Geologa-volcanica-de-la-region-occidental-de-la-cuenca-lacustre-de-Zacapu-Michoacan-y-su-importancia-para-la-arqueologa

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA 
 DE MÉXICO 
 
 FACULTAD DE CIENCIAS 
 
 
GEOLOGÍA VOLCÁNICA DE LA REGIÓN 
OCCIDENTAL DE LA CUENCA LACUSTRE DE 
ZACAPU, MICHOACÁN Y SU IMPORTANCIA PARA 
LA ARQUEOLOGÍA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
T E S I S 
 
 
 PARA OBTENER EL TÍTULO DE: 
 LICENCIADA EN CIENCIAS DE LA 
TIERRA 
 
 P R E S E N T A : 
 
NANCI REYES GUZMÁN 
 
 
 
 
 
 
 
 
DIRECTOR DE TESIS: 
DR. CLAUS SIEBE GRABACH 
2017 
CIUDAD UNIVERSITARIA, CIUDAD DE MÉXICO 
 
 
 
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 la Universidad Nacional Autónoma de México, al Instituto de Geofísica y a la 
Facultad de Ciencias. 
 
A mi asesor el Dr. Claus Siebe y a todos los integrantes del equipo de trabajo que 
de alguna manera contribuyeron a la realización de esta tesis. A la Dra. Oryaëlle 
Chevrel por su apoyo y valiosa contribución. A la Dra. Pooja Kshirsagar por 
permitirme usar sus imágenes. A la Dra. Marie-Noëlle Guilbaud por sus consejos. 
Al Dr. Gregory Pereira por su tiempo y apoyo. A Osiris Quezada por la ayuda 
brindada. Al Dr. Paul Layer por los fechamientos por el método de 40Ar-39Ar. 
 
 
Un agradecimiento especial a mi familia y amigos, en especial a mis padres 
(Catarino Reyes y Teresita Guzmán) por todo el apoyo y valor que sólo ellos pueden 
darme. 
 
El trabajo de laboratorio y estancias en campo fueron financiados mediante el apoyo 
económico de los proyectos DGAPA-UNAM-IN101915 y CONACYT-167231 
asignados al Dr. Claus Siebe. 
Índice 
Capítulo 1. Introducción .......................................................................................... 6 
Antecedentes ....................................................................................................... 6 
Contexto geológico .............................................................................................. 7 
Ubicación del área de estudio .............................................................................. 9 
Contexto arqueológico ....................................................................................... 11 
Objetivos ............................................................................................................ 14 
Capítulo 2. Metodología ........................................................................................ 15 
Sistemas de Información Geográfica (ArcGis) ................................................... 15 
Trabajo de campo .............................................................................................. 15 
Análisis químicos ............................................................................................... 15 
Métodos de fechamiento (40Ar-39Ar, 14C) ............................................................ 16 
Observación petrográfica y conteo de puntos .................................................... 18 
Capítulo 3. Mapa geológico: estratigrafía y edades radiométricas ........................ 19 
Capítulo 4: Petrografía .......................................................................................... 32 
Andesitas basálticas .......................................................................................... 33 
Andesitas ........................................................................................................... 34 
Dacitas ............................................................................................................... 44 
Riolitas ............................................................................................................... 46 
Capítulo 5: Geoquímica ......................................................................................... 48 
Elementos Mayores ........................................................................................... 48 
Elementos Traza ................................................................................................ 62 
Capítulo 6: Volúmenes emitidos y distribución de los diferentes tipos de rocas ... 67 
Capítulo 7: Discusión ............................................................................................ 73 
Actividad magmática e historia eruptiva ............................................................. 73 
Controles en la distribución de los volcanes ...................................................... 73 
Petrografía y geoquímica ................................................................................... 74 
Fuente magmática y ascenso ............................................................................ 75 
Impacto arqueológico ......................................................................................... 76 
Capítulo 8: Conclusión .......................................................................................... 79 
Bibliografía ............................................................................................................ 80 
Anexo .................................................................................................................... 86 
 
Índice de figuras 
 
Figura 1. Mapa de la parte central de México que muestra los principales rasgos 
tectónicos y el Cinturón Volcánico Transmexicano. Modificado de Kshirsagar et al. 
(2015)…………………………………………….………………………………….……..7 
Figura 2. Modelo de elevación digital (DEM) del CVMG que muestra la localización 
del área de estudio (marco negro) ubicado al oeste de la cuenca de Zacapu. 
Modificado de Kshirsagar et al. (2015)……………………………..……………………9 
Figura 3. Localidad ZAC-12196…………….………………………………………….20 
Figura 4. Mapa geológico de la zona de estudio, donde se delimitan las estructuras 
volcánicas que conforman la región occidental de la cuenca de Zacapu………….22 
Figura 5. Domos Las Flores (LF) desde el WNW……………………………………25 
Figura 6. A. Vista de la zona de estudio desde el oriente……………………………28 
Figura 7. Domo El Capaxtiro, lugar de emisión del extenso Malpaís de Zacapu….29 
Figura 8. Superficie del flujo de lava del Malpaís Prieto (MP)………………………30 
Figura 9. Vista del Malpaís Prieto (MP) desde el SE………………………………..31 
Figura 10. Diagrama de TAS en el que se observan todas las muestras analizadas 
químicamente, que se normalizaron y se graficaron para obtener una clasificación 
química que permitió conocer el tipo de roca…………………………………………32 
Figura 11. Fotografías bajo el microscopio petrográfico del flujo Los 
Cuarterones………………………………………………………………………………33 
Figura 12. Fotografías bajo el microscopio petrográfico de muestras del Malpaís 
Prieto…………………………..………………………………………………………….34 
Figura 13. Fotografías bajo el microscopio petrográfico del flujo 
Cuinato.…………………………………………………………...………………………35 
Figura 14. Fotografías bajo el microscopio petrográfico del domo Las 
Flores……………..……………………………………………………………………….45 
Figura 15. Fotografías bajo el microscopio petrográfico de Las Pomas…………..46 
Figura 16. Mapa geológico de la zona occidental de la cuenca lacustre de Zacapu, 
donde las diversas estructuras volcánicas que conforman el área fueron delimitadas 
e iluminadas de acuerdo a su composición química……………………………….. 49 
Figura 17. Diagramas de Harker de las muestras analizadas el porcentaje en pesode SiO2 (wt.%)…………………………………………………………………………….61 
Figura 18. Diagramas de tierras raras por periodos de tiempo……………………..63 
Figura 19. Diagramas de elemento traza (LILE) por periodos de tiempo………….65 
Figura 20. Distribución temporal de las proporciones relativas del volumen emitido 
en la región occidental de la cuenca lacustre de Zacapu…………………………….70 
 
Índice de Tablas 
 
Tabla 1. Fechamientos por 40Ar-39Ar de la región occidental de Zacapu……………24 
Tabla 2. Fechamientos por radiocarbono de la región occidental de Zacapu……..27 
Tabla 3. Análisis modales de las muestras observadas bajo el microscopio 
petrográfico……………………………………………………………………………….36 
Tabla 4. Análisis químicos de elementos mayores (wt.%) y traza (ppm) de las 
muestras del área de Zacapu, Michoacán…………………………………………….51 
Tabla 5. Principales parámetros morfométricos, volúmenes emitidos de las distintas 
estructuras volcánicas que forman la zona de estudio y de tasas de emisión…….69 
 Capítulo 1 
6 
 
Capítulo 1. Introducción 
 
Antecedentes 
 
La región de Zacapu, localizada en la parte central del Campo Volcánico Michoacán-
Guanajuato (CVMG) ocupa un área de 1480 km2 (Kshirsagar et al., 2015) en los que 
se incluye la zona de la ciénega y de los volcanes aledaños. A pesar (y tal vez por 
consecuencia) de su gran extensión ha sido poco estudiada y la mayor parte de los 
trabajos realizados se enfocan en la secuencia de depósitos lacustres del antiguo 
lago. Algunos ejemplos son los estudios realizados por Metcalfe (1992, 1995), 
Xelhuantzi-López (1994) y Newton et al. (2005). Además, esta región es 
arqueológicamente importante porque alberga sitios de ocupación humana que de 
acuerdo a la Relación de Michoacán (documento histórico que describe el origen y 
la forma de vida que llevaban los Purépechas y que fue recopilado a través de 
testimonios orales por Fray Jerónimo de Alcalá en 1541) jugaron un papel 
importante en la consolidación del Imperio Tarasco. En este contexto se realizaron 
estudios arqueológicos que incluyen los de Arnauld et al. (1994), Michelet y Carot 
(1998) y Pereira (2005), por sólo mencionar algunos. Sin embargo, hay pocos 
estudios geológicos sobre esta región eminentemente volcánica. Concretamente, 
en años anteriores al 2010, el único estudio que trataba específicamente de esta 
zona y su volcanismo reciente es el publicado por Demant et al. (1992). 
Posteriormente, inició un proyecto más ambicioso a cargo del Dr. Claus Siebe del 
Instituto de Geofísica de la UNAM y auspiciado por el CONACYT y la DGAPA-
UNAM que incluyó la recolección de numerosas muestras de roca de las diferentes 
estructuras volcánicas con el objetivo de obtener una visión general de la evolución 
del vulcanismo en la región, tanto en términos de su composición química y 
mineralógica, como en términos de sus edades radiométricas. Como resultado de 
estos esfuerzos surgió un mapa geológico preliminar (aun inédito). Es importante 
mencionar, que tanto el trabajo de campo como la elaboración del mapa y su base 
de datos correspondiente fue una tarea colectiva en la que participaron numerosos 
estudiantes durante varios años. En Siebe et al. (2012) se mencionan algunas 
características importantes de la región, incluyendo el vínculo que existe entre el 
estilo eruptivo y el medio ambiente lacustre. Posteriormente, aparecen los primeros 
trabajos más detallados que se enfocan en pequeños volcanes freatomagmáticos e 
incluyen la Alberca de Guadalupe (Kshirsagar et al., 2015) y El Caracol (Kshirsagar 
et al., 2016), localizados en la zona oriental y septentrional de la cuenca de Zacapu, 
respectivamente. El presente trabajo pretende dar continuidad a estos esfuerzos y 
está enfocado en la zona occidental de la cuenca, misma que alberga varias 
interrogantes interesantes, en particular en el contexto del posible impacto de las 
erupciones volcánicas durante el Holoceno tardío sobre los primeros pobladores de 
la región. 
 
