE CARBONO EN CARBONATOS 
 
Los valores de 13C pueden ser influenciados por la contaminación de 
carbonato preexistente (Amundson et al., 1989; Rabenhorst et al., 1984) pero 
la mayoría del carbono es derivado del CO2 del suelo, producido por la 
respiración de las raíces y la oxidación microbiana de la materia orgánica. La 
composición isotópica de este CO2 del suelo puede ser usado para evaluar el 
tipo (Quade et al., 1989a) y grado de cubierta vegetal presente en dicho suelo 
(Amundson et al., 1988). 
 
El fraccionamiento de los isótopos de carbono ocurre durante la precipitación 
del carbonato y éste es más pesado que el CO2 del suelo por +9.6‰ 
(Friedman y O’Neil, 1977; Schlesinger, 1985). En resumen, el CO2 del suelo es 
más pesado que la vegetación asociada (quizá entre 8 y 9‰; Salomons y 
Mook, 1986). Un valor negativo de 13C, tan bajo como -10‰, indica una alta 
entrada de 12C de la respiración del suelo y típicamente se correlaciona con 
una cubierta vegetal dominada por plantas C3 (Salomons y Mook, 1986; Quade 
et al., 1989a). Los valores menos negativos son más comúnes (Gardner, 1984; 
Parada et al., 1983) e incluso pueden llegar a ocurrir valores postivos. Tales 
valores pueden reflejar ya sea una contaminación de un carbonato 
preexistente en el sustrato, una menor proporción de la respiración neta del 
suelo, un tipo de vegetación con valores menos negativos de 13C (por ejemplo 
un tipo de vegetación tipo C4 o CAM; Salomons y Mook, 1986), o la mezcla con 
CO2 atmosférico. Entonces la mezcla de la respiración del CO2 del suelo y del 
atmosférico es la causa principal de los valores más postivos de 13C. Esto 
puede reflejar una naturaleza estacional de la actividad de la planta durante la 
precipitación del carbonato (Schlesinger, 1985). 
 
 
ISOTOPÍA DE OXÍGENO EN CARBONATOS 
 
El 18O es influenciado principalmente por la composición del agua meteórica 
(Cerling, 1984). La evapotranspiración no causa su fraccionamiento, pero la 
evaporación, en particular, causa cambios marcados, los cuales pueden ser 
observados en los valores más altos de las parte más superficiales de algunos 
perfiles (Dever et al., 1987). Quade et al., (1989b) ha supuesto que en la 
formación permanente de caliches en la Gran Cuenca de los Estados Unidos, la 
tendencia hacia valores más ligeros de 18O en la profundidad del perfil refleja 
la infiltración preferencial de lluvias de verano, isotópicamente más pesadas. 
 
En estudios de caliches actuales, la composición, tanto de la precipitación como 
de la vegetación, puede ser evaluado, pero en paleosuelos estos parámetros 
esenciales no son conocidos. El rango de influencia de la composición isotópica 
en los suelos es extensa e incluye elevación, latitud, temperatura (incluyendo 
grado de congelamiento), tipo y catidad de cubierta vegetal, su actividad 
estacional, composición de la lluvia, grado de evaporación, proximidad al mar, 
efectos de monzones y variaciones estacionales en la composición isotópica de 
la lluvia, grado de contaminación de los carbonatos del suelo preexistentes y 
muchos otros factores. Algunos de los mecanismos de precipitación, tales 
como la desgasificación y evaporación, así como el grado de mezcla con CO2 
atmosférico también influyen en la composición isotópica. Las variaciones 
verticales en la composición isotópica de los carbonatos en un perfil de suelo, 
pueden reflejar mezcla y difusión con la atmósfera, desgasificación y 
evaporación (Drever et al., 1987; Quade et al., 1989b). 
 
 
 
2.7 USO DE TIERRAS RARAS 
 
 
Las tierras raras no son mon muy solubles, tampoco son móviles en soluciones 
acuosas y se encuentran como elementos traza en minerales comunes 
formadores de roca. 
 
