Reconstruccion-paleoclimatica-cuaternario-tardio-de-la-porcion-occidental-del-valle-de-Tehuacan-Puebla-Mexico--estudio-palinologico

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MÉXICO, D.F. 
T E S I S 
Instituto de Ecología 
QUE PARA OBTENER EL GRADO ACADÉMICO DE 
MAESTRA EN CIENCIAS BIOLÓGICAS 
(BIOLOGÍA AMBIENTAL) 
“RECONSTRUCCIÓN PALEOCLIMÁTICA 
(CUATERNARIO TARDÍO) 
DE LA PORCIÓN OCCIDENTAL 
DEL VALLE DE TEHUACÁN, PUEBLA, 
MÉXICO: ESTUDIO PALINOLÓGICO” 
P R E S E N T A 
MIRNA ETHEL CANUL MONTAÑEZ 
DIRECTOR DE TESIS: (DR. ALFONSO VALIENTE BANUET) 
OCTUBRE, 2008 
POSGRADO EN CIENCIAS 
BIOLÓGICAS 
UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO 
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respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
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Agradecimientos 
 
Agradezco a las instituciones que me apoyaron durante mi permanencia en el posgrado: Al 
Consejo de Ciencia y Tecnología (CONCYT) por otorgarme la beca que permitió poder 
desarrollar mis estudios de maestría. Al posgrado en Ciencias Biológicas e Instituto de 
Ecología de la Universidad Nacional Autónoma de México, por el apoyo académico e 
institucional que me brindaron. 
 
Al Instituto de Geología de la UNAM, por permitirme trabajar en el laboratorio de 
Palinología. 
 
A mi comité integrado por el Dr. Alfonso Valiente Banuet, Dr. Enrique Martínez 
Hernández y al Dr. José R. Ortega, por todo el apoyo que me brindaron a través de mis 
estudios del posgrado. 
 
A la Dra. Maria Cristina Peñalba por sus acertados comentarios en la tesis que aportaron 
claridad y consistencia. 
 
En especial a la Dra. Elia Arriaga Hernández por sus excelentes enseñanzas y su dedicación 
y la infinita paciencia que me tuvo y por que siempre me impulso a seguir adelante y me 
enseño a no renunciar y por saber ser amiga. MUCHAS GRACIAS. 
 
Al Dr. Alfonso Valiente, quien me dio oportunidad de trabajar con él, y de quien aprendí lo 
necesario y me impulsó a seguir en la investigación, por su gran apoyo incondicional, por 
redireccionar mi tesis cuando se salía de toda lógica, porque nunca dejo de creer en mi y 
por su calidad humana que demostró al ayudarme en los frecuentes momentos difíciles que 
tuve en mi vida durante el posgrado GRACIAS. 
 
Al Dr. Enrique Martínez, mi gurú quien me enseñó la magia del polen, porque sus 
enseñanzas se convirtieron en una adicción que no podré dejar, y me enseño que la vida es 
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un momento que debes vivir con sabiduría y con un esfuerzo constante, por mucho estaré 
por siempre agradecida GRACIAS doc. 
 
Al Dr. José Ortega por la paciencia que me tuvo y sus valiosos comentarios que me 
ayudaron para estar totalmente segura que me encanta el tema y el ánimo que me impulsa a 
seguir adelante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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om namo manyhushriye, 
namo sushiriye, 
namo utama shriye soha. 
 
(Gueshe Kelsang Gyatso) 
 
 
 
A quien eternamente permanecerá conmigo, le dedico este trabajo 
 
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A Allan Ortega Muñoz , que fué, es y será mi fuerza ante la vida, porque me ayudó a ver lo 
que limitadamente no percibía en mi trabajo, a no dejar a medias nada y dar lo mejor de mi 
en cada momento y me enseño a ser ecuánime cada día. Gracias porque hasta el último 
momento estuviste a mi lado para que pudiera finalizar este proyecto y sobretodo porque 
me enseñaste que la verdadera esencia de alguien surge del valor que tienes para enfrentar 
los obstáculos y poder sentirte tranquilo cuando te das cuenta que lo lograste, gracias amor. 
Al fin lo logramos. 
 
A mi familia porque forman parte de mi vida, incondicionalmente apoyándome y 
amándome sin juzgar el camino por donde mis pasos hacen historia. 
 
A Betty Muñoz, Pastor Ortega y el chiquito porque estuvieron a cada momento feliz y no 
tan feliz de mi posgrado, por sus sonrisas para levantarme el ánimo y sus apreciados 
consejos. 
 
Al laboratorio de palinología del Instituto de Geología, en especial a Carlos Núñez por 
formar parte de mi aprendizaje en las técnicas de laboratorio y a Blanquita por su apoyo en 
cada momento y a ambos por brindarme su amistad. 
 
A Ana banana y José “failure”, quienes me enseñaron a vivir la vida del estudiante de 
posgrado, por el recuerdo de aquellas divertidas parrandas y las historias que creamos 
juntos, por los viajes que se quedarán grabados y sobretodo porque me ayudaron a 
sobrevivir ante el ritmo de trabajo, les recuerdo con cariño. GRACIAS. 
 
Al laboratorio del Instituto de Ecología, en especial a Pedro por saber ser mi verdadero 
amigo en las buenas y en las malas, al pocharas Juan Pablo, a Adolfo por enseñarme la 
parte divertida del estudiante chilango (el albur), a Arnoldo por que sabe hacerme reír, a 
Nadia quien sabe estar en los momentos difíciles, a Javier por ayudarme en la estructura de 
mi trabajo y por sus observaciones y a todos en general por el apoyo que fue parte 
importante para poder resistir ¡¡¡¡al fin termine!!!!. 
 
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A mis amigos que andarán conmigo por siempre, mis hermanos los procas, Ilka, Rocío, 
Gerardo y Paty y nuestros adoptados Jesús Julio, Yazmín y Allan, quienes me ayudan a 
seguir de pie y terminar lo que inicié aunque las circunstancias externas no sean favorables. 
GRACIAS. 
 
Al Dr. Gerald Islebe y la Dra. Nuria Torrescano de El Colegio de la Frontera Sur 
(ECOSOUR) quienes aportaron comentarios importantes y me enseñaron a ver las cosas de 
una manera menos complicada y pensar que todo tiene solución. GRACIAS. 
 
Al Ing. Alpuche de la Comisión Nacional del Agua, unidad Chetumal, Quintana Roo, de 
quien recibe su apoyo para entender el clima de México. 
 
A mis amigos que de alguna manera estuvieron compartieron anécdotas de mi posgrado y 
quienes me dieron valiosos consejos y con quienes reí mucho: Bernard, al buen amigo 
Willy quien vivió los últimos días de tomar decisiones extremas para terminar la tesis, 
gracias por tu apoyo, Roberto y Geny, Edwin y Liz, Toño y Angélica, Kelsang Chime, 
Kelsang Machog, Alberto, Marypaz y Jesús. 
 
En especial agradezco al Dr. Juan Tun Garrido, quien fue el que me impulsó a encontrar 
esta historia. Gracias. 
 