 
 
 Capítulo 1 
7 
 
Contexto geológico 
 
El Cinturón Volcánico Trans-Mexicano (CVTM) es un arco magmático desarrollado 
en la parte suroccidental de la Placa Norteamericana, producto de la subducción de 
las Placas Rivera y Cocos a lo largo de la trinchera Mesoamericana (Fig. 1). Este 
arco está constituido por cerca de 8000 estructuras volcánicas, y numerosos 
cuerpos intrusivos. La provincia tiene 1200 km de longitud y una amplitud variable 
que oscila entre los 80 y 230 km. Además, tiene una orientación preferencial E-W y 
forma un ángulo de 16° con respecto a la trinchera (Gómez-Tuena et al., 2005; 
Kshirsagar et al., 2015). 
 
Figura 1. Mapa de la parte central de México que muestra los principales rasgos tectónicos y el Cinturón 
Volcánico Trans-Mexicano con los principales estratovolcanes: San Juan (SJ), Sangangüey (S), Tepetiltic (TP), 
Ceboruco (CE), Tequila (T), Nevado de Colima (NC), Fuego de Colima (FC), Tancítaro (TC), Jocotitlán (JC), 
Nevado de Toluca (NT), Iztaccíhuatl (I), Popocatépetl (PP), La Malinche (LM), Cofre de Perote (CP), y Pico de 
Orizaba (PO). Los principales grabens neo-tectónicos (líneas negras con dirección de inclinación) están 
generalmente ocupados por lagos del Pleistoceno Tardío-Holoceno (coloreados en azul). Ríos Santiago, Lerma 
y Balsas (líneas azules) que limitan el Campo Volcánico de Michoacán-Guanajuato (marcado con una línea 
roja) también se indican. Los históricos conos de escoria monogenéticos Paricutín (P) y Jorullo (J), y la planicie 
de Zacapu (área de estudio) están remarcados en rojo. Modificado de Kshirsagar et al. (2015). 
El CVTM también se caracteriza por tener una actividad de fallas normales que 
producen estructuras de horst y graben, cuyas cuencas frecuentemente están 
ocupadas por lagos. Ejemplo de ello son los lagos de Pátzcuaro, Cuitzeo y la 
ciénega de Zacapu, todos ellos en el estado de Michoacán (Williams y Weigand, 
1996; Demant et al., 1992; Kshirsagar et al., 2015). 
En la parte centro-oeste del CVTM se localiza El Campo Volcánico de Michoacán-
Guanajuato (CVMG) que contiene más de 1000 volcanes monogenéticos 
distribuidos en un área de 40,000 km2, donde se incluyen domos, volcanes escudos, 
cráteres de explosión freatomagmáticos, conos de escoria y flujos de lava (Demant, 
1978; Hasenaka, 1994; Guilbaud et al., 2012). El CVMG se encuentra activo y en 
tiempos históricos se ha podido registrar el nacimiento del volcán Paricutin, cuya 
erupción inició el 20 de febrero de 1943 y finalizó el 4 de marzo de 1952 con una 
 Capítulo 1 
8 
 
producción de 0.64 a 0.7 km3 de lava y de 0.89 a 1.3 km3 de tefra (Fries, 1953). 
También emitió gases ricos en sulfuros, ceniza y bombas incandescentes (Siebe et 
al., 2014). Además del Paricutin, otro cono de escoria monogenético, El Jorullo, hizo 
erupción en 1759 (Guilbaud et al., 2011; Rasoazanamparany et al., 2016). 
El CVMG, dominado por volcanes monogenéticos, contiene unicamente dos 
estratovolcanes probablemente extintos: El Tancítaro y El Patambán (Siebe et al., 
2014). Entre las demás estructuras destacan el cerro El Metate, un volcán escudo 
ubicado 40 km al SW de Zacapu, que hizo erupción (puramente efusiva y 
monogenética) hace aproximadamente 760 años, produciendo grandes volúmenes 
(~10 km3) de lava andesítica emitidos en 13 coladas diferentes que lo construyeron 
en un periodo aproximado de 35 años (Chevrel et al., 2016a). Entre los maares 
(cráteres de explosión freatomagmáticos) se estudió recientemente la Alberca de 
Guadalupe (Kshirsagar et al., 2015) localizado en el margen sureste de la ciénega 
de Zacapu. Su cráter tiene una profundidad mayor a los 150 m, un diámetro de 1 
km y una edad de 21,000 años aproximadamente. Su erupción freatomagmática, 
producto del ascenso de un pequeño lote de magma basalto-andesítico que entró 
en contacto con agua subterránea en un acuífero somero, produjo secuencias de 
ceniza fina a lapilli grueso ricas en líticos accidentales (Kshirsagar et al., 2015). 
Además, Hasenaka (1994) realizó un estudio para calcular la tasa de erupciónmagmática del CVMG y propuso que ha habido una migración del vulcanismo del 
norte hacia el sur que comenzó hace 1 Ma. Este trabajo también concluye que el 
promedio de la tasa de erupción es de 0.2 km3/1000 años para el periodo anterior a 
la migración y de 0.7 km3/ 1000 años a partir de la migración. A pesar de los diversos 
estudios realizados a lo largo del CVMG, los flujos de lava jóvenes, incluyendo 
aquellos que están aislados y que no parecen estar asociados a conos de escoria, 
han sido poco estudiados. Sin embargo, se hace mención de ellos en trabajos 
arqueológicos (Demant et al., 1992; Michelet et al., 2005; Arnauld et al., 1993b) 
nombrándolos como “malpaíses”. Este término se usa comúnmente por los 
campesinos de la región y se refiere a lugares rocosos que no son aptos para la 
agricultura debido al escaso suelo desarrollado en su superficie y que generalmente 
están deshabitados. En aparente paradoja, los “malpaíses” frecuentemente poseen 
una cobertura boscosa (generalmente encinos) que se ha preservado porque el 
sustrato rocoso no tiene utilidad agrícola y no ha sido desmontado. Otra 
característica distintiva de estos flujos de lava es su considerable espesor (en 
ocasiones decenas de metros) y que su foco de emisión se encuentra oculto bajo 
las lavas (aunque en ocasiones se puede distinguir en fotografías áreas e imágenes 
satelitales) ya que carecen de cono. Además, muchos flujos se traslapan y es difícil 
distinguir si pertenecen a una o a varias erupciones. También se ignora cuántos 
flujos realmente existen o si tienen algún tipo de relación entre sí, ya sea de 
distribución o alineación, e incluso de muchos aún se desconoce su composición 
(Hasenaka y Carmichael, 1985a; Demant et al., 1992). 
 
 
 
 
 Capítulo 1 
9 
 
Ubicación del área de estudio 
 
La ciénega de Zacapu es una planicie lacustre en Michoacán localizada a 1980 
metros sobre el nivel del mar (msnm) en la parte central del CVMG (Siebe et al., 
2014). En la ribera occidental de la planicie y al norte de la ciudad de Zacapu se 
encuentra la zona de estudio entre los paralelos 19°47.5’ y 19°56.5’N y los 
meridianos 101°56.5’ y 101°45’W (Fig. 2). La ciénega de Zacapu está limitada al 
norte por varias fallas normales entre las que destaca la falla Villa Jiménez que 
atraviesa al volcán Brinco del Diablo. Al sureste está limitada por otro grupo de fallas 
extensivas, aun no estudiadas a detalle (Demant et al., 1992). El sistema de fallas 
que delimita la planicie provocó que el volcán El Copalillo (al norte) cerrara la parte 
noroeste del lago (Demant et al., 1992). Estas fallas corresponden al Sistema de 
Fallas Cuitzeo (CFS) también conocido como el sistema de fallas de Morelia-
Acambay con una dirección general que varía entre los N65°E y N85°E con una 
dirección de buzamiento NNW y SSE (Kshirsagar et al., 2015). Trabajos realizados 
por Hasenaka y Carmichael (1985a, 1985b) y Demant et al. (1992) muestran que 
en la región de Zacapu las estructuras volcánicas encontradas tienen una edad 
menor a los 2 Ma. 
 