Debido ala baja solubilidad en condiciones de intemperismo, las tierras raras 
se utilizan para estudios de procedencia de sedimentos (Wildeman et al., 
1973; Nance et al., 1977). Sin embargo estudios recientes han demostrado 
estos elementos sufren enriquecimiento selectivo así como movilización 
(Nesbitt, 1979; Hole et al., 1992; Ohr et al., 1994; Subrahmanyam y Singh, 
1997). El fraccionamiento en tierras raras en climas con regímenes cálido-
húmedo está bien documentado (Wildeman et al., 1973; Nance et al., 1977; 
Nesbitt, 1979; Hole et al., 1992; Ohr et al., 1994; Subrahmanyam and Singh, 
1997), sin embargo bajo condiciones áridas y semiáridas aún se conoce poco. 
 
Una anomalía negativa de cerio (Ce) representa una oxidación de Ce3+ a Ce4+ y 
una precipitación de Ce4+. Por otro lado los sedimentos oceánicos tienen 
anomalías positivas de Ce. Una anomalía negativa de europio (Eu) representa 
un ambiente reductor (Ordoñez, et al. 1990). 
 
 
 
2.8 ISÓTOPOS DE ESTRONCIO 
 
 
El estroncio en rocas es liberado por intemperismo y asimilado por la 
vegetación y los animales. Eventualmente entra a los océanos, principalmente 
transportado por los ríos. El estroncio sale de los océanos, principalmente 
mediante la depositación en los carbonatos marinos. Una pequeña cantidad de 
Sr es también transferida directamente de los océanos a la atmósfera y llevada 
a los continentes con la lluvia (Capo et al., 1998) 
 
La correlación global de sedimentos marinos y calizas de origen marino puede 
ser realizada por una comparación de la composición isotópica de estroncio con 
un registro establecido de la relación 87Sr/86Sr en el océano a través del tiempo 
(DePaolo, 1987). Este método ha sido usado para correlacionar sedimentos 
marinos y rocas subaéreas de origen marino que no pueden ser fechadas por 
métodos bioestratigráficos. 
 
En el suelo, la relación 87Sr/86Sr de los productos de intemperismo refleja la 
composición isotópica del material parental, por lo tanto puede usarse como un 
trazador de procedencia de material parental (Dasch, 1969; Brass, 1976). La 
composición isotópica de estroncio en carbonatos pedogénicos indicará la 
fuente de procedencia, así como el estroncio disponble en el suelo, ya sea por 
procesos de intemperismo in situ o por aportes atmosféricos (Graustein, 1989; 
Marshall et al., 1993; Capo y Chadwick, 1993; Marshall y Mahan, 1994; Capo 
et al., 1995). Si la fuente de estroncio in situ y externa tiene diferentes firmas 
isotópicas la relación 87Sr/86Sr es útil para seguir el movimiento y procedencia 
del Sr por el sistema suelo-atmósfera (Graustein, 1989). 
 
De esta forma, los carbonatos pedogénicos tienen la composición isotópica del 
material parental, modificado por el intemperismo diferencial de los minerales 
primarios sumada a la de fuentes externas, tales como la precipitación o 
aporte eólico (Capo et al. 1998). Por la complejidad de los procesos 
involucrados en la formación de suelo, la cuantificación del material eólico 
agregado al mismo es difícil. Por ejemplo el material eólico es la fuente 
dominante de calcio involucrada en la formación de calcretas en algunos suelos 
en el suroeste de Estados Unidos (Gile, 1979; Reheis y Kihl, 1995; Reheis et 
al. 1995). Sin embargo Rabenhorst et al. (1984) y West et al. (1988) 
encontraron que las entradas por material eólico no eran un factor significante 
en el desarrollo de suelos calcáreos desarrollados sobre caliza en el centro y 
oeste de Texas. 
 
En los últimos años se ha utilizado la relación de Sr para estudios de procesos 
ocurridos en la superficie terrestre. Los isótopos de Sr son una herramienta 
muy útil en estudios de intemperismo químico y génesis de suelo, procedencia 
y movilidad así como correlación cronoestratigráfica de sedimentos marinos. 
Los isótopos de Sr son un trazador geoquímico aplicable a gran escala en 
estudios de ecosistemas, así como a escalas pequeñas (centímetros), por 
ejemplo para observar la movilidad del catión dentro de perfiles de suelo. La 
relación 87Sr/86Sr de materiales naturales es un indicador de la fuente de Sr 
disponible durante su formación. La composición isotópica inestable de 
estroncio en la solución del suelo y la del Sr en la vegetación reflejan la fuente 
de cationes de estroncio disponible para las plantas (Capo et al., 1998). La 
medición de la relación 87Sr/86Sr indica variaciones en la cantidad de 87Sr 
presente en la muestra, que a su vez es función de su fuente (Capo et al., 
1998). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3. AREA DE ESTUDIO 
 