 
 
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Í n d i c e 
Introducción _______________________________________________________________ 1 
Planteamiento del problema __________________________________________________ 17 
Objetivo general ___________________________________________________________ 19 
Objetivos particulares_______________________________________________________ 19 
Área de Estudio ___________________________________________________________ 20 
Ubicación Geográfica_______________________________________________________ 20 
Geología _________________________________________________________________ 23 
Clima ___________________________________________________________________ 24 
Vegetación _______________________________________________________________ 25 
Método __________________________________________________________________ 34 
Extracción de las muestras ___________________________________________________ 34 
Laboratorio _______________________________________________________________ 35 
Extracción palinomorfos_____________________________________________________ 35 
Identificación y Conteo _____________________________________________________40 
Análisis de las muestras _____________________________________________________ 40 
Resultados________________________________________________________________ 41 
Descripción de las zonas polínicas _____________________________________________ 41 
San Lucas ________________________________________________________________ 41 
La Candelilla _____________________________________________________________ 49 
Discusión ________________________________________________________________ 55 
Conclusiones______________________________________________________________ 65 
Bibliografía_______________________________________________________________ 68 
Anexos __________________________________________________________________ 74 
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Resumen 
Durante el Cuaternario tardío ocurrieron grandes cambios climáticos en la tierra, que se 
reflejaron en una secesión de períodos glaciales e interglaciales. El último período glacial 
cuyo máximo apogeo glacial ocurrió entre los 23,000 y 18,000, modificó la presencia de las 
comunidades vegetales establecidas en latitudes extratropicales donde se sintió más el frío, 
y lo cual propició que los cinturones de vegetación arbórea con afinidad a una condición 
fría bajaran sus niveles altitudinales y latitudinales. En latitudes intertropicales no se 
registraron glaciales a baja altitud; pero aun así se sabe que durante este período climático 
existieron modificaciones en las comunidades vegetales debido a la influencia que ejercía el 
patrón de circulación atmosférica que dominaba durante la glaciación a estas latitudes. El 
presente trabajo reconstruye a través del contenido palinológico, los tipos de vegetación 
que durante el Cuaternario tardío registraba la parte occidental del Valle de Tehuacán, 
Puebla, y se indica la influencia que tuvo en latitudes intertropicales la configuración de la 
circulación atmosférica a finales del último período glacial. Los resultados revelan que esta 
zona que actualmente soporta una vegetación xerófila, durante la última fase fría del 
Cuaternario tardío, presentó vegetación que tenía afinidad a condiciones frías y secas, y 
posteriormente a este período, en el Holoceno temprano y medio se estableció un clima más 
húmedo que el actual, hasta alcanzar los 5, 000 años A.P. aproximadamente en el que se 
interrumpe este registro. La presencia de la sucesión climática que ocurrió a través de este 
tiempo puede ser una posible vía que explica, por qué el Valle de Tehuacán-Cuicatlán, es la 
región árida-semiárida meridional más diversa de Norteamérica, ya que ésta generó 
migraciones de taxoness con distintas afinidades climáticas, lo cual sin duda es una de las 
causas de que esta región sea diversa. 
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Introducción 
En los últimos 1.86 millones de años, durante el Cuaternario, ocurrieron cambios climáticos 
marcados por amplias escalas espaciales y temporales (Flint, 1971 en Williams et al., 2003; 
Nichols, 1999) expresados como continuas oscilaciones de condiciones cálidas a frías, las 
cuales aproximadamente alcanzaron entre 21 y 22 ciclos en total (Labeyrie, 1986). Éstas 
tuvieron efecto a diversas latitudes y altitudes de la Tierra, modificando la distribución de 
la flora y la fauna, y por ende contribuyendo al recambio y la mezcla de especies, en la 
composición florística de las comunidades actuales (Ackerly, 2003 en Valiente-Banuet et 
al., 2006). 
Uno de los cambios con mayores consecuencias ambientales fue la máxima extensión y 
crecimiento de los glaciares (18,000 años A.P.) cuyo origen es explicado con base en la 
teoría astronómica de Milutin Milankovitch, quien revela que la distribución estacional y 
latitudinal de energía que la Tierra recibe del sol, fue modulada por parámetros orbitales 
como la precesión de equinoccios (periodicidad 22,000 años), la oblicuidad terrestre 
(periodicidad 41,000 años) y la excentricidad de la órbita (periodicidad 100,000 a 400,000 
años) (Labeyrie, 1986; Uriarte, 2003) que al manifestarse, desencadenaron los ciclos 
glaciales (Pedraza, 1996; Williams et al., 2003; Labeyrie et al., 2003). 
El ciclo glacial que se manifestó durante el Cuaternario, ha sido ampliamente estudiado, a 
través de los paleoregistros oceánicos, continentales y de la criósfera, los cuales registran 
gran similitud y, en muchos de los casos, fueron significativamente correlacionables con 
respecto al contenido de δ18O de los glaciares (Imbrie y Kepp, 1971, Berger, 1977; 
Salvignac, 1988; McManus et al., 1999; Allen et al., 1999; Petit et al., 1999 en Labeyrie et 
al., 2003). Por ello en su mayoría han sido utilizados para modelar la posible condición 
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atmosférica que caracterizó la época glacial (CLIMAP,1976; CLIMAP, 1981 en Labeyrie 
et al., 2003). 
Durante el máximo glaciar (MG) (cronoestatigráficamente establecido a los 18,000 años 
A.P. 14C y equivalente a 21,000 años calendario (CLIMAP, 1976; CLIMAP, 1981 en 
Labeyrie et al., 2003, y abarca de 18,000 a 14,000 A.P. años 14C, según Street-Perrott, F. A 
y R. Perrott, 1990), a consecuencia de la influencia de los parámetros orbitales que 
afectaron a la Tierra, los polos fueron más fríos que en la actualidad y la Zona de 
Convergencia Intertropical (ZCIT) se mantuvo entre el ecuador y los vientos del oeste 
(Westerlies) (Hodell et al., 1991); no hubo influencia de los Alisios y un sistema de alta 
presión se estableció sobre la mayoría del continente americano, creando condiciones 
climáticamente “estables” (CLIMAP, 1981 en Labeyrie et al., 2003). No obstante las masas 
de aire frías y secas del Ártico dominaron una gran porción del continente (Harrison y 
Metcalfe, 1985) que al formar sistemas de frente frío lograron originar precipitaciones a 
bajas latitudes, y las cuales pudieron ser reforzadas, quizás, con la presencia de los 
Westerlies, ya que éstos, al ser desviados por la máxima altura de los glaciares, también 
pudieron contribuir con precipitaciones a las mismas latitudes. 
La evidencia global refleja una condición glacial generalizada de acuerdo al modelo 
climático construido por el CLIMAP (1981 en Labeyrie et al., 2003). Este modelo 
caracterizó el máximo glacial, con temperaturas promedio continentales entre 4 a 6 °C más 
fría que la actual (interpretadas a través de una simulación climática entre la atmósfera y el 
océano) (CLIMAP, 1981 en Labeyrie et al., 2003; Guilderson et al., 1994); temperaturas 
promedios de la superficie oceánica subtropicales de <2.3 °C (CLIMAP, 1976) (derivadas 
del análisis estadístico de la distribución de especies de microfósiles en sedimentos) (Imbrie 
y Kipp, 1971 en Labeyrie et al., 2003) y entre 1 y 3 °C el promedio de temperatura en los 
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océanos intertropicales (Labeyrie et al., 2003). La mayoría de los paleoregistros indican 
que, durante el máximo glacial el nivel de los océanos fue de 120 metros más bajo que la 
línea de costa actual, debido a que los glaciares continentales y marinos lograron su mayor 
concentración de agua (CLIMAP, 1976; Labeyrie, 1986; Uriarte, 2003). 
Bajo esta condición ambiental del máximo glacial, es que se formó el casquete glaciar más 
grande en norteamérica, el Lauréntida, el cual tuvo un efecto importante en el balance de 
calor de la hidro-atmósfera del continente americano (Emiliani et al., 1975). La extensión 
máxima del Lauréntida, fue de 16 millones de Km2, con un volumen de 30 millones de 
Km3, es decir norteamérica fue cubierta por un tercio del volumen total del hielo 
continental (Uriarte, 2003) y se extendió desde el Antártico hasta Groenlandia, alcanzando 
áreas tan meridionales como los 36° norte, latitud en la que se ubica la actual ciudad de 
Nueva York, así como áreas en las que actualmente no se encuentran cubiertas por 
glaciares, como la mayor parte de Canadá y el sur de las costas este de los Estados Unidos 