Figura 2.. Modelo de elevación digital (DEM) del CVMG que muestra la localización del área de estudio (marco 
negro) ubicado al oeste de la Cuenca de Zacapu. Los sistemas de fallas principales: Sistema de Fallas Cuitzeo 
(CFS), Sistema de Fallas Chapala-Tula (CTFS), Sistema de Fallas Chapala-Oaxaca (COFS) y el Sistema de 
Fallas Querétaro-Taxco (QTFS). Las lagunas iluminadas con color azul y amarillo muestran el tamaño que 
tenían antes de ser drenadas. Modificado de Kshirsagar et al. (2015). 
 Capítulo 1 
10 
 
La actual ciénega de Zacapu ha tenido una evolución paleoclimática y geológica 
continua y activa (Petrequin, 1994) desde su formación en el Plioceno Superior-
Pleistoceno (3-1 Ma), relacionada con el desarrollo de una tectónica distensiva 
(Demant et al., 1992). La cuenca de Zacapu es sólo una de varias cuencas lacustres 
endorreicas del CVTM (Arnauld et al., 1993a) y es producto de las zonas de 
extensión del CVTM (Williams y Weigand, 1996). Esta cuenca está controlada por 
el fallamiento normal tipo dominó del SFC orientado ENE-WSW que se extiende en 
el este hasta Acambay (Kshirsagar et al., 2015). Referente a la evolución climática, 
se han realizado estudios de sedimentos, que incluyen muestras de la ribera, la 
ciénega y la laguna (Lozano-García y Xelhuantzi-López, 1997; Ortega et al., 2002; 
Correa-Metrio et al., 2012). También se han estudiado los lagos de Pátzcuaro 
(Fisher, 2005; Metcalfe et al., 2007) y Zirahuén (Vazquez et al., 2010; Lozano-
García et al., 2013) y se ha hecho el intento de correlacionar los resultados para 
obtener un panorama general sobre la evolución del clima, no sólo en la cuenca de 
Zacapu, sino también en la región de los principales lagos en cuyas riberas se 
desarrollaron asentamientos humanos. 
Los trabajos de Lozano-García y Xelhuantzi-López (1997) y Metcalfe (1997) 
concluyen que la cuenca de Zacapu ha sufrido más cambios importantes de 
humedad (precipitación pluvial) que de temperatura durante el Pleistoceno Tardío y 
Holoceno. El registro de pólen y diatomeas muestra que el nivel del lago ha sufrido 
variaciones considerables. En ambos trabajos se mencionan las capas de ceniza 
que se observan intercaladas en el registro lacustre y se hace mención a la erupción 
del volcán El Pueblito fechada en 29,000 años AP por Hasenaka y Carmichael 
(1985b) y que en el presente estudio se determinó en 22,000 años AP (ver más 
adelante), concluyendo que la dinámica observada en el lago de Zacapu tiene 
distintos orígenes, incluyendo también la actividad tectónica (también mencionada 
por Ortega et al., 2002), así como la actividad humana. En el caso del lago de 
Pátzcuaro, antes de los 4,000 años AP, hay un cambio en la temporada de lluvias 
que afecta la profundidad del lago volviéndolo más somero (Metcalfe et al., 2007). 
Este tipo de cambios se reportan desde antes de los 47,000 años por Bradbury 
(2000) quién asevera que en general, en el lago de Pátzcuaro no se han 
presenciado eventos que hayan modificado por completo el lago. Es decir, su 
profundidad ha cambiado, pero no lo suficiente como para secarlo y aunque ha 
presenciado épocas secas y actividad antropogénica, el lago continúa manteniendo 
niveles bajos de salinidad (Bradbury, 2000). Para el lago de Zirahuén se han 
observado variaciones climáticas similares a los otros lagos mencionados que han 
afectado la ecología del lugar. Estas variaciones se originan por tres fenómenos 
principales según Lozano-García et al. (2013) que son: 1) Cambio en la composición 
del bosque asociado a cambios de temperatura (entre 9.5 y 9.0 ka; ka=1000 años); 
2) colapso del género Alnus por condiciones frías y secas (entre los 8.2 y 8.0 ka); y 
3) aumento de este género taxonómico (entre 7.5 y 7.1 ka). Ortega et al. (2010) 
también señalan un cambio continuo en la dinámica del lago empezando con 
cambios relacionados a erupciones volcánicas cuyos productos (tefras) se 
sedimentaron en el lago gracias al intemperismo y la erosión. En los tres lagos 
comparados anteriormente (Zacapu, Zirahuén, Pátzcuaro) se observa la misma 
dinámica climática que inició con el último gran periodo glaciar que fue promotor del 
cambio de condiciones frías a húmedas (Bradbury, 2000; Lozano-García et al., 
 Capítulo 1 
11 
 
2013). Posteriormente, erupciones volcánicas que ocurrieron durante este mismo 
periodo marcaron un cambio en la ecología de los lagos y en algunos casos se 
piensa que se modificó la morfología del lugar (Ortega et al., 2010; Correa-Metrio et 
al., 2012). Sin embargo, algunos registros son contradictorios entre distintos lagos 
e inclusive también ocasionalmente en un mismo lago. Por ejemplo, en el caso del 
lago de Zirahuén, Lozano-García et al. (2013) indican un clima seco mientras que 
Ortega et al. (2010) indican un clima húmedo para el periodo entre los 5,000 y 4,500 
años. Para el periodo entre los 7,000 y 5,000 años todos los lagos muestran 
condiciones secas a excepción del lago de Zirahuén. Apesar de haber 
discrepancias en algunas cuestiones climáticas todos los estudios revisados 
muestran la presencia de polen de maíz asociado a la agricultura durante los últimos 
3,000 años del registro sedimentario que, además, está asociado con un aumento 
en la humedad y con condiciones más cálidas, lo que posiblemente propició el 
establecimiento de los primeros asentamientos humanos. 
Es importante señalar que el pantano interno, la ribera y la ciénega, del lago de 
Zacapu, siguen procesos diferentes. Es decir, debido a los movimientos tectónicos, 
el pantano interno comienza a emerger antes que la ribera que a su vez emergió 
lentamente antes que la ciénega. Esto provoca que los cambios en el nivel del lago 
hayan afectado a los cultivos en la ribera y que los habitantes de la zona hayan 
tomado medidas de drenaje para controlar el nivel del agua a partir de 1893 
(Metcalfe, 1997). Finalmente, a principios del siglo XX se logró drenar el lago por 
completo gracias al capital de los hermanos españoles Noriega, que recibieron un 
tercio de las nuevas tierras (drenadas) a cambio de la ejecución de esta obra. Este 
descenso en el nivel freático de la ciénega trajo consecuencias drásticas para la 
ecología y la forma de vida de las poblaciones. Las tierras de Las Lomas 
comenzaron a usarse como cultivo de temporada y actualmente Zacapu sostiene 
como cultivo principal el maíz, aunque también se cultiva alfalfa, avena, sorgo y 
lenteja (Pétrequin, 1994). 
 
Contexto arqueológico 
 
Además de ser una región volcánica joven, la Ciénega de Zacapu (del purépecha 
Tzacapu que significa “lugar de piedras”), es una región arqueológica importante 
para el estudio de la región Tarasca. Estudios recientes (Petrequin, 1994) muestran 
que tuvo una ocupación humana durante los primeros nueve siglos de nuestra era 
con una alta densidad habitacional. Sin embargo, no toda la región de Zacapu 
estuvo habitada durante estos nueve siglos. La región de los malpaíses es una zona 
rocosa, en la que la superficie parece lunar y donde no se puede cultivar y 
aparentemente tampoco vivir. Sin embargo, se ha encontrado sorpresivamente que 
estos sitios estuvieron altamente poblados durante un periodo muy corto que va 
desde 1250 D. C. hasta antes de 1400 D.C. (Michelet et al., 2005). 
La ciénega de Zacapu (al igual que el resto de Michoacán), según La Relación de 
Michoacán ya estaba ocupada por los naguatatos (gente mexicana) y los 
Zinzánavachan que eran los señores del pueblo llamado Naranjan, cuando los 
antecesores de los caçonçi, enviados del dios Caricaueri a conquistar las tierras 
para que hicieran un reino de todos los pueblos que ya había, llegaran a la región. 
 Capítulo 1 
12 
 