 
 
3.1 LOCALIZACIÓN 
 
 
El estado de Quintana Roo se ubica en la porción sureste de la República 
Mexicana (figura 6a), entre las coordenadas geográficas extremas al norte 21° 
37’, al sur 17° 53’ de latitud norte; al este 86° 42’, al oeste 89° 20’ de longitud 
oeste (INEGI. Marco Geoestadístico, 2000) (figura 6b). Colinda al norte con 
Yucatán y con el Golfo de México; al este con el Mar Caribe; al sur con la Bahía 
de Chetumal y Belice; al oeste con Campeche y Yucatán (INEGI. Marco 
Geoestadístico, 2000) y bordeado por el Mar Caribe al oriente. El estado de 
Quintana Roo tiene una extensión territorial de 42 361 km2 (sin incluir 
Cozumel e Isla Mujeres) y representa el 2.2% de la superficie del país (INEGI-
DGG.Superficie de la República Mexicana por Estados. 1999). 
 
 
 
Fig.6a.- Zona de estudio lozalizada en el estado de Quinatana Roo. 
 
 
 
 
Fig. 6b.- Localización geográfica de la zona de estudio (Google Maps). 
 
 
 
3.2 CLIMA 
 
 
El estado de Quintana Roo presenta climas cálidos y subhúmedos con una 
temperatura media anual de 26C, de acuerdo con la información de García 
(1988) para la estación meteorológica más cercana a la zona de estudio 
(Puerto Morelos), la precipitación anual es de 1111 mm, concentrada en los 
meses de septiembre y octubre (figura 7a). En tanto que la evapotranspiración 
es marcadamente mayor (1783 mm; figura 7b). 
 
 
 
 
Fig. 7a.- Histograma de precipitación y temperatura media anual de la región, 
obtenida a partir de la estación Puerto Morelos. El eje “x” representa los meses 
y en el “y” se observan las temperaturas en C. 
 
 
 
Fig. 7b.- Climograma de la estación Puerto Morelos; donde P es la 
precipitación; EP es la evapotranspiración; d es el déficit de húmedad y S es la 
sobresaturación de agua. Los dos procesos dominantes en la región son la 
precipitación (P) y la evapotranspiración (EP), sin embargo este último, es 
notablemente superior. Ambos procesos están condicionados por el clima y son 
indispensables para la neoformación de carbonatos. 
 
 
A partir del mes de mayo hasta octubre, la región se ve influenciada por 
presencia de ondas tropicales y por la temporada anual de lluvias, que son del 
tipo tropical (figura 7a). 
 
 
 
3.3 VEGETACIÓN 
 
 
De acuerdo con Miranda (1964) la vegetación en el estado de Quintana Roo, se 
encuentra relacionada con sistemas tropicales de baja altitud. La mayor parte 
de la región está cubierta por vegetación tropical estacional como la selva baja 
caducifolia, mediana subcaducifolia y mediana subperennifolia. 
 
 
 
3.4 HIDROGRAFÍA 
 
 
En general la Península de Yucatán no presenta una red fluvial definida, 
consecuencia de su predominante geomorfología de escasa elevación y carece 
prácticamente de agua superficial. Los escurrimientos superficiales son 
escasos, de un recorrido muy corto o sólo escurren en los márgenes de la 
peninsula. La zona hidrográfica más importante se localiza en la parte sureste, 
es decir en el Río Hondo mismo que limita la República Mexicana de Belice. 
Algunos ríos tienen su origen en las elevaciones montañosas que se 
encuentran al sur, en Chiapas, Guatemala y Belice. Son corrientes de 
temporada aisladas, que no han logrado formar un sistema fluvial por el 
predominio de infiltración y circulación de agua en el subsuelo (Orellana-Lanza, 
1999). 
 