de América (Antevs, 1928, 1929, 1932, 1936, 1938, 1939, 1945en Martínez del Río, 1953; 
Williams et al., 2003; Uriarte, 2003). La máxima altura del Lauréntida (3,000 a 4,000 
metros) se debió a la influencia directa de la humedad oceánica absoluta suministrada por 
las borrascas invernales formadas en la costa Atlántica del nordeste de EE.UU y Canadá. 
Éstas estaban asociadas a frentes polares activos (Dupplesy, 1993 en Uriarte, 2003), los 
cuales, por provenir del Atlántico, favorecieron la formación del lado oriental del glaciar, a 
diferencia de su lado occidental, el cual recibió menor suministro de humedad del lado del 
Pacífico y, por lo tanto pudo servir de refugio para diversas especies de Coníferas (Uriarte, 
2003). 
El CLIMAP (1981 en Labeyrie et al., 2003) revela que durante el máximo glacial, además 
de presentarse una condición más fría que la actual, se expresó una condición que la 
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definieron como “árida”. Esta condición que el CLIMAP modela, definitivamente no se 
manifestó como la condición árida que en la actualidad describiría un típico desierto, pues 
si se define árido de acuerdo a la caracterización botánica que menciona Zahori (1959 en 
Horowitz, 1992), durante el máximo glaciar tendría que haberse registrado la vegetación 
típica de este sistema, y sin embargo, en la mayoría de los registros se revelan tipos de 
vegetación afines a la condición fría y húmeda actual. Por ejemplo, en Norteamérica 
durante el máximo glacial, se expresó una condición más fría y húmeda que la actual, 
revelada a través de estudios como los realizados en las actuales zonas áridas y semiáridas 
extratropicales de los EE.UU. y Nevada (30° latitud norte) las cuales soportaron extensos 
bosques de Juniperus spp., Pinus spp. y Abies spp (18,000 y 17,000 años A.P.) (Van 
Devender y Spaulding, 1979); en Arizona se registraron bosque de Pinus spp. y Juniperus 
spp. (17,830 ± 870 años A.P.) (Davis et al., 1985) y la porción suroeste de EE.UU. reveló 
altos niveles de agua lo cual de acuerdo a los autores favoreció la expansión de los bosques 
de Coníferas (16,000 años A.P.) (Ortega et al., 1999; Van Devender y Burgess et al., 1990). 
Los estudios sugieren que todos estos lugares, que actualmente sostienen vegetación 
xerófila, durante el máximo glacial, soportaron extensos bosques de Juniperus spp., Pinus 
spp. y Abies spp. Estos tipos de vegetación, confirman a estas latitudes (30° latitud norte 
aprox.) la condición glacial, la cual debió registrar temperaturas promedio entre 2.5 a 6 °C 
más frías que las actuales y con precipitaciones de 1,000 mm, de acuerdo a los 
requerimientos que necesitan estos tipos de vegetación actualmente (Rzedowski, 1978). 
Ello da un idea general de que la condición árida que el CLIMAP establece en su modelo, 
en realidad se expresó más húmeda que la condición árida actual, a estas latitudes, sugerida 
por los tipos de vegetación presentes. 
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En México, la influencia del máximo glacial se revela a través de los bajos niveles del nivel 
del mar, con respecto a la línea de costa actual, reportados tanto para las costas de Sonora 
(26° 14' a 32° 29' latitud norte y entre los 108° 26' a 105° 02' longitud oeste) (18,000 a 
17,000 años A.P.) (Curray y Moore en Malpica et al., 1978; Lecolle y Lancen, 1977 citados 
por Van Devender y Spaulding, 1979) como para las de Nayarit (20°36' a 23°05' latitud 
norte y 105°46' a 103°43' longitud oeste) (19,000 a 17,000 años A.P.) (Curray y Moore en 
Malpica et al., 1978). Estos bajos niveles del mar pueden relacionarse con los estudios que 
sugieren una reducción en la extensión de los bosques de Pinus sp. y Poaceae, tal y como se 
reporta para las costas del Golfo de California (entre 32° y 22° latitud norte, a los 18,000 
años A.P.) (Heusser, 1982 en Brown, 1985). De acuerdo con estos estudios, se muestra que 
la parte norte del Pacífico toleró condiciones que necesariamente fueron menores a la 
mínima humedad necesaria para mantener un bosque de Pinus sp. lo cual pudo expresarse 
menor a los 600 mm de precipitación) (Rzedowski, 1978). Sin embargo otros estudios 
proponen, que a latitudes intertropicales del mismo lado de la vertiente Pacífica, como 
Pátzcuaro, Michoacán (19°35’latitud norte y 101°35’longitud oeste; 2,044 m) soportó 
condiciones de mayor humedad con respecto a la condición que presentó el norte del país, 
explicado por la presencia de herbáceas de las familias Asteraceae, Poaceae y 
Chenopodiaceae-Amaranthaceae (Cheno-Ams) (18,000 a 16,000 años A.P.) (Watts y 
Bradbury, 1982); así como por la presencia de bosques de Pinus sp., Quercus sp. y Abies 
sp. (18,000 a 16,000 años A.P.) (Brown, 1985) y la vegetación de tipo ripario caracterizada 
con la presencia de Alnus sp. (15,000 años A.P.) (Bradbury, 2000). Esto demuestra que a 
estas latitudes, la condición durante el máximo glacial fue tan húmeda y fría como la que se 
presentó en las tierras extratropicales del Pacífico de los EE.UU. 
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El centro del país, reveló el efecto de la influencia glaciar, entre 18,000 y 16,000 años A.P., 
con una condición fría y menos húmeda que el lado del Pacífico mexicano, sugerido, 
básicamente, por la evidencia de bosques de Pinus spp., Quercus spp., Picea spp. y 
Poaceae, registrados en el lago de Chalco, Estado de México (18°22' a 20°17' latitud norte 
y 100°37' a 98°36' longitud oeste) (Caballero-Miranda, 1997 quien cita a Flores-Díaz, 
1986; Lozano-García y Xelhuantzi, 1997) y en Texcoco, Estado de México (18°22' a 20°17' 
latitud norte y 100°37' a 98°36' longitud oeste) (González-Quintero y Fuentes-Mata, 1980 
en Brown, 1985; Lozano-García y Xelhuantzi, 1997). Por tal motivo, esta condición menos 
húmeda como la registrada del lado del Pacífico, es sugerida debido a la inexistencia en el 
registro polínico de Abies sp. No obstante, fue más fría que la temperatura promedio actual, 
ya que se presentaron elementos como Picea sp. quien se desarrolla actualmente bajo una 
temperatura promedio entre 10 a 26 °C (Rzedowski, 1978). Otro estudios indican, 
igualmente, que estos dos lagos (Chalco y Texcoco) durante las mismas fechas, pudieron 
conectarse de manera estacional (Caballero-Miranda, 1997; Lozano-García y Ortega-
Guerrero, 1994) sugiriendo con ello posibles precipitaciones. Esto es importante, ya que 
Lozano-García et al (1994) indican que la presencia de una mayor humedad en Chalco o 
debido a estas entradas de lluvia de manera estacional (16,000 años A.P.) pudo ocasionar 
que aumentara su nivel del agua. Sin embargo, como estos autores sugieren, el aumento en 
el nivel del agua, pudo estar relacionado principalmente, con una actividad volcánica y no 
tanto con una condición climática. También el lago de Tecocomulco en Hidalgo (19°53’ 
latitud norte y 98°21’ longitud oeste; 2,500 m, a los 16,000 a 15,000 años A.P.), revela a 
través de la presencia de caliche un clima que los autores interpretan como árido, 
sugiriendo por lo tanto que la condición se presentó más seca que en la actualidad 
(Caballero et al., 1999). En general estos estudios proponen que, a pesar de que ocurrieron 
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condiciones en el centro del país que revelaron baja humedad relativa con respecto a la que 
se necesitaría para soportar un bosque de Abies sp. se expresó la suficiente humedad para 
mantener un bosque de Pinus sp. (600 a 1,000 mm de precipitación). Por lo tanto, la 
condición que caracterizó el centro de México, fue mucho más fría que la actual. 
Esta condición fría se corrobora también con los registros de avances glaciares a latitudes 
de 19° latitud norte (18,000 a 15,000 años A.P. y prolongándose hasta los 14,000 años 
A.P.) reportados para el Iztaccíhuatl (19°11’ latitud norte y 98°38’ longitud oeste; 5,220 m 
s.n.m) (Vázquez-Selem y Heine, 2004; Heine, 1978) y el Ajusco (19°15’ latitud norte; 
99°21’ longitud oeste; 3,650 m s.n.m) (Vázquez-Selem y Heine, 2004). Así como el estudio 
que realiza Ortega-Ramírez(1979) quien establece a través de la presencia de morrenas los 
efectos de la glaciación ocurridos durante el Cuaternario, en el Ajusco (19°00’ a 19°21’ 
latitud norte y 99°25’ a 99°00´ longitud oeste) e indica que éstos se manifestaron también 
en áreas como el Iztaccíhuatl, el Popocatépetl, La Malinche y el Nevado de Toluca. 
Posterior al máximo glacial, entre los 14,000 y 7,000 años A.P. (Zicheng et al., 2001) las 
condiciones orbitales cambian (Hodell, 1991), ya que la distribución estacional y latitudinal 
de la energía recibida del sol hacia la Tierra se modificó de nuevo (Labeyrie et al., 2003). 
Como consecuencia, los polos comenzaron a elevar su temperatura con respecto a la 
registrada durante el máximo glacial (Poor et al., 2003) ocasionando que la Zona de 
Convergencia Intertropical (ZCIT), que se mueve en función de la temperatura, se 
desplazará hacia el norte junto con el cinturón de altas presiones, principalmente la 
semipermanente Bermuda-Azores, alcanzando los 35° latitud norte y, por lo tanto la región 