Este grupo se autodenominaba uacúsechas y se les describen como “chichimecas” 
pues tenían comportamientos que contrastaban fuertemente con los naguatatos. 
Los uacúsechas (águilas) cortaban madera para sus fogones rituales y cazaban 
venados para ofrendarlos a su divinidad principal; el dios del fuego Caricaueri, 
mientras que los naguatatos pescaban en las lagunas y sembraban en las riberas. 
Debido a que la región de Zacapu era una zona de laguna y pantanos se permitió 
una relación entre la zona de los malpaíses con la zona de Las Lomas, favoreciendo 
el crecimiento de ambas poblaciones; los uacúsechas, que habitaron la zona del 
malpaís de Zacapu donde trabajaron la piedra y se dedicaron a la tala para obtener 
madera y los habitantes de Las Lomas que pescaban y trabajaban en la agricultura. 
Obteniendo así beneficios de las tierras de Zacapu hasta que el malpaís fue 
deshabitado y posteriormente Las Lomas, dejando que los habitantes de Tarejero 
se instalaran en las tierras (Michelet et al., 2005; Arnauld et al., 1993b). 
En la región de los malpaíses de Zacapu hubo varios asentamientos que han sido 
estudiados por Michelet, Migeon y Pereira desde 1983. En sus estudios estos 
autores han identificado varias fases temporales de ocupación humana. Por 
ejemplo, la Fase Palacio que corresponde al Posclásico temprano (entre 900 y 1250 
D.C.) tiene indicios de ocupación en 5 sitios, aunque la mayoría limitados a esta 
época. La fase más amplia es conocida como La Fase Milpillas que abarca el 
periodo de 1250 a 1450 D.C., donde se destaca la reorganización del patrón de 
asentamiento. Además, hay un mayor número de sitios ocupados (11) y 6 de ellos 
se caracterizan por ser de una magnitud nunca antes alcanzada. Ejemplo de estos 
sitios es el Malpaís Prieto que abarca 40 hectáreas en donde se ubicaron casi 1000 
cimientos de casas y 13 templos (Forest, 2014), el sitio El Infiernillo-El Copalillo con 
140 hectáreas y en donde se contabilizaron 1150 casas habitacionales y 22 
templos-pirámides, los sitios gemelos Milpillas y Malpaís de Milpillas localizados en 
dos coladas de lava distintas a diferentes alturas, pero uno a lado del otro, se 
extienden en un área poco superior a 100 hectáreas que contienen más de 800 
edificios residenciales y 17 pirámides (Michelet et al., 2005). Esta alta densidad 
poblacional observada también en las demás cuencas lacustres del occidente de 
México se debe a que estos cuerpos de agua fueron atractivos para los pobladores 
nómadas, debido a que la ecología de los lugares les permitía vivir de la pesca y la 
agricultura (Williams y Weigand, 1996). En la laguna de Zacapu se utilizaban canoas 
y redes para atrapar peces, en especial el pescado blanco Chirostoma, los bagres 
y el pez negro caragua (en purhépecha), ranas, tortugas, cangrejos, ochoques 
(Batysiredon dumerilii), ajolotes y almejas. Además, se cazaba pato, jabalí, conejos, 
lagartijas, serpientes y venados. En las riberas se practicaba la agricultura de 
humedad, cosechando trigo, maíz, frijoles y haba. También se utilizaba el tule y el 
carrizo para hacer petates y tascales (cestos o canastas para tortillas), sosteniendo 
así su población (Williams y Weigand, 1996; Arnauld et al., 1993b). 
La ocupación tan repentina de esta zona y su rápido crecimiento son poco comunes 
ya que fue la primera y última vez que los malpaíses estuvieron ocupados y el 
crecimiento fue tan rápido que no pudo deberse a las pequeñas poblaciones que 
habitaban los alrededores. Por lo tanto, se piensa que fue un acto de colonización 
tal como lo señalan La Relación de Michoacán y Michelet et al. (2005), que culminó 
de manera brusca y tomó la forma de abandono poblacional a excepción del sitio 
Palacio. Estudios en la región de la vertiente del Lerma al norte de Zacapu, 
 Capítulo 1 
13 
 
evidencian un asentamiento inverso al de los malpaíses. En la región vertiente del 
Lerma el auge ocupacional fue durante la fase Palacio, lo que lleva a pensar que 
gran parte de la población que habitaba esa zona llegó a la región de Zacapu, pero 
las innovaciones arquitectónicas y de artefactos abren la posibilidad de gente 
llegada de más al norte. Sin embargo, está escrito en La Relación de Michoacán 
que las nuevas personas que venían del norte hablaban la misma lengua que los 
residentes. Es importante decir que la llegada de estas nuevas personas 
corresponde a la época en la que el cerro El Metate hizo erupción, lo que 
probablemente influyó en la migración de la población de la zona suroeste de la 
región Tarasca (Chevrel et al., 2016a). Se podría pensar que parte de los 
uacúsechas provenían de la Meseta Tarasca cercana a El Metate y que otras 
personas llegaron desde el Lerma y otro grupo conocido como chichimecas desde 
muy al norte (Michelet et al., 2005). 
A pesar de que las ocupaciones fueron altas en los malpaíses de Zacapu, estas no 
fueron únicas en tiempo o espacio, es decir, se han observado sitios arqueológicos 
en otros malpaíses cercanos a zonas lacustres que corresponden a épocas 
diferentes. Algunos ejemplos de esto son: Los asentamientos sobre el flujo de lava 
Tenango (al este del estratovolcán Nevado de Toluca, fechado por 14C obteniendo 
una edad de 8,500 años B.P.) a 19 km al sur de Toluca, Estado de México, cuyo 
sitio arqueológico es conocidocomo Teotenango con algunas pirámides construidas 
por los matlatzincas cerca de los años 1,000 D.C. (Bloomfield, 1973). Otro ejemplo 
es el de Cantona (periodo Clásico), sitio ubicado en el estado de Puebla sobre el 
flujo de lava Tepeyahualco de la caldera Los Humeros, que es de composición 
andesítica (Ferriz, 1985). Además, en Michoacán se encuentra el sitio Itziparátzico 
localizado entre las comunidades de Santa Clara del Cobre y Opopeo a casi 50 km 
al sur de Zacapu. Este pueblo se dedicaba a la producción metalúrgica de cobre 
traído desde la región de la Huacana durante el periodo Postclásico (Maldonado, 
2005). También en Michoacán, se encuentra el sitio Angamuco localizado en el 
malpaís Rancho Seco (probablemente del Pleistoceno Tardío) al oriente del lago de 
Pátzcuaro y que fue ocupado desde el Clásico Tardío hasta la conquista por los 
españoles (900-1520 D.C.; Fisher y Leisz, 2013). Por último, al poniente del lago de 
Pátzcuaro se encuentra la zona arqueológica tarasca de Urichu edificada sobre el 
flujo de lava Arocutin emitido por el volcán La Taza, que fue ocupado desde el 
periodo Clásico (fase Urichu Temprano 900-1100 AD; Fisher et al., 1999) y que 
además es un sitio donde se observa claramente la transición de asentamientos 
humanos localmente organizados a la consolidación de una organización 
centralizada, con estratificación social e integración económica, es decir: El Imperio 
Tarasco (Fase Tariacuri; Pollard y Cahue, 1999). Estos son sólo algunos ejemplos 
de los múltiples malpaíses ocupados en tiempos prehispánicos que se han 
identificado en el centro de México. La abundancia de estos asentamientos sobre 
lavas jóvenes indica que, a pesar de la apariencia tan inhóspita de su entorno, 
deben haber poseído algunas ventajas, mismas que aún no han sido identificadas 
y comprendidas cabalmente. Por esta razón se consideró importante realizar el 
presente estudio geológico de los malpaíses de Zacapu, con la finalidad de aportar 
elementos adicionales que puedan ayudar a entender la combinación de factores 
que hizo tan atractivos a estos lugares. 
 Capítulo 1 
14 
 
Objetivos 
 
Por lo mencionado anteriormente, se considera a Zacapu como una región 
importante en el ámbito geológico, histórico y arqueológico cuyo estudio nos puede 
ayudar a entender cómo se relacionan los fenómenos geológicos con el desarrollo 
de las sociedades humanas en periodos de tiempo breves. Debido a que la 
información que se tiene actualmente es limitada, se decidió estudiar esta región 
con el objetivo de delimitar las estructuras volcánicas, en particular los flujos de lava 
jóvenes (malpaíses) y determinar la cronología de las erupciones volcánicas. Para 
ello se recurrió al estudio morfométrico de las estructuras volcánicas, al fechamiento 
por métodos radiométricos, así como al análisis químico y petrográfico de los flujos 
de lava con el fin de entender mejor la relación entre el vulcanismo y el desarrollo 
de los asentamientos prehispánicos (arqueología) de esta región. 
 
 Capítulo 2 
15 
 
Capítulo 2. Metodología 
 
Sistemas de Información Geográfica (ArcGis) 
 
Para realizar el mapa geológico primero se trazó el límite del área de estudio en 
Google Earth, y en la carta topográfica escala 1: 50 000 de Zacapu (clave E14A11) 
proporcionada por el Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática 
(INEGI). Se trazaron los límites de las diferentes estructuras volcánicas, con ayuda 
de las imágenes proporcionadas por Google Earth, en el Sistema de Información 
Geográfica Arcview en su versión ArcGis 10.1 utilizando un modelo digital de 
elevación (DEM) y una imagen LIDAR obtenida con fondos asignados al proyecto 
arqueológico MESOMOBILE a cargo de los doctores Grégory Pereira y Véronique 
Darras (CNRS/ Université Paris 1, Pathéon-Sorbonne, Paris, Francia). Durante 
visitas al campo se corroboraron los límites de los flujos de lava pre-establecidos en 
el programa, recorriendo el área de estudio por carretera, caminos vecinales y a pie, 
al mismo tiempo que se iban recolectando muestras de roca. El trabajo de campo 
fue llevado a cabo durante un periodo de 2 semanas, aproximadamente. 
 