El estado de Quintana Roo comprende dos Regiones Hidrológicas, la YucatánNorte y Yucatán Este. La primera, como su nombre lo infiere, se ubica hacia la 
porción del extremo norte del territorio estatal, ahí se encuentra la cuenca 
Quintana Roo con aproximadamente la tercera parte de la superficie estatal y 
los cuerpos de agua Laguna Nichupté, Laguna Chakmochuk y Laguna Conil; 
también en esta región, pero en pequeñas porciones del estado se localiza la 
Cuenca Yucatán. A la segunda Región denominada Yucatán Este, le 
corresponde también en Quintana Roo dos cuencas que ocupan poco menos de 
70% de la entidad; llamadas Bahía de Chetumal y otras donde se aprecian las 
corrientes superficiales Hondo, Azul Escondido y Ucum, además de los cuerpos 
de agua Laguna Bacalar, Laguna San Felipe, Laguna Mosquitero, Laguna Chile 
Verde, Laguna Nohbec y Laguna La Virtud; mientras que en la cuenca Cuenca 
Cerradas se tienen únicamente cuerpos de agua y son: Laguna Chinchancanab, 
Laguna Campechen, Laguna Boca Paila, Laguna Paytoro, Laguna Ocom y 
Laguna Esmeralda (INEGI. Carta Hidrológicade Aguas Superficiales, 1:1 000 
000). 
 
En las rocas terciarias se ha desarrollado un acuífero de tipo kárstico (Perry et 
al. 1989), el cual es heterogéneo. Este acuífero es libre, excepto en la porción 
norte. En esta región existe un lente delgado que yace sobre el agua de mar, 
que penetra hasta más de 100 km. de la costa (Perry et al., 2002). 
 
 
 
3.5 SUELOS 
 
 
De acuerdo a la WRB (1998) los suelos que predominan son las Rendzinas y 
los Litosoles (67%) (someros con fragmentos rocosos) en zonas kársticas; 
Gleysoles (15.5%) en zonas costeras; Luvisoles (4.44%) (profundos, de un 
mínimo de 80 cm de espesor) en planicies kársticas; Vertisoles (3.02%) al sur 
y al noreste, Regosoles (suelos inmaduros, no consolidados, resultado de la 
acumulación de material calcáreo reciente) e Histosoles en el litoral y en 
planicies costeras principlamente (Bautista-Zuñiga y Palacio, 2005). 
 
 
 
3.6 PROVINCIA FISIOGRÁFICA 
 
 
La región está ubicada dentro de la Provincia Fisiográfica denominada 
“Península de Yucatán”; por sus características se le ha denominado 
“Plataforma Calcárea de Yucatán”. 
La Península de Yucatán es una plataforma parcialmente emergida, constituida 
por rocas carbonatadas y evaporíticas del Mesozoico Tardío y Cenozoico y ha 
sido dividida en dos partes principales: 
 
1. Una gran plataforma sumergida limitada por escarpes hacia el Caribe. 
2. Una plataforma emergida limitada por las costas. 
 
 
PLATAFORMA SUMERGIDA 
 
La plataforma submarina que forma el banco de Yucatán-Campeche 
corresponde a la porción de la plataforma masiva carbonatada de la península. 
 
La Península de Yucatán se encuentra inclinada de norte a sur (Velázquez et 
al., 2007) y limitada sobre sus tres lados, por pendientes continentales y 
escalonadas que caen en las profundidades abisales del Golfo de México, 
constituida y caracterizada por arrecifes de coral y terrazas sumergidas 
relacionadas con antiguas líneas de costa. 
 
 
 
 
PLATAFORMA EMERGIDA 
 
Ésta ha sido caracterizada como una plataforma masiva de calizas que 
presentan una estratificación horizontal, subdividida por diversos autores en 
dos regiones fisiográficas: una planicie ubicada al norte y al sur una región de 
colinas extendiéndose hasta el norte de Guatemala. Dado que no existe un 
drenaje superficial, el agua de lluvia que no es evaporada en superficie, se 
infiltra en el subsuelo por las dolinas y otras aberturas, el suelo se encuentra 
en pequeños y delgados manchones y como relleno en las fisuras de las rocas, 
soportando vegetación de tipo tropical compuesta de maleza, árboles y plantas 
trepadoras. 
 
Fisiográficamente ésta comprende tres zonas (López-Ramos, 1973; Raisz, 
1964): 
 
1. Porción norte, caracterizada por ser una región plana de naturaleza 
calcárea con una leve inclinación en dirección norte-sur. 
2. La porción limitada de la anterior por la Sierrita de Ticul en 
consecuencia ésta es más elevada e irregular. 
3. Porción este y sureste de la peninsula, constituida por una superficie 
ligeramente ondulada con extensiones pantanosas bordeadas por 
arrecifes coralinos en su costa. 
 