de norteamérica, durante el tiempo de la deglaciación, recibió abundantes precipitaciones 
por la influencia de los Alisios (Metcalfe et al., 2000; Poor et al, 2003). La mayor 
insolación que ocurría sobre los polos, produjo el derretimiento de los grandes casquetes 
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glaciares que fueron transportados hacia el norte del Atlántico teniendo una fuerte 
influencia en el Golfo de México. El agua fría derretida de los glaciares, que drenó al Golfo 
a través del río Mississippi, modificó su circulación al reducir substancialmente el exceso 
de evaporación e inhibir la circulación termohalina, ocasionando que se manifestaran 
eventos fríos similares a la condición climática glaciar, pero, bajo el dominio de una 
tendencia lo suficientemente caliente como para derretir los glaciares (Labeyrie et al., 2003; 
Poor et al, 2003; Street-Perrott y Perrott, 1990). Otro efecto importante del derretimiento 
glaciar fue que el nivel del mar alcanzara nuevamente la línea de costa actual (Yokohama et 
al., 2000 en Labeyrie et al., 2003). Los trabajos que indican la condición típica durante la 
deglaciación, la cual se consideró más caliente que durante el máximo glacial, se 
interpretan con los sedimentos marinos del Atlántico norte (Zicheng et al., 2001). Por 
ejemplo, a bajas latitudes al oeste del océano Atlántico entre los 15,000 a 13,000 años A.P. 
se reporta un aumento de la temperatura oceánica, con respecto a la temperatura glacial, 
siendo el período que alcanzó la máxima temperatura entre los 13,000 a 11,000 años A.P. 
(Bolling/Allerod) (Rulemán et al., 1999 en Labeyrie et al., 2003; Zicheng et al., 2001; 
Labeyrie et al., 2003; Alley et al., 1997 en Zicheng et al., 2001). De igual manera, bajo la 
condición global durante la deglaciación, se registraron eventos tan fríos como los 
ocurridos durante el máximo glacial, ocurriendo en su mayoría a causa del colapso de los 
casquetes glaciares, originado por las altas temperaturas. Estos glaciares interrumpieron de 
nuevo la circulación oceánica y atmosférica, aun cuando la insolación de verano fue 
máxima, modificando las condiciones atmosféricas regionales (Labeyrie et al., 2003). Entre 
los principales eventos fríos que se registran en los sedimentos marinos del Atlántico se 
encuentra el Dryas Antiguo (14,050 años A.P.) (Zicheng et al., 2001); el último evento 
Heinrich (H0) (12,650 años A.P.) (Andrews et al., 1994 en Zicheng et al., 2001) y el Dryas 
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Reciente (12,000 años A.P.), el cual se originó debido al segundo evento de descarga 
masiva de agua proveniente del Lauréntida hacia el Atlántico norte (Street-Perrott y Perrott, 
1990; Labeyrie et al., 2003; Poore, 2003). Por lo tanto los registros de sedimentos marinos 
reflejan que ocurrieron de manera sincrónica condiciones propias del período de la 
deglaciación como son, temperaturas más altas y una mayor humedad con respecto a la 
condición glacial y, condiciones que se expresaron similares a la condición durante el 
máximo glacial. Debido a ésto, es que diversos estudios tanto de los EE.UU. como de 
México, reportan una variedad de oscilaciones climáticas. Por ejemplo, los estudios que 
coinciden con la alta temperatura, que registraron los sedimentos marinos del Atlántico 
norte durante la deglaciación, se reflejan en el sureste de California (1,900 m de altitud) por 
soportar una condición árida (14,450 ± 150 a 13,850 ± 220 años A.P.) (Porter, 1974 en Van 
Devender, 1977); en California y Arizona por registrar bosques de Juniperus spp. (13, 500 
± 90 años A.P.) (Porter, 1974 en Van Devender, 1977); en las costas de Oregón a través de 
la disminución del Pinus monticola (12,400 a 11,000 años A.P.) (Grigg y Withlock, 1988 
en Zicheng et al., 2001); al sur de la Sierra Nevada por las altas temperaturas (10,000 a 
8,000 años A.P.) (Davis et al.,1985) y Texas donde las madrigueras fósiles de Neotoma 
spp. revelaron la presencia de Pinus edulis, P. cembroides y P. monophylla sugiriendo de 
tal manera una condición que debió ser más caliente que la existente durante el máximo 
glacial (11,500 y 10,910 ± 170 años A.P.) (Wells, 1966 y Van Devender, 1977 en Van 
Devender, 1990). Esta interpretación se fortalece con otro estudio que indicó la presencia 
de Larrea tridentata y Ambrosia dumosa para la misma región en cuestión (10,580 ± 550 
años A.P.) (Van Devender, 1973, 1977 en Van Devender, 1990). También se revela, que el 
actual desierto Sonorense (9,000 años A.P.) redujo sus bosques de Coníferas (Van 
Devender, 2002 en Fleming y Valiente-Banuet, 2002) y el Chihuahuense (38° latitud norte) 
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(8,000 años A.P.) perdió gradualmente especies como Pinus edulis, Pinus remota y 
Juniperus scopolorum (Van Devender, 1960, 1977 en Van Devender 1990). Todo ello 
sugiere, que los actuales desiertos durante la deglaciación aumentaron su temperatura y 
redujeron sus niveles de humedad. En el sureste de los EE.UU. (8,000 a 7,000 años A.P.) se 
registraron bajos niveles de agua, lo cual coincide con la reducción de bosques de Pinus 
spp. y la presencia de Quercus spp. (Ruter et al., 2004). En California (8,910 ± 380 años 
A.P.) también se registró la reducción de Pinus monophylla junto con el establecimiento de 
un bosque xérico compuesto por Juniperus spp. y Quercus spp. (Van Devender y 
Spaulding, 1979). Durante la deglaciación en México, sin embargo se registró además de 
una mayor temperatura, una mayor influencia de precipitaciones, que durante el (MG). Por 
ejemplo, en Babícora, Chihuahua (29.4° latitud norte y 107.7° longitud oeste; 2,100 m 
s.n.m) (11,000 a 9,800 años A.P.) se registraron flujos de derrubios que indican, de acuerdo 
a los autores consultados, una condición que soportó altas temperaturas con respecto a las 
temperaturas del período glacial, las cuales fueron responsables para que estos derrubios 
ocurran, junto con las entradas de precipitación que ocurrían de manera estacional 
sugiriendo que, durante este tiempo inició un posible establecimiento de la condición árida 
(interpretada tanto por la alta temperatura y por la escasa cubierta vegetal) (Ortega-Ramírez 
et al., 1998). Esta condición árida se atenuó más entre los 8,900 a 4,000 años A.P. por la 
presencia de depósitos eólicos, interpretado por la presencia de las tasas elevadas de 
evaporación que estuvieron asociadas con un incremento en la temperatura (Ortega et al., 
1998 en Ortega et al., 2004). Los estudios realizados en Babícora, indican que el aumento 
del nivel del agua en la laguna (10,000 a 8,000 años A.P.) fue debido a la influencia del 
derretimiento de los glaciares, que a su vez, fue favorecido por la mayor frecuencia de 
precipitaciones (COHMAP, 1988 citado por Ortega-Ramírez, 2004; Urrutia-Fucugauchi et 
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al., 1997). Además se reporta, en el norte del país (23º a 24º latitud norte y 110º longitudoeste) (10,000 años A.P.), que en particular Baja California (8,500 a 8,000 años A.P.), 
soportó tipos de vegetación como el chaparral, sustituido posteriormente por Cercidium 
spp., que junto con el aumento de Quercus spp., se puede interpretar que estuvo presente 
una condición consistente con la condición caliente de la deglaciación (Peñalba y Van 
Devender, 1998). Estudios realizados en la laguna de San Felipe, Baja California Sur 
(11,000 años A.P.) muestran la presencia de Artemisia tridentata y Juniperus spp. así como 
los característicos bosques de Pinus spp., lo que representa una condición del máximo 
glacial, e indican que aún bajo esta condición fría inicia el proceso de cambio en la 
configuración de las comunidades vegetales del norte de México (Van Devender, 1960, 
1977 en Van Devender 1990). También los registros de la Sierra Victoria en Baja 
California Sur (23º a 24º latitud norte y 110º longitud oeste) (9,015 ± 110 años A.P.) 
indican la presencia de un bosque de Pinus sp. (Sirkin et al., 1994). Por lo tanto en el norte 
del país, de acuerdo a la evidencia reportada, durante la deglaciación pudo haber habido 
temperaturas mayores a los 20 °C y precipitaciones menores a 600 mm (Rzedowski, 1978), 
condiciones necesarias para soportar los tipos de vegetación antes citados, pero con una 
mayor frecuencia en las precipitaciones. El Pacífico reflejó también oscilaciones climáticas 
durante la deglaciación. Por ejemplo, el estudio lacustre realizado en San Nicolás de 
Parangueo, Michoacán (20º23’ latitud norte y 101º17’ longitud oeste; 1780 m s.n.m el 
cráter y el lago está a 1,700 m s.n.m) (10,000 a 9,000 años A.P.) revelan una reducción 
hídrica por la presencia de Cheno-Ams (Kutzbach, 1981 en Brown,1985). Sin embargo, en 
el mismo San Nicolás de Parangueo, Michoacán (9,000 a 7,000 años A.P.) se reportan 
también, en sus bajas altitudes, comunidades de herbáceas y en las altas el continuo 
bosques de Pinus spp. (Brown, 1984 y Kutzbach, 1981 en Brown, 1985) sugiriendo, de tal 
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manera, condiciones húmedas y bajas temperaturas por la presencia de los bosques de 