Trabajo de campo 
 
El objetivo principal de los recorridos en el área de estudio, además de eliminar 
errores en el trazo de los límites de los flujos, consistió en determinar la secuencia 
cronológica de los eventos eruptivos. También se levantaron secciones 
estratigráficas donde se localizaron paleosuelos y capas de cenizas provenientes 
de los distintos conos de escoria. Se recolectaron muestras de los primeros 2 cm 
de paleosuelos subyacentes a las capas de ceniza con el fin de obtener el material 
orgánico más reciente previo al emplazamiento de las cenizas y de esta manera 
obtener la edad más cercana a la erupción que les dio origen, utilizando el método 
de radiocarbono. De las capas de ceniza se tomaron muestras para hacer análisis 
granulométricos y químicos que pudiesen coadyuvar a la identificación de sus 
centros de emisión. 
Durante el año 2015 se recolectaron 44 muestras de roca y 2 de paleosuelo y 
ceniza. Además, se consideraron muestras tomadas en años anteriores (2010, 
2011, 2012 y 2014) que sumaron un total de 122 muestras. 
 
Análisis químicos 
 
Una vez recolectadas las muestras, se enviaron 93 para su análisis químico 
(elementos mayores y trazas) mediante una combinación de métodos, que incluyó 
la espectrometría de emisión de plasma de acoplamiento inductivo por fusión (FUS-
ICP) y digestión total (TD-ICP) y la activación de neutrones (INAA) a “Activation 
Laboratories LTD” en Ancaster, Canadá. Para esto, las muestras se pulverizaron 
con herramientas de acero templado que contaminan en un 0.1% con Fe. 
 Capítulo 2 
16 
 
La preparación y análisis de las muestras para el método de FUS-ICP se realiza en 
sistemas de vacío. Primero se mezcla la muestra pulverizada de roca con un 
fundente de metaborato de litio y tetraborato de litio e inmediatamente se vierte la 
mezcla en una solución al 5% de ácido nítrico y se continúa mezclando hasta que 
se disuelve completamente. Una vez preparada la muestra, se analizan los óxidos 
mayores y los elementos traza en una combinación simultánea y secuencial en un 
espectrómetro Thermo Jarrell-Ash ENVIRO II ICP previamente calibrado con 
materiales certificados. 
La preparación de las muestras para el método TD-ICP consiste en tomar una 
fracción de muestra pulverizada (0.25 g) y digerirla con cuatro ácidos, comenzando 
con ácido fluorhídrico, seguido de una mezcla de ácido nítrico y perclórico. Es 
importante mencionar que la muestra se seca usando un programa que controla el 
calor en ciertos puntos del ciclo de preparación. Cuando la mezcla está seca, se 
coloca de nuevo en solución con ácido clorhídrico. Con esto se logra que ciertas 
fases se solubilicen parcialmente, y algunas se precipiten. Finalmente, la muestra 
es analizada en un espectrómetro Varian Vista 735. 
Por último, el método INAA, se basa en la emisión gamma de cada elemento que 
se observa cuando se irradia con neutrones la muestra. Para esto se toma una 
alícuota de la muestra previamente tratada para FUS-ICP y se encapsula en un 
frasco de polietileno y se irradia en un flujo térmico de neutrones. Después de 7 
días, la muestra se mide con un detector 1332 KeV Co-60 photopeak de alta pureza 
con resolución de 1.7 KeV. Utilizando líneas de flujo se compara la actividad de las 
muestras respecto a los materiales de calibración, determinando la huella de cada 
elemento según su radiación gamma que es medida y cuantificada. 
 
Métodos de fechamiento (40Ar-39Ar, 14C) 
 
Además, se fecharon 10 muestras de lava por el método 40Ar/39Ar. Este método se 
basa en la activación de 39K convirtiéndolo a 39Ar por medio de una irradiación de 
neutrones del reactor enriquecido en uranio de la Universidad de McMaster en 
Hamilton, Ontario, Canadá. El tratamiento de las muestras consiste en una 
trituración y tamizado para separar fases ricas enK (cristales de biotita, hornblenda, 
vidrio, etc.) que se van a irradiar para obtener el 39Ar. Este proceso se hace en varias 
tomas de la misma muestra en una línea de extracción de ultra alto vacío. Las 
muestras se calientan usando un láser de iones de 8 watt de argón, calibrado 
mediante la radiación de cuerpo negro y se monitorea la radiación infrarroja de las 
muestras, y se calcula una temperatura aparente a la que posteriormente se le 
aplica una corrección de emisión (Layer et al., 1987). La purificación de Argón se 
alcanza utilizando una trampa de nitrógeno líquido frío y un captador SAEZ Zr-Al a 
400°C durante 20 minutos. Las muestras son analizadas en un espectrómetro de 
masas VG-3600 para medir la cantidad de 40Ar y 39Ar que se libera por el 
calentamiento gradual de las muestras. Los isótopos de argón medidos son 
corregidos por el sistema de blancos y discriminación de masas. Para las muestras 
irradiadas en las reacciones de interferencia de calcio, potasio y cloro se sigue el 
procedimiento descrito en McDougnall y Harrison (1999). La discriminación de 
masas es monitoreada mediante la ejecución de tiros de aire calibrado y una 
 Capítulo 2 
17 
 
muestra de vidrio de edad-cero. Este procedimiento se hizo por duplicado para 
apilar los resultados y calcular el compuesto isócrono y la edad utilizando las 
constantes de Steiger y Jäger (1977) (Layer et al., 1987; McDougall y Harrison, 
1999; Guilbaud, et al., 2011). En resumen, este método se basa en la producción 
de 39Ar derivado del 39K durante una irradiación de neutrones. Se requiere de el uso 
de un mineral monitor, cuya edad es conocida, y correcciones para las reacciones 
que surgen durante la reacción (isótopos de Ca, K, Ar y Cl). Finalmente, la edad se 
calcula midiendo la relación 40Ar/39Ar resultante de la irradiación. 
De los 14 paleosuelos recolectados se mandaron a fechar algunos al Departamento 
de Geociencias de la Universidad de Arizona, Tucson y otras a Beta Analytic Inc. 
En Miami (Florida) utilizando el método de 14C. Para esto se utiliza un 
espectrómetro de masas con aceleradores (AMS) que mide directamente la 
cantidad de 14C de las muestras. 
Para obtener una edad confiable, es necesario remover los contaminantes de las 
muestras mediante un pretratamiento. Este consiste en agregar HCl a la muestra, 
después agua destilada y NaOH, otra vez agua destilada y por último ácido 
clorhídrico. Para neutralizar esta solución se le agrega agua destilada. El ácido 
remueve carbonatos y el NaOH remueve ácidos grasos. Una vez que la muestra 
está limpia, se seca y después se inspecciona. Se toman unos pocos miligramos de 
la muestra limpia y se colocan en un tubo de vidrio, que está conectado a un sistema 
de vacío. Si la muestra contiene carbón vegetal o madera se calienta a 900ºC para 
producir el CO2, si no contiene ésto se calienta a 400ºC. La presión del CO2 (seco y 
limpio) se mide en un volumen conocido, para lo cual se calcula el contenido de 
carbón de la muestra. El dióxido de carbono obtenido es transferido a una línea de 
producción de grafito, que consiste en transformar el CO2 a monóxido de carbono y 
después a grafito, calentando la muestra a 600ºC aproximadamente. 
Después, el polvo de grafito se inserta en recipientes que se colocan en una rueda 
que a su vez se inserta en la fuente de aceleración de iones, junto con dos muestras 
estándares (I y II producidas por el Instituto Nacional de Estándares y Tecnología –
National Institute of Standards and Technology- de E.U.A.) Para calcular el 
contenido de 14C se usa un detector de superficie de barrido de silicón que lee la 
tasa de pérdida de energía de la muestra localizando la pérdida de energía por 14C. 
La edad se mide usando la relación 14C/13C de la muestra comparándose con una 
muestra estándar (I y II). Las muestras estándar se corrigen usando el valor 
correspondiente a δ= -25% usando la relación 13C/12C medida en un espectrómetro 
de masas de isótopos estables. Por último la edad se obtiene a partir de la relación 
F=( 14C/13C )/( 13C/12C )1950-[25] normalizada usando la fecha 1950 AD (debido al 
aumento de isótopos de carbón radioactivo en la atmósfera por pruebas nucleares; 
Donahue et al., 1990). 
 