 
 
3.7 GEOMORFOLOGÍA 
 
 
En general la altitud de la Península de Yucatán es inferior a los 100 m, siendo 
una superficie plana con relieve kárstico en la parte norte y oriental que de 
acuerdo a Lugo-Hubp y colaboradores (1992) ha evolucionado como 
consecuencia de la actividad neotectónica y las glaciaciones que producen 
cambios eustáticos del nivel del mar. Un rasgo importante en esta zona es la 
presencia de cenotes, dada la alta permeabilidad de las rocas y un gradiente 
hidráulico pequeño o nulo que origina que el agua meteórica se acumule en el 
subsuelo. 
 
La colina de San Felipe se registra como el punto más alto de la zona, ésta se 
sitúa en las proximidades de la frontera de Guatemala alcanzando más de 400 
m de altura. La altitud de la plataforma de Yucatán oscila entre los 25-35 
msnm (Lugo-Hubp et al., 1992). En la zona de estudio, la altitud es menor a 
los 20 m. 
 
Al ser tectónicamente estable y presentar un relieve casi plano, la Península de 
Yucatán no aporta sedimentos terrígenos, por la cual las aguas de estos 
litorales puede decirse que se encuentran limpias, facilitando así la libre 
precipitación de los sedimentos carbonatados 
 
3.8 GEOLOGÍA REGIONAL 
 
 
Las rocas más antiguas se encuentran en la parte central de la Península de 
Yucatán y se van haciendo más recientes en la parte del litoral, por lo anterior, 
las rocas del Cuaternario se localizan en el borde continental siendo éstas las 
de menor edad y las que constituyen la zona de estudio (figura 8). 
 
 
 
 
Fig 8.- Weidie 1985; Geología Regional, las rocas del Cuaternario afloran en la 
parte del litoral. 
 
 
Las rocas más antiguas de la Península de Yucatán (López-Ramos, 1983) son 
metamórficas y constituyen un Basamento Paleozoico que en la porción 
nororiental de la peninsula forma un alto estructural que aportó durante el 
Jurásico Inferior sedimentos terrígenos hacia el interior de la peninsula, 
existiendo intercalaciones de evaporitas y lutitas carbonosas, así como 
evaporitas y dolomías asociadas con areniscas submaduras oxidadas. 
En el Cretácico Inferior se presentaron una serie de regresiones y 
transgresiones, llegando a emerger completamente la porción norte-central de 
la plataforma generando el depósito de brechas y conglomerados con clastos 
de anhidrita, calizas y dolomías. 
 
En la porción occidental fueron detectados depósitos de margas, dolomías, 
derrames andesíticos, areniscas y horizontes de bentonitas (Aguayo et al., 
1978). 
 
El límite entre el Cretácico y el Terciario está marcado por el impacto del 
Chicxulub (Rebolledo et al. 2000). Durante la segunda mitad del Cretácico y 
gran parte del Cenozoico, la península de Yucatán y su plataforma marina 
constituyeron un banco calcáreo de una elevada profundidad, que se extendía 
hasta Chiapas y el sur de Veracruz. 
 
Las rocas del Paloeceno-Eoceno, ubicadas en la parte sur de la península, son 
calizas dolomitizadas, recristalizadas o silicificadas, dentro de las que se 
incluyen las evaporitas de la Formación Icaiché constituidas por yeso, anhidrita 
y halita, ricas en sulfatos y cloruro de sodio. 
 
Durante el Terciario y Cuaternario el nivel del mar osciló en varias ocasiones, 
lo que produjo depósitos someros de plataforma y de evaporitas restringidas 
en ambientes de supramarea (Aguayo et al., 1978). 
 
Los depósitos Cuaternarios se restringen a una franja periférica, angosta, a lo 
largo de la costa, en un ambiente de supramarea y están formados por calizas 
de diferentes facies (figura 9). 
 