Pinus spp. Los estudios realizados en Zacapu, Michoacán (19°50’ latitud norte y 101°40’ 
longitud oeste; 1,973 m) (8,100 a 6,700 años A.P.) revelan también que el lago soportó 
bosques de Pinus spp y Quercus spp. junto con elementos más húmedos como el Alnus spp. 
(Lozano-García et al., 1997; Arnauld et al., 1997). Se sugiere, por lo tanto, que pudo 
presentarse una temperatura promedio entre 10 y >20 °C con posibles registros de 
precipitaciones, entre <600 o 1,000 mm (Rzedowski, 1978) hacia las latitudes 
intertropicales del Pacífico Mexicano. Una de las mayores evidencias encontradas a 
latitudes intertropicales (19° latitud norte) que indican la influencia durante la deglaciación 
por presentarse una condición más caliente y húmeda que la glacial, es la presencia de las 
morrenas recesivas (3,400 y 3,800 m de altitud) que sugiere el retroceso de los glaciares del 
Iztaccíhuatl (14,000 años A.P.) formados durante el máximo glacial (Heine, 1978; 
Vásquez-Selem y Heine, 2004; Vásquez-Selem, 2004). Sin embargo, a partir de los 14,000 
años A.P. se estableció en las tierras altas del México central una condición tan fría como la 
registrada para el período glacial (Vázquez-Selem y Heine, 2004) y la cual se evidenció, 
por los avances de glaciares del Iztaccíhuatl (13,000 años A.P.) (Heine, 1978); el Mipulco 1 
en Tlaxcala (3,810 m de altitud) (12,000 años A.P.) (Vásquez-Selem y Heine, 2004); La 
Malinche (12,000 años A.P.) (Vásquez-Selem, 2004); el avance en el Nevado de Toluca 
(11,500 años A.P.) (Vázquez-Selem, 2004); ocurrió de nuevo otro avance en el Iztaccíhuatl 
(11,000 a 10,000 años a.p) (Vázquez-Selem y Heine, 2004); en La Malinche (8,500 años 
A.P.) (Vázquéz-Selem y Heine, 2004) y a los 8,000 años a.p ocurre el tercer avance glaciar 
de El Ajusco (Vázquéz-Selem y Heine, 2004). A menor altitud, que la reportada para los 
volcanes del México central, se expresó también la gran inestabilidad climática. Por 
ejemplo, el lago de Texcoco, Estado de México (10,000 años A.P.) soportó una vegetación 
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típica de pantano (Bradbury, 1971) y a los 9,500 años A.P. se registró un bosque de Pinus 
spp. y Abies spp. con la ausencia de Quercus spp. y de Picea spp., así como la presencia 
errática de Alnus spp. (González-Quintero y Fuentes-Mata,1980 en Brown, 1985). Estos 
tipos de vegetación, por lo tanto sugieren que en Texcoco, hubo una mayor humedad 
efectiva dado el registro de los bosques de Abies spp. y Pinus spp. La humedad en Texcoco 
pudo registrarse hasta los 8,300 años A.P., ya que en este tiempo aumentó la frecuencia del 
Alnus spp. y Cheno-Ams, pudiendo aumentar la temperatura debido a una reducción del 
bosque de Pinus spp. (González-Quintero y Fuentes-Mata, 1980 en Brown, 1985). Entre los 
8,300 a 6,000 años A.P. la humedad hídrica se redujo lo cual fue interpretado por la 
presencia de Poaceae (González-Quintero y Fuentes-Mata, 1980 citados por Brown, 1985). 
A diferencia de Texcoco, en Tlapacoya, Chalco, Estado de México (7,500 a 4,800 años 
A.P.) se reporta una mayor precipitación en el área, pero con la menor variación estacional 
(Lozano-García y Xelhuantzi, 1997). En la cuenca Puebla-Tlaxcala (2,400 m s.n.m) 
(10,000 a 8,500 años A.P.) se registró, sin embargo, un período intenso de erosión, 
consistente con las oscilaciones climáticas que ocurrieron durante la deglaciación en la 
mayor parte de México, que fue de una relativa aridez a gran humedad (Heine, 1978). 
En el Golfo de México (13,500 y 11,600 años A.P.) se registró su primer y segunda 
descarga masiva de agua procedente del Lauréntida, creando, por lo tanto, una condición 
glacial, debido a la inhibición de la corriente termohalina (Poore, 2003; Emiliani et al., 
1975). El sur-sureste del país, también soportó oscilaciones entre eventos de mayor a menor 
humedad con respecto a la glacial, lo cual se refleja a partir de los estudios de los 
sedimentos marinos del Istmo de Tehuantepec donde se revela un clima más caliente y 
húmedo (10,000 a 9,500 años A.P.) interpretado tanto por la reducción de Picea spp. como 
por un aumento de Alnus spp., junto con la presencia de Cheno-Ams y Poaceae. De esta 
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última fecha hasta los 6,500 años se registraron oscilaciones entre períodos húmedos y de 
menor humedad (Brown, 1985). 
Posterior al período que duró la deglaciación, a partir de los 7,000 años A.P., las 
condiciones climáticas no reflejaban aún las comunidades vegetales que se observan en la 
actualidad para la mayoría de los lugares de los EE.UU. y de México. Sin embargo, las 
condiciones atmosféricas tomaron, paulatinamente una dirección, hacia la actual 
configuración a partir de esta fecha (Poore et al., 2003; Ruter et al., 2004). Al sur de los 
EE.UU; y específicamente el norte de México, a partir de los 5,000 años A.P., se registra 
una disminución de la insolación de verano y la zona de convergencia intertropical se 
desplaza hacia el sur, lo que origina la disminución en la intensidad de los vientos del este 
hacia México, reduciéndose, también, el transporte de aguas superficiales del Caribe al 
Golfo de México, originando condiciones tan áridas como las actuales en los desiertos 
ubicados en el norte de México (Poore et al., 2003). El norte de México, reveló una 
condición árida, que no obstante, fue menos árida que la condición actual. Esto se confirma 
por los estudios del Chihuahuense (24° a 38° latitud norte) que sugieren el establecimiento 
de comunidades xerófilas actuales (Agave lechuguilla, Fouquieria splendens y Larrea 
tridentata) (6,500 a 3,500 años A.P.) (Van Devender, 1960 en Van Devender 1990). 
Empero el dominio de Prosopis spp. en el Chihuahuense, aún bajo la presencia de 
pastizales, indica una condición húmeda (Van Devender, 1960, 1977 en Van Devender1990). Estudios en Babícora, Chihuahua (6,000 años A.P.) revelaron, igualmente, una 
condición árida similar a la actual (Urrutia-Facugauchi et al., 1997), y el desierto Sonorense 
registró una vegetación xerófila típica de una condición árida, a partir de los 4,500 años 
A.P. (Van Devender, 1977 en Van Devender, 1990). Un estudio paleoecológico realizado 
en la Sierra Madre Oriental, Sonora sobre polen fósil revela, que entre los 6,000 a 4,000 
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años A.P. el bosque mixto de coníferas migra a mayores elevaciones y domina un bosque 
de Quercus spp. indicando con ello un período más cálido en altitudes que en la actualidad 
no existe el tipo de vegetación e interpreta también que a partir de los 4,000 años A.P. se 
establece la vegetación actual en el área (Ortega, 2003). Se sugiere, que para que estas 
comunidades vegetales se hayan podido establecer, las temperaturas promedios debieron 
estar entre los 12 a 26 °C., la humedad atmosférica tuvo que ser baja y las precipitaciones 
pudieron alcanzar entre los 100 y 400 mm, tal y como ocurre en la actualidad en los lugares 
que soportan este tipo de vegetación (Rzedowski, 1978). También el Pacífico, registró la 
tendencia hacia una condición árida parecida a la condición árida actual; pero esta vertiente 
toleró así mismo condiciones húmedas como las registradas durante la deglaciación, es 
decir en algunas áreas de la vertiente del Pacífico se presentaban fluctuaciones entre 
condiciones áridas y húmedas. Por ejemplo, en San Felipe, Baja California Sur (6,000 años 
A.P.) un análisis sedimentológico de diatomeas y propiedades magnéticas de un núcleo, 
reveló un período de aridez que de acuerdo a los autores fue cuando el lago pudo haber 
desaparecido debido a que una acumulación eólica tomó lugar y fue posterior a los 5,000 
años A.P. que se estableció su clima actual (Ortega-Guerrero et al., 1999). Un estudio 
realizado en Baja California Sur, revela también la presencia de acumulación eólica 
determinada a través de la disminución del polen de mangle rojo (Sirkin et al., 1994). En la 
laguna San Pedro, Nayarit (21º12’30” latitud norte y 104º45’longitud oeste; 1300 m s.n.m) 
(5,000 años A.P.) se registró un cambio en su composición florística de Pinus spp. y 
Quercus spp. a únicamente Quercus spp. (Brown, 1984 en Brown y Jacobs. en prensa) 
pudiendo ser un indicador de reducción en la humedad relativa. En Zacapu, Michoacán 
(6,700 a 5,000 años A.P. y pudiendo alcanzar hasta los 4,000 años A.P.) también se reflejó 
una disminución de la humedad que para este tiempo aún era similar a la condición húmeda 
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de la deglaciación, y la cual, indican los autores citados, disminuyó por la baja presencia de 
Alnus spp. (Lozano-García y Xelhuantzi,1997; Metcalfe, 1997). No obstante, Zacapu, 
Michoacán (a partir de los 5,000 años A.P.) registró la presencia de un clima templado-
subhúmedo, inferido por un aumento en el nivel del agua (Lozano-García et al., 1999). Al 
igual que el Pacífico, al centro de México, se reflejaban intervalos entre una tendencia árida 
y húmeda, por ejemplo, la cuenca Puebla-Tlaxcala (2,400 m s.n.m) (7,000 años A.P.) 
registró una fase de erosión (Metcalfe et al., 1994 en Heine, 2003) y fue hasta los 6,000 