 Capítulo 2 
18 
 
Observación petrográfica y análisis mineralógico modal 
 
Para la petrografía se mandaron hacer 75 láminas delgadas a Mann Petrographics, 
Ojo Caliente, Nuevo México. Para la obtención de una lámina delgada, primero se 
debe cortar una muestra de mano, con ayuda de una cortadora con disco de 
diamante, para obtener un rectángulo de 5 cm de largo por 2.5 cm de ancho y 1 cm 
de espesor, se pule una superficie larga del rectángulo (también llamado galleta, 
coloquialmente), se coloca un porta objetos de vidrio que se adhiere a la galleta con 
resina epóxica y se deja secar aproximadamente 10 minutos. Cuando la resina se 
ha secado y pegado a la galleta, se comienza a rebajar el espesor de la muestra 
usando una pulidora y abrasivos de 400, 600 y 1000 micras. Una vez que el espesor 
es menor a un milímetro, se pule la muestra en una superficie de vidrio con 
abrasivos que van desde 820 a 1000 micras hasta que se obtiene un espesor 
aproximado de 30 micras. 
Después que se obtuvieron las láminas, se observaron bajo un microscopio 
petrográfico Leica y se definió cada fase mineral presente observando sus 
características ópticas con luz polarizada y con luz doblemente polarizada. También 
se describieron las texturas observadas. Por último, ya que se conocían las fases 
minerales de cada muestra, se realizó un conteo de 1000 puntos que consistió en 
observar la lámina bajo un microscopio Olympus, y con ayuda de un contador la 
lámina se desplazaba 3 mm en dirección del lado más largo y 1 mm en dirección al 
lado ancho. De ésta forma se obtuvieron las proporciones de cada fase mineral y 
con ayuda de los análisis químicos se determinó el tipo de roca observada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Capítulo 3 
19 
 
Capítulo 3. Mapa geológico: Estratigrafía y edades radiométricas 
 
En la región de Zacapu únicamente afloran rocas volcánicas plio-cuaternarias con 
edades inferiores a los 5 Ma (Siebe et al., 2014) y sus derivados sedimentarios 
(depósitos lacustres, fluviales, etc.). Además, en la región no se han encontrado 
xenolitos provenientes del basamento local, salvo algunos xenolitos de origen 
volcánico encontrados en los depósitos del cráter freatomagmático Alberca de 
Guadalupe (Kshirsagar et al., 2015). Sin embargo, en volcanes de zonas cercanas 
como por ejemplo en bombas del Paricutín, se han encontrado xenolitos graníticos 
(Wilcox et al., 1954) que son indicadores del tipo de roca que pudiese formar el 
basamento en algunas partes del CVMG. Xenolitos de rocas sedimentarias 
mesozoicas comunes en otras partes del Cinturón Volcánico Mexicano, no han sido 
reportados en el CVMG. 
Estudios realizados en las zonas que formaban al antiguo lago (ciénega y depósitos 
lacustres) no han mostrado indicios de material clástico ajeno al volcanismo de la 
región. Estos estudios estuvieron enfocados en tratar de entender la evolución 
paleoclimática y fueron basados en los pocos afloramientos existentes, así como 
perforaciones someras (<15 m). En ellos se describe la secuencia lacustre y también 
se reportan fechamientos por radiocarbono obtenidos en material orgánico 
proveniente de distintos estratos. Tricart y Ríos-Paredes (1985) reportan una edad 
de 28,409 ± 3026 años AP, Metcalfe y Harrison (1984) reportan sedimentos con 
edades menores a 28,100 ± 680 y 25,200 ± 530 años AP y Ortega et al. (2002) 
analizaron sedimentos con un rango de edades entre 34,840 ± 830 y 24,400 ± 190 
años AP. Por último, en el presente estudio se fecharon depósitos lacustres 
encontrados debajo de las lavas de El Capaxtiro (Fig. 3) obteniendo una edad de 
13,985 +245/-325 años AP. Es decir, la cuenca del lago de Zacapu y su relleno 
sedimentario son con toda certeza más antiguos que 40,000 añosAP y la zona 
lacustre ha mantenido una evolución paleoclimática y geológica continua y activa 
como se puede leer en los trabajos anteriormente mencionados. En este contexto 
es importante mencionar que el espesor total del relleno lacustre aún se desconoce, 
ya que jamás se ha llevado a cabo una perforación suficientemente profunda. 
Posiblemente alcance varios cientos de metros y contenga un registro sedimentario 
que abarque varios cientos de miles de años. 
Además de la zona lacustre (la ciénega de Zacapu propiamente), la región de 
Zacapu está conformada por una amplia variedad de estructuras volcánicas que 
incluye escudos, domos, maares, conos de escoria y flujos de lava que cubren un 
área total de 1480 km2 (Kshirsagar et al., 2015). Debido a su gran extensión, la 
región ha sido subdividida para ser estudiada por sectores. La parte oriental fue 
estudiada recientemente por Kshirsagar et al. (2015, 2016) y la parte occidental es 
el motivo del presente trabajo (Fig. 4). Algunas de las estructuras volcánicas 
 Capítulo 3 
20 
 
Figura 3. Localidad ZAC-12196. A. Se observa uno de los flujos del Malpaís de Zacapu (Capaxtiro= 
C) sobreyaciendo a depósitos lacustres. B. Lente rico en material orgánico dentro de la secuencia 
lacustre, donde se obtuvo un fechamiento por radiocarbono de 13,985 +245/-235 años AP. 
 Capítulo 3 
21 
 
estudiadas por Kshirsagar et al. (2015) fueron fechadas por 40Ar-39Ar y 14C. Las más 
antiguas corresponden al Plioceno e incluyen al flujo de lava Cerro Sanabria 
perteneciente al antiguo volcán La Leonera (4.53 ± 0.016 Ma). Durante el 
Pleistoceno Temprano se formaron el volcán escudo El Picacho Gendo (1.56 ± 0.06 
Ma), el cono de escoria andesítico Cerrito Pelón (1.54 ± 0.13 Ma) y por último, 
depósitos de ignimbrita riolíticos con una edad de 1.5 ± 0.61 Ma. Posteriormente, 
en el Pleistoceno Medio se formaron, varios conos de escoria dispersos en la región 
oriental e incluyen al Cerro Coro Grande que es el más joven con una edad de 0.35 
± 0.013 Ma. Además, se formó una cadena de domos dacíticos con orientación N-
S con edades que varían entre 0.96 ± 0.029 y 1.28 ± 0.64 Ma. En el Pleistoceno 
Tardío se formaron conos de escoria monogenéticos con flujos de lava asociados, 
dispersos en la región, principalmente de composición andesita basáltica y andesita 
(SiO2 = 54-61 wt.%) fechados por radiocarbono y que incluyen al Molcajete de 
Zipiajo (14,719 +350/-335 años AP) y al Cerro Hueco (12,750 ±110 años AP). 
Además, en la región oriental existe el cráter freatomagmático (maar) La Alberca de 
Guadalupe con un rango de edad entre 20,275 +820/-745 y 22,350 +525/-495 años 
AP. Por último, existen dos volcanes holocénicos: El cono de escoria andesítico La 
Mina con una edad entre 10,020 ± 227 y 7,045 ± 123 años AP y el flujo de lava 
Tendeparacua fechado en 6,105 ± 45 años AP. Es decir, la región oriental de la 
cuenca de Zacapu está formada por una sobreposición de productos eruptivos que 
fueron emplazados desde el Pleistoceno Medio hasta el Holoceno. Mayor 
información referente a la parte oriental de la cuenca se encuentra en Kshirsagar et 
al. (2015). 
Al igual que la región oriental, la zona occidental de la cuenca consiste de una 
sobreposición de estructuras que se formaron durante un periodo similar (Fig. 4) 
aunque no se encontraron rocas del Plioceno. Los volcanes más antiguos son del 
Pleistoceno Temprano y los más jóvenes del Holoceno. La mayoría de los volcanes 
del Pleistoceno Temprano fueron fechados por 40Ar-39Ar (Tabla 1), a excepción del 
flujo El Pinal, La Guajolota y Cuinato a los cuales se les asignó esta edad aplicando 
criterios morfológicos (e.g. incisión de barrancas, desarrollo de suelo, etc.). La 
estructura fechada más antigua corresponde a Mesa El Pinal (Fig. 9) que tiene una 
edad de 2.095 ± 0.13 Ma. Sin embargo, morfológicamente, el flujo La Guajolota 
pudiese ser más antiguo ya que tiene pendientes menos pronunciadas que los 
volcanes circundantes (incluido Mesa El Pinal). Además, el escudo El Agostadero 
fechado en 1.84 ± 0.06 Ma, parece ser más joven que La Guajolota ya que los flujos 
de lava que conforman su ladera meridional chocaron contra La Guajolota pues 
presentan frentes que terminan abruptamente, lo que sugiere la presencia previa a 
su erupción de La Guajolota. Secuencialmente, primero hace erupción La Guajolota 
y después la Mesa El Pinal, seguidas por el escudo Brinco del Diablo fechado en 
1.9 ± 0.2 Ma (Ban et al., 1992), que debido a su antigüedad y estructura muestra 
fallas pertenecientes al sistema Cuitzeo. Posteriormente, se forman los flujos 
Cuinato y El Pinal (no confundir con Mesa El Pinal) que morfológicamente son 
similares, pero también parecen más antiguos que El Agostadero, pues las 
 Capítulo 3 
22 
 
pequeñas barrancas que los drenan están más desarrolladas que en El Agostadero. 
Al no tener una relación estratigráfica directa con algún flujo fechado es imposible 
determinar exactamente cuál se formó primero, si el flujo Cuinato o El Pinal, aunque 
es posible especular que su erupción sea casi contemporánea. Posterior a estos 
flujos se formó el escudo El Agostadero con una edad de 1.84 ± 0.06 Ma y cuya 
estructura está mejor conservada que la de los flujos anteriores, pero también con 
canales de erosión bien desarrollados. Siguiendo la secuencia eruptiva aparece el 
escudo El Cuije en el noroeste de la zona de estudio con una edad de 1.66 ± 0.06 
Ma. Le sigue el flujo Tzatzán al sur de La Guajolota con una edad de 1.61 ± 0.08 
Ma. Es importante señalar en este contexto que al oeste de estos flujos se encuentra 
Figura 4. Mapa geológico de la zona de estudio, donde se delimitan las estructuras volcánicas que 
conforman la región occidental de la cuenca de Zacapu. Los fechamientos realizados en este estudio y los 
reportados por Hasenaka y Carmichael (1985) y por Ban et al., (1992) se indican en el mapa, al igual que 
los puntos donde se obtuvieron las distintas muestras. Las muestras 1194, 1189, 1182 salen del límite de 
la zona de estudio, pero se colocaron en el mapa para mostrar el número de muestra fechada. 
 