 
 
Fig. 9.- Mapa geológico y columna estratigráfica de la zona de estudio. La 
Cantera 4 pertenece al Cuaternario. 
Las rocas se encuentran prácticamente dispuestas horizontalmente, excepto en 
las regiones cercanas al Río Hondo, en los límites con Belice, en donde se 
presentan plegadas y enla porción meridional los estratos pierden su 
continuidad a consecuencia de fallas normales ocasionando una superficie 
escalonada. Dichas fallas tienen una longitud de varios kilómetros y se 
manifiestan en escarpes con un desnivel de 10 a 100 m. Algunas de ellas han 
originado fosas convertidas en pantanos, lagos y lagunas, siendo la mayor de 
ellas la Laguna de Bacalar. 
 
Los principales ejes estructurales presentan una orientación ONO-ESE y NNE-
SSO, asociados a la Sierrita de Ticul ubicada al SW de Yucatán y el Sistema 
Bacalar-Río Hondo en el estado de Quintana Roo. 
 
La Zona de Falla del Río Hondo comprende una serie de fallas normales en 
direcciones norte y noreste. La expresión superficial de la zona de falla se 
observa en el alineamiento de una serie de lagos someros y pequeñas bahías, 
particularmente en el sur. La continuación de la falla hacia el norte, está 
indicada por la orientación de la Isla Cozumel, en donde se presenta un salto 
de falla hacia un sistema horst. Southworth (1985) propone que la expresión 
superficial más oriental de está zona de falla pueden ser dos alineamientos de 
cenotes con orientación N21°E, aproximadamente a 15 km de la isla de 
Cozumel. En dicha región es probable que los sistemas de Río Hondo y Holbox 
converjan. 
 
 
ROCAS DEL CUATERNARIO 
 
Como consecuencia de las diversas oscilaciones del nivel del mar durante el 
Terciario y el Cuaternario, las facies sedimentarias depositadas son 
características de plataforma somera y en menor proporción evaporíticas en 
ambiente de supramarea. 
 
Las rocas del Pleistoceno superior están separadas por capas de caliche, las 
cuales son resultado de procesos superficiales durante episodios de nivel del 
mar bajo. Durante el último interglaciar, se depositaron sedimentos de facies 
de plataforma arrecifal y lagunar (figura 10), los cuales se distribuyen en la 
región noreste de la península, a 3 km de la costa actual. 
 
 
 
Fig. 10.- Perfil geológico que muestra la estratificación en una cantera cercana 
a Puerto Morelos (Velázquez et al. 2007). 
 
 
Según Ward (1973), los tipos de cementación y mineralogía de eolianitas del 
Pleistoceno Tardío de la costa noreste de la Península de Yucatán, revelan que 
el clima fue más seco que el actual. Por lo tanto las rocas de dunas 
Pleistocénicas fueron depositadas y litificadas bajo un clima árido y semiárido, 
que debido a la escasa precipitación inhibió la pérdida de minerales 
metaestables. La intensa evapotranspiración indujo la precipitación del 
cementante de calcita microcristalino (short-lived root y needle-fiber) y de 
caliche cristalino. El clima más húmedo del Holoceno produjo que las eolianitas 
perdieran aragonita y calcita magnesiana rápidamente y que se depositara 
como esparita más gruesa, caso contrario de las eolianitas Plesitocénicas cuyo 
cementante intersticial es finamente cristalino. 
 
Los sedimentos carbonatados del Plesitoceno y del Holoceno fueron 
ampliamente distribuidos en las márgenes litorales de la Plataforma de Yucatán 
en una etapa transgresiva, en la que el nivel del mar alcanzó 5 metros arriba 
del actual. Los sedimentos calcáreos depositados son característicos de 
ambiente eólico costero y de playa con una edad reportada de 20,000 a 
30,000 años por el método de Carbono Radiogénico (Ward y Wilson, 1974) y 
están localizados al sur y al noroeste de Puerto Juárez y al sur de Canún en 
Puerto Morelos. Sin embargo, Broecker et al. (1968) considera que estos 
mismos sedimentos no tienen menos de 125 000 años en base a variaciones 
de elementos radioactivos contenidos en fragmentos coralinos. 
 