años A.P. que registró la presencia de Pinus spp., Quercus spp. y Alnus spp. junto con 
Chenopodiaceae, Poaceae y Asteraceae y la influencia de una actividad volcánica (Brown, 
1985). El lago de Texcoco (6,000 a 3,400 años A.P.) sin embargo, sugiere la disminución 
de los valores de Pinus spp. y Quercus spp. pero con la presencia de Asteraceae, Poaceae y 
Cheno- Ams (Brown, 1985); esto coincide con la vegetación que se registró en Chalco 
(4,850 a 4,200 años A.P.), la cual fue un poco más xerófila por la presencia de Opuntia 
spp., Cylindropuntia spp. y Mimosa spp. (Lozano-García y Xelhuantzi, 1997). En Quila, 
Estado de México (6,000 años A.P.) se revela un aumento en el nivel del agua y la 
presencia de una capa de ceniza volcánica, y entre los 5,000 a 1,010 años A.P., Quila se 
caracterizó por la formación de turba lo cual implica bajos niveles lacustres (Almeida-
Leñero et al., 2005). Al sur-sureste de México, sin embargo, un estudio sobre la historia 
cultural y climática de Cobá, Quintana Roo (4,700 años A.P.) indica que la vegetación de 
pantano o Alkalché caracterizada con Eleocharis spp. y Typha spp. sugiere una ligera 
elevación en el nivel del agua y, que junto con el dominio de Piscidia spp. se podrían 
sugerir condiciones de mayor humedad con respecto a las actuales (Leyden et al., 1998). 
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Planteamiento del problema 
Lo señalado anteriormente indica que México y en particular la zona central del país a 
latitudes de 18° norte, en donde se encuentra la zona árida más meridional de Norte 
América, conocida como Valle de Tehuacán Cuicatlán, pudo haber estado influenciada por 
el máximo glacial, ubicada entre los 17º 48´ a 18º 58´ latitud norte y 97º58´ a 97º03´ 
longitud oeste, esta región es reconocida como una zona de extrema diversidad biológica 
cuya historia durante el Cuaternario tardío es desconocida. De acuerdo a los estudios 
anteriormente citados, si el valle de Tehuacán Cuicatlán tuvo influencia del máximo glacial 
tal y como se reporta hacia el centro, este y oeste de México, a la misma latitud, se 
esperaría encontrar sistemas de vegetación que reflejen una condición más fría y húmeda 
que la actual, como serían los bosques de Pinus spp. y/o Abies spp., así como especies que 
en la actualidad indican un clima frío y húmedo. Concordantemente durante la deglaciación 
la Zona de Convergencia Intertropical pudo haberse movido nuevamente hacia el norte lo 
que podría haber permitido la reactivación de la celda semipermanente de Bermudas-
Azores, la cual influye sobre México, reflejándose una condición de repunte de la humedad 
comparativamente con la que pudo haber existido durante el máximo glacial. Si esta 
suposición es correcta se esperaría encontrar sistemas de vegetación que reflejen mayor 
humedad propios de ambientes templados-fríos en zonas que en la actualidad no registran 
estos tipos de vegetación. Por lo tanto, si existió tal influencia durante la deglaciación, lo 
tipos de vegetación presentes, pudieron ser en parte originados por la mezcla de especies 
que bajaron sus limites latitudinales y altitudinales durante el máximo glacial con las 
especies que aumentaron en latitud y altitud su distribución, debido a la sucesión de las 
condiciones climáticas a partir de la glaciación y durante la deglaciación. Posterior a la 
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deglaciación, el patrón de circulación atmosférica, paulatinamente fue transformándose 
hacia la condición actual, permitiendo el establecimiento de las comunidades xerófilas que 
caracterizan a la vegetación actual. Es decir, durante este tiempo, debieron de registrarse 
temperaturas tan altas como las actuales con menores precipitaciones en la porción norte 
del país; pero con influencia hacia latitudes intertropicales de esta condición; por recibir 
mayor influencia de los Alisios. Por lo tanto si esto es correcto, entonces las regiones 
extratropicales pudieron haber iniciado la configuración de las actuales comunidades 
vegetales xerófilas mucho antes que las latitudes intertropicales como en el Valle de 
Tehuacán Cuicatlán, el cual por recibir la influencia de los Alisios, pudo haber soportado 
una vegetación que reflejaba mayor humedad que la actual aun cuando en el norte del país, 
se iniciaba el establecimiento de las comunidades xerófilas actuales. Lo cual puede ser una 
posible vía que explique el por qué el Valle de Tehuacán Cuicatlán, es la región árida más 
diversa de norteamérica. 
El presente estudio se llevó a cabo en el Valle de Zapotitlán, una cuenca local del Valle de 
Tehuacán Cuicatlán localizada a 18°07´18” a 18°26´00” en su latitud norte y 97°39´06”a 
97°19´24” en su longitud oeste. Concretamente el estudio se realizó en la región de San 
Juan Raya (18°19’0” latitud norte y 97°37´30” longitud oeste), en la cual dos estudios 
estratigráficos habían sido descritos previamente por Ortega y Valiente-Banuet (datos no 
publicados). Estos fueron denominados como San Lucas (con 8.50 m de altura), que abarca 
antigüedades que van de los 25,220 ± 160 a los 5,020 ± 70 años 14C A.P. y La Candelilla 
(2.90 m) con antigüedades que van de 9,310 ± 110 a 6,040 ± 50 años 14C A.P. y fechadas 
por el método de carbono catorce (Beta Analytic Inc., Florida, EE.UU.). En total se 
registraron 32 muestras a diferente profundidad (17 en San Lucas y 16 en La Candelilla) las 
cuales equivalen a diferentes ambientes de depositación. Por cada cambio sedimentológico 
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se extrajeron muestras para estudiar el polen y esporas fósiles, las cuales se procesaron en 
el laboratorio de Palinología del Instituto de Geología de la UNAM y se les asignó una 
clave dentro de la colección fósil especifica para el Cuaternario. Las zonas polínicas se 
realizaron con base a los cambios en el contenido polínico y los tipos de vegetación se 
construyeron con base a los análogos actuales de los tipos de vegetación en México, 
principalmente basándonos en el libro sobre Vegetación de México (Rzedowski, 1978) y la 
publicación sobre La vegetación del Valle de Tehuacán Cuicatlán (Valiente-Banuet et al., 
2000). 
Objetivo general 
Reconstruir e inferir posibles tipos de vegetación y tendencias climáticas ocurridas 
durante la última fase fría del Cuaternario tardío a latitudes de 18° norte por medio del 
análisis del registro fósil de polen y esporas obtenido de dos perfiles denominados San 
Lucas y La Candelilla, procedentes de la localidad de San Juan Raya, Tehuacán, Puebla. 
Objetivos particulares 
1. Determinar el polen y las esporas de los perfiles San Lucas y La Candelilla 
2. Construir con los palinomorfos determinados, los posibles tipos de vegetación 
ocurridos en San Lucas (25,220 ± 160 a 5,020 ± 70 años 14C A.P.) y La Candelilla 
(9,310 ± 110 a 6,040 ± 50 años 14C A.P.) con base a análogos actuales de los tipos 
de vegetación de México. 
3. Inferir posibles tendencias climáticas con los tipos de vegetación construidos para 
la latitud de 18° norte. 
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Área de Estudio 
Ubicación Geográfica 
El Valle de Tehuacán Cuicatlán localizado en el sur y centro de México, se localiza en el 
sureste del estado de Puebla y noroeste del estado de Oaxaca. Fisiográficamente limita con 
el Eje Volcánico Transversal que cruza la porción noroeste de Puebla y hacia el este con la 
Sierra Madre Oriental que incluye en particular tres macizos montañosos, la Sierra de 
Zongolica, la Sierra Mazateca y Acultzingo, y en su parte suroeste colinda con la Sierra de 
Zapotitlán, y al sureste limita con el sistema montañoso del norte de Oaxaca y el cual es 
considerado como una prolongación de la Sierra Madre Oriental (Brunet, 1967; Rzedowski, 
1978). La porción geográfica del valle de Tehuacán Cuicatlán ubicado entre los 17º48´ a 
18º58´ latitud norte y 97º58´ a 97º03´ longitud oeste (figura 1), debe su clima actual a los 
elementos fisiográficos que lo bordean, principalmente por la presencia de la Sierra Madre 
Oriental, en su parte conocida localmente como la Sierra de Zongolica que da origen a su 
aridez actual, ya que el efecto de la Sierra se expresa directamente en la temperatura del 
aire y la distribución en la precipitación (Valiente-Banuet et al., 2000). 
El estudio se llevó a cabo en el municipio de Zapotitlán de las Salinas (18°07´18” a 
18°26´00” latitud norte y 97°39´06” a 97°19´24”longitud oeste a 1,500 de altitud), el cual 
se encuentra localizado a suroeste del Valle de Tehuacán Cuicatlán, en el estado de Puebla. 
La localidad estudiada dentro del municipio corresponde a San Juan Raya, Puebla ubicada a 
18°19’0” latitud norte y 97°37´30” longitud oeste (figura 2), a 1,700 m de altitud, rodeada 
por elevaciones que bordean su parte norte-noroeste y las cuales alcanzan hasta los 2,500 
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metros de altitud como el cerro localmente llamado Gordo, así como el Garambuyo con 
2,100 m, el Mezquite con 2,000 m y el Salado con 2,200 m. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig.1 Ubicación geográfica del valle de Tehuacán Cuicatlán (Fuente: Casas et al., 2001) 
 