 Capítulo 3 
23 
 
una falla con dirección N-S que atraviesa a los volcanes El Agostadero, La Guajolota 
y Tzatzán. Hacia el final del Pleistoceno Temprano se forma el escudo El Fresno 
con una edad de 1.58 ± 0.06 Ma. 
Durante el Pleistoceno Medio la secuencia eruptiva está conformada principalmente 
por flujos de lava, algunos cercanos a la ciénega de Zacapu que no han sido 
fechados, pero al comparar los flujos cercanos a la ciénega con la morfología del 
flujo Los Espinos (cercano a el Brinco del Diablo) se observa que deben tener una 
edad similar. La edad del flujo de lava Los Espinos es de 0.87 ± 0.21 Ma y se fechó 
mediante una roca proveniente del basamento (que coincide con este flujo) del maar 
Alberca de los Espinos que aflora en la ladera oeste del cráter freatomagmático. Es 
decir, los flujos de lava El Llano, San Antonio Tariácuri, Santa Gertudis, Loma 
Marijo, La Escondida y Pueblo Viejo son contemporáneos a Los Espinos, y es 
posible que guarden una relación estrecha con respecto a su origen tratándose de 
varios flujos de lava producidos por una misma erupción ya que El Llano y San 
Antonio Tariácuri presentan características petrográficas similares. Sin embargo, los 
flujos más antiguos (probablemente emplazados cerca del límite entre el 
Pleistoceno Medio y el Pleistoceno Temprano) son Los Cuarterones y un flujo sin 
nombre (localizado entre el flujo El Coyotillo-El Durazno y El Copalillo-Cerrito Pelón) 
cuya morfología es muy similar. Ambos presentan espesores (alturas) bajos y 
canales de erosión (pequeñas barrancas) que no son tan profundas como en los 
flujos del Pleistoceno Temprano. Estratigráficamente se encuentran por debajo del 
domo Las Flores (Fig. 5) fechado en 0.92 ± 0.22 Ma en el caso de Los Cuarterones 
y debajo de El Copalillo-Cerrito Pelón fechado en0.062 ± 0.03 Ma en el caso del 
flujo Sin Nombre. Contemporáneo al complejo de domos Las Flores se encuentra el 
flujo de lava Las Minas, ambos (domo y flujo) presentan una capa de suelo arcilloso 
de espesor variable (máximo 1 metro) que en ocasiones permite el avistamiento de 
la roca dacítica que forma a estas estructuras. Por otra parte, el flujo El Coyotillo-El 
Durazno es más joven que El Copalillo-Cerrito Pelón pues su estructura no presenta 
marcas de erosión tan acentuadas como las que se observan en El Copalillo-Cerrito 
Pelón. Por otra parte, el flujo producido por el cono Enmedio fechado en 0.23 ± 0.09 
Ma presenta una morfología similar a la del flujo producido por el cono El Molcajetito 
y al flujo Sin Nombre VI localizado entre el Malpaís Las Víboras y El Infiernillo. 
Además, lucen más antiguos que los flujos El Coyotillo-El Durazno y Mesa Piritzio 
cuyas características son similares. Es decir, no presentan rasgos de erosión 
claramente marcados y sus estructuras originales están bien definidas y el relieve 
de sus flujos está mejor conservado que en el caso de los flujos Enmedio y El 
Molcajetito. Por último, los escudos El Tule fechado en 0.11 ±0.008 Ma, De En 
medio y Picacho son los más jóvenes, pero al estar tan cerca el uno del otro es difícil 
delimitar cada uno y definir una secuencia estratigráfica, aunque juzgando por la 
altura de cada uno y por la dirección de sus lavas parece que el primero en 
emplazarse fue el cerro De Enmedio seguido por El Tule, cuyas lavas son 
ligeramente más antiguas y muestran mayor erosión que las de El Picacho. 
 Capítulo 3 
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 Capítulo 3 
25 
 
Entonces, secuencialmente los flujos Los Cuarterones y el flujo Sin Nombre son los 
más antiguos seguidos por el complejo de domos Las Flores contemporáneo al flujo 
Las Minas. Posteriormente, surgen los flujos circundantes a la ciénega, después el 
flujo producido por los conos El Copalillo-Cerrito Pelón, luego el flujo del cono En 
Medio contemporáneo al cono El Molcajetito y al Flujo Sin Nombre VI y ulteriormente 
el flujo de los conos El Coyotillo-El Durazno contemporáneo a Mesa Piritzio. 
Finalmente se formaron sucesivamente los escudos De Enmedio, El Tule y El 
Picacho. 
Los volcanes del Pleistoceno Tardío se subdividieron en aquellos con edades 
mayores y menores a 30,000 años AP (ver mapa geológico, Fig. 4). Aquí se 
describirán las estructuras cronológicamente. Varias de las más jóvenes se lograron 
fechar por el método del radiocarbono (Tabla 2). El volcán más antiguo entre los 
menores a 30,000 años AP, es el cono de toba (maar) Alberca de los Espinos cuya 
edad se encuentra entre 24,360 ± 520 años y 35,645 + 1025/-910 años AP. En este 
 
Figura 5. Domos Las Flores (LF) desde el WNW. En primer plano se observa la ladera del escudo El Tule (ET) 
así como, el flujo de lava Cerro Vicente (CV). En el plano medio se distingue por su color obscuro El Malpaís 
Prieto (MP) y la planicie lacustre de Zacapu (Z). Esta, así como, demás fotos aéreas fueron tomadas el 7 de 
febrero de 2010 por Sergio Salinas y Claus Siebe durante un vuelo con el capitán Fernando Valencia. 
 
 Capítulo 3 
26 
 
trabajo no se discutirá a detalle su edad más probable ya que se está elaborando 
un escrito más detallado sobre esta estructura por Siebe et al. (en preparación). 
La estructura más antigua del Pleistoceno Tardío es probablemente el flujo 
producido por el cono Cerro Vicente cuyas lavas están cubiertas por un suelo café-
rojizo, que permite observar afloramientos de la roca dacítica que no está alterada. 
Las lavas del Cerro Vicente son muy similares a las del flujo Las Milpillas S (sur), 
localizado entre el flujo Malpaís Prieto y El Capaxtiro, por lo cual es posible que 
ambos sean más o menos contemporáneos. Posteriormente se formó el domo El 
Tecolote que conserva una forma muy bien delimitada, pero con ligeros rasgos de 
erosión, principalmente en la base del domo. Después de El Tecolote, se formó el 
flujo Las Florecitas que presenta una morfología más joven a la de El Tecolote, pero 
más antigua a la de las lavas de Mesa del Bolsón y El Caracol (que son muy 
semejantes entre sí). Además, el flujo Las Florecitas parece ser contemporáneo al 
flujo Los Hornos (localizado en los límites de la zona de estudio) ya que sus 
morfologías son similares y presentan canales de erosión con poca profundidad de 
incisión y frentes de flujodistinguibles. Después, hizo erupción el cono de escoria 
Las Cabras, cuyo fechamiento arrojó edades que varían entre 23,530 ± 110 y 27,395 
+400/-380 años AP (Tabla 2). Es importante mencionar en este contexto que 
Hasenaka y Carmichael (1985b) fecharon este cono en más de 40,000 años, pero 
no reportaron el sitio exacto donde obtuvieron la muestra fechada. Se puede 
especular que la edad tan grande obtenida por estos autores se pueda deber a la 
profundidad (nivel por debajo de los productos de Las Cabras) en la que tomaron la 
muestra del paleosuelo que fecharon. Ante las discrepancias, se hizo el esfuerzo de 
obtener varias muestras y todas coinciden en un rango de edad menor, por lo que 
se asume que el cono Las Cabras es definitivamente más joven de lo reportado por 
Hasenaka y Carmichael (1985b). Posterior a la erupción de Las Cabras, se formó el 
flujo de lava al oeste de Los Hornos, cuyas lavas son morfológicamente más 
antiguas que las de El Pueblito y están estratigráficamente por debajo de él. 
Además, el cono de escoria El Pueblito que hizo erupción entre 21,840 ± 90 y 22,965 
+320/-305 años AP. Al igual que Las Cabras, El Pueblito también fue fechado por 
Hasenaka y Carmichael (1985b) quienes obtuvieron una edad de 29,000 ±3,300 
años AP. La discrepancia entre esta edad y la que se reporta aquí posiblemente se 
deba a las mismas razones ya mencionadas anteriormente 
 
 Capítulo 3 
27 
 
 
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 Capítulo 3 
28 
 
 
 
 
 
Figura 6. A. Vista de la zona de estudio desde el oriente. En primer plano se observa la planicie 
lacustre (Z)así como, el Malpaís de Zacapu (Capaxtiro= C). Más al fondo se encuentra el 
domo El Tecolote (Te) y el escudo El Tule (ET). En el horizonte se divisan los cerros Paracho 
(P), Tancítaro (Ta) y Patamban (Pa). B. Continuación de la vista anterior, pero hacia el WNW, 
donde se distinguen bien el Malpaís Prieto (MP) y los domos Las Flores (LF). En primer plano 
se observa el pueblo de Santa Gertrudis (SG), así como la Mesa El Pinal (MeP) donde se 
encontró la roca más antigua del área de estudio fechada en 2.095 ± 0.127 Ma. 
 