Ward y Wilson (1974) sugieren que las costas del Estado de Quintana Roo han 
sido tectónicamente estables desde el Holoceno, dichas condiciones 
probablemente propiciaron la formación del caliche superficial y por lo tanto su 
edad debería estar oscilando entre ese rango de tiempo, más precisamente 
entre 4000 y 5000 años A.P. Ward y Wilson (1974) resumen los eventos 
eustáticos del nivel del mar durante el Pleistoceno y el Holoceno de la siguiente 
forma: 
 
1. A fines del Pleistoceno, en el Sangamoniano, el nivel del mar subió 5 
metros (tomando como referencia el nivel actual) con el consecuente 
depósito de sedimentos de playa, lo cual es evidente hacia el sur y hacia 
el noroeste de Puerto Juárez. 
2. En el Wisconsiano el nivel del mar bajó 2 o 3 metros con respecto al 
nivel actual, por lo que la línea de costa progrado mar adentro. Al 
estabilizarse el nivel se formaron varias terrazas abajo, paralelas a la 
línea costera actual y escalonadas que fluctúan entre los 10 y los 140 
metros debajo del nivel presente (Logan, et al., 1969). 
3. Durante el Último Máximo Glacial, hace 18,000 años, el nivel del mar 
osciló con franca tendencia transgresiva, formándose varias terrazas que 
según Logan et al., 1969) están entre 60 y 70 metros y entre 30 y 40 
metros debajo del nivel del mar actual. 
4. Hace 5000 o 6000 años el nivel del mar estaba 4 o 5 metros abajo del 
actual, el cual ha ido ascendiendo gradualmente hasta tener la 
conformación litoral presente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4. METODOLOGÍA 
 
 
 
Se utilizaron métodos micromorfológicos y mineralógicos con el fin de conocer 
la génesis de los carbonatos de la secuencia. En ocasiones basta la 
micromorfología para poder diferenciar carbonatos con orígenes diferentes, sin 
embargo en esta investigación, dicha técnica no fue suficiente para poder 
discernirlos. Los procesos de formación y fraccionamiento entre carbonatos de 
génesis diferentes varía, por tal motivo, utilicé, métodos geoquímicos que 
ayudarán a dilucidar dicho problema. Al final los resultados más contundentes 
fueron los que arrojaron los métodos geoquímicos (Isótopos de C y O, Análisis 
de Tierras Raras e Isótopos de Sr.). 
 
La metodología utilizada en esta investigación, y que a continuación se 
detallará, considero que es completa y prueba que en ocasiones es posible 
diferenciar carbonatos utilizando únicamente una técnica y en otras es 
necesario apoyarse con otras. 
 
La base de la secuencia está formada por un sedimento eólico, litificado 
(eolianita; C7.5 y C7.6) con estratificación cruzada y abundantes conchas. En 
la cavidad kárstica rellena por suelo, se identificó una zona de recristalización 
en contacto con la eolianita (C7.7, C7.6). En la cima, se presenta un estrato 
carbonatado, en apariencia masivo, caliche, con diferentes características 
(C7.1 a C7.4). (figuras 12a y 12b). La tabla 1 representa los carbonatos que 
conforman la secuencia con su respectiva clasificación y descripción física. 
 
 
 
4.1 RECOLECCIÓN DE MUESTRAS 
 
 
Las muestras fueron recolectadas en un sitio al que se le denominó Cantera 4 
localizado a 13.5 km. de Playa del Carmen, con coordenadas N20° 44’ 28.6’’, 
W86° 59’ 56.3’’. En el 2007 ésta era explotada para obtener material de 
construcción, como sucede actualmente con muchas otras. Se encontraron 
extensos cortes verticales donde se pudieron observar claramente diversos 
eventos geológicos, parte de la estratigrafía de la zona y finalmente obtener 13 
muestras de la secuencia (figura 11), las cuales son descritas en la tabla 1. 
Algunas muestras que fueron clasificadas de inicio en campo, fueron 
subdivididas en horizontes en el laboratorio debido a sus características 
macroscópicas (C7.1, C7.4, C7.7), como lo muestran las figuras 12a, 12b y 
12c. Hoy en día la Cantera 4 es un gran contenedor de basura a cielo abierto, 
consecuencia del crecimiento desmedido de hoteles y de la gran actividad 
turística del lugar. En la secuencia estudiada, se encontró una cavidad kárstica, 
producto del intemperismo químico, la cuál fue descrita y posteriormente 
estudiada. 
 
 
Figura 11.- Secuencia de carbonatos de la zona de estudio. 
 
 
 
Fig. 12a.- Subdivisión de caliche superficial, debido a sus bandeamientos de 
diferente tonalidad. En la parte superficial de ésta se observa abundantes 
bandeamientos