 
18°. 58°’ N 
17°. 48´ N 
N 
S 
E O 
97°.58’ O 97°.03’ O
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Fig.2 San Juan Raya dentro del valle de Zapotitlán Salinas en el valle de Tehuacán-
Cuicatlán, Puebla, México (Fuente: Casas et al., 2001) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig.3 Macizos montañosos que bordean a San Juan Raya por su parte norte-noroeste. 
(Fuente: INEGI 1999) 
N 
S 
E O
97°.03’ O
18°.58’ N 
97°38’ O 97°37’ O
18°19’ N 
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Geología 
El Valle de Tehuacán se localiza en la parte central de una cuenca continental Cenozoica 
formada por un brazo del mar del Cretácico (145.5±4.0 a 65.5±03 M. a.). La información 
geológica muestra la existencia en un inicio de la formación Matzizi de origen continental, 
propuesta por Aguilera (1906 en Brunet, 1967) al sur de Zapotitlán, de temporalidad 
Paleozoico superior (283.08 ± 0.7 a 260.4 ± 0.7 M. a.) y principios del Mesozoico medio 
(Jurásico) (199.6 ± 0.6 a 145.5 ± 4.0 M. a.). 
Esta formación está constituida por rocas metamórficas (esquistos, pizarras, gneiss, 
cuarcitas y mármoles), rocas sedimentarias (areniscas y lutitas) y rocas volcánicas (diques). 
Este complejo aflora en las sierras de Zapotitlán, Miahuatepec y Atzingo. 
Durante el Cretácico inferior (Mesozoico) (145.5 ± 4.0 a 99.6 ± 0.9 M. a.) se originaron las 
formaciones Zapotitlán, San Juan Raya y Miahuatepec que fueron claramente marinas, 
conformadas por calizas, rudistas y nerineidos. 
 