 Capítulo 3 
29 
 
Después de la formación del cono El Pueblito, se formó el domo de obsidiana Las 
Pomas fechado en 19,330 +265/-255 años AP seguido más tarde por la erupción 
del cono de escoria El Molcajete que tiene un rango de edad entre 14,320 ± 85 y 
16,935 +319/-295 años AP. Por último, aparece el flujo Las Milpillas N (N= norte, 
entre el flujo El Infiernillo y Malpaís Prieto) cuyo punto de emisión no es visible 
debido a que se encuentra cubierto por las lavas de El Infiernillo. Es importante 
mencionar que los conos de escoria localizados al este y en medio del complejo Los 
Tres Cerritos (que incluye al cono Las Vigas) mantienen una estructura bien 
conservada con bajos rangos de erosión que consisten principalmente de canales 
someros de erosión. Sin embargo, no se observan lavas directamente asociadas 
debido a que el flujo El Infiernillo cubre gran parte de los flujos Las Milpillas (N y S) 
que parecen haber sido producidos por estos conos. 
Por último, durante el Holoceno se produjeron únicamente flujos de lava que a 
excepción de La Mesa Las Víboras (localizada al suroeste), se ubican en el centro 
del área de estudio (Fig. 6). El primer flujo en formarse, El Infiernillo, fue emitido a 
partir del cono de escoria Las Vigas fechado en 3,200 ± 30 años AP. Esta fecha se 
obtuvo de un paleosuelo encontrado debajo de una capa de ceniza del cono Las 
Vigas en un afloramiento localizado a un kilómetro al norte del cono. Después se 
Figura 7. Domo El Capaxtiro, lugar de emisión del extenso Malpaís de Zacapu. 
 
 Capítulo 3 
30 
 
emplazó el flujo Malpaís Las Víboras cuyo frente norte se puede observar 
sobreyaciendo a El Infiernillo. El flujo Mesa La Víbora es probablemente de edad 
similar al Malpaís Las Víboras (no confundirlos), ya que presentan una cubierta 
boscosa similar. El flujo Mesa La Víbora se emplazó entre El Tecolote y Los Hornos. 
Posteriormente, se emplazaron los múltiples flujos producidos por el pequeño cono 
El Capaxtiro (Fig. 7) mismo que cubre parcialmente al flujo Las Milpillas S, así como 
al flujo del cono Las Cabras. Sin embargo, su morfología no es tan joven como la 
del flujo Malpaís Prieto, que como lo indica su nombre, está casi totalmente 
desprovisto de vegetación y representa la actividad volcánica más joven del área de 
estudio (Fig. 9). 
Figura 8. Superficie del flujo de lava del Malpaís Prieto (MP). En primer plano se observan arqueólogos 
excavando. Al fondo se encuentra El Capaxtiro (C). 
 
 Capítulo 3 
31 
 
El flujo Malpaís Prieto se emplazó entre los flujos Mesa del Bolsón y El Caracol, y 
presenta una morfología muy joven con rugosidades tipo Aa-Aa (Fig. 9) y un aspecto 
rocoso lunar (Fig. 8). El fechamiento por radiocarbono de los tres flujos posteriores 
a El Infiernillo (Malpaís Las Víboras, Capaxtiro y Malpaís Prieto) no fue posible 
porque no se encontró un paleosuelo debajo de ellos debido al gran espesor de sus 
frentes de flujo. Además, y contrario a la formación de El Infiernillo, el 
emplazamiento de estos flujos no fue acompañado por la emisión de ceniza. Debido 
a esto, se recurrió a fechamientos paleomagnéticos realizados recientemente por 
Nasser-Mahgoub et al. (en preparación) que confirman la sucesión de eventos 
mencionada anteriormente. Es decir, las últimas erupciones ocurrieron en la 
siguiente secuencia cronológica: El Infiernillo, Malpaís Las Víboras, El Capaxtiro y 
Malpaís Prieto. 
Figura 9. Vista del Malpaís Prieto (MP) desde el SE. En primer plano lavas del Malpaís de Zacapu (Capaxtiro= 
C) y de la Mesa El Pinal (MeP) limitada por una falla (F) con dirección ESE-WNW. Más al fondo se distinguen 
los domos Las Flores (LF) así como, el escudo El Agostadero (EA). 
 Capítulo 4 
32 
 
Capítulo 4: Petrografía 
Las rocas que forman las estructuras volcánicas en la región occidental de la cuenca 
lacustre de Zacapu pertenecen por su composición química casi en su totalidad a la 
serie calco-alcalina (Fig. 10). De acuerdo a su contenido en sílice (SiO2 en wt.%) se 
pueden clasificar como andesitas basálticas (52-57 wt.%), andesitas (57-63 wt.%), 
dacitas (63-70 wt.%) y riolítas (>70 wt.%). Además, cada tipo de roca comparte 
ciertas características petrográficas que se describirán de manera general a 
continuación (la descripción detallada se puede consultar en el Anexo). Los análisis 
mineralógicos modales (1000 puntos contados por lámina delgada) se presentan en 
la tabla 3. Es importante aclarar que para la clasificación (Fig. 10) se consideraron 
análisis químicos de todas las muestras de roca recolectadas (103), sin embargo, 
las descripciones petrográficas están basadas en únicamente 73 láminas delgadas 
obtenidas de muestras de roca de los diversos volcanes. Es decir, de cada volcán 
se tiene al menos una lámina delgada, aunque ocasionalmente existen varios 
análisis químicos. Además, varios de estos volcanes evolucionaron en su 
Figura 10. Diagrama de TAS en el que se observan todas las muestras analizadas químicamente, que se 
normalizaron y se graficaron para obtener una clasificación química que permitió conocer el tipo de roca. 
 Capítulo 4 
33 
 
composición durante la erupción (se obtuvieron muestras de diversa composición 
en distintas localidades), pero para su descripción petrográfica se agrupó y clasificó 
según el tipo de roca predominante. 
 
Andesitas basálticas 
 
Dentro de este grupo se encuentran los flujos de lava: Los Cuarterones, Las Milpillas 
N y los conos de escoria El Molcajete, El Molcajetito y El Pueblito. Todos éstos están 
formados por una roca porfirítica con una matriz principalmente vítrea con alto 
contenido de microlitos. Además, 
contienen vesículas irregulares 
(3.7-62.5 vol.%), algunas de ellas 
ligeramente alargadas, con 
tamaños inferiores a los 2.5 mm. 
Los fenocristales (0.3-5.3 vol.%) 
son principalmente olivinos (0.12-
1.5 vol.%) euhedrales a 
subhedrales y plagioclasas (0.25-
3.2 vol.%) con tamaños inferiores 
a los 2 mm, aunque cristales de 
augita (0.1-0.3 vol.%) también son 
comunes (<0.3 mm; Fig. 11). Sin 
embargo, fenocristales de 
hiperstena solamente fueron 
observados en el flujo Las Milpillas 
N y en el flujo Los Cuarterones, 
pero en proporciones bajas, 
máximo 0.3 vol.% (Tabla 3). Todas 
estas muestras contienen 
plagioclasa, augita e hiperstena 
como microfenocristales (0.9-26.4 
vol.%) y microlitos (18.6-75.4 
vol.%). También forman 
aglomerados de olivino, en el caso 
de El Molcajete y Las Milpillas N, y 
aglomerados de plagioclasa con 
augita, en el caso de Los 
Cuarterones y El Pueblito. En la 
muestra de El Molcajete se 
observaron xenocristales de 
cuarzo con corona de augita. 
Figura 11. Fotografías bajo el microscopio petrográfico del flujo 
Los Cuarterones. A. Plagioclasa con textura de tamiz, Vs= 
vesícula, Ol= olivino, Cpx= augita. B. Crecimiento intersticial 
de plagioclasa y olivino. 
 Capítulo 4 
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Andesitas 
 
En este grupo químico se encuentra la mayor parte de las estructuras volcánicas 
que conforman la región occidental de la cuenca lacustre de Zacapu y que incluye 
a los conos Las Cabras, Los Tres Cerritos M, el domo El Tecolote, los escudos El 
Tule y Cerro de En Medio, los flujos El Coyotillo-Durazno, El Caracol, Las Florecitas, 
Mesa del Bolsón, Tzatzán, Mesa El Pinal, Mesa Piritzio, El Pinal, Cuinato, San 
Antonio Tariácuri, El Copalillo-Cerrito Pelón, El Llano, El Flujo Sin Nombre y El Flujo