Los principales afloramientos están ubicados en los alrededores de San Juan Raya y las 
Sierras Miahuatepec, Atzingo y San Bartolo. A principios del Cretácico superior (99.6 ± 
0.9 a 65.5 ± 0.3 M. a.) y hasta el Cenozoico inicia la evolución del Valle de Tehuacán con 
su separación del Golfo de México. Produciéndose movimientos orogénicos como el 
plegamiento de la Sierra Madre Oriental originando fracturas, fallas y actividad volcánica y 
por actividad tectónica, se forma la cuenca depositándose en ésta sedimentos de origen 
químico y continental derivados de la erosión de las montañas (rocas formadas por yesos, 
travertinos, conglomerados, limonitas, nódulos de calcedonia, calizas lacustres, tobas y 
areniscas). Éstas pertenecen a la formación Tehuacán (Brunet en Byers, 1967) del complejo 
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Oaxaqueño. Durante el Cenozoico, en el período Terciario medio superior (23 a 1.8 M. a.), 
la cuenca tectónica sostenía un gran lago demostrado por los depósitos lacustres y 
travertinos que afloran en el Cerro de la Mesa, Atelpexi y en la localidad del Axusco. 
En el Cuaternario (1.8 M. a) la cuenca endorreica formada se seccionó por procesos 
tectónicos, drenando los escurrimientos vía río Santo Domingo hasta la cuenca del río 
Papaloapan, formándose finalmente la configuración del Valle de Tehuacán. Durante el 
Pleistoceno-superior y Holoceno se presentan depósitos aluviales, fluviales, costras de 
carbonatos de calcio y rocas de origen volcánico que, junto con registros de la fauna, 
depósitos de calcretas, tufas, travertinos y paleosuelos, sugieren la ocurrencia de grandes 
variaciones climáticas que dieron como resultado la formación y evolución de abanicos 
aluviales, caliches, así como depósitos de tipo debris y mud flow (Brunet, 1967; Fuentes-
Aguilar, 1971; Nava, 1985; López-Ramos, 1981 en Valiente-Banuet et al., 2000). 
Clima 
La heterogeneidad ambientaldel valle de Tehuacán es resultado de la diversidad climática 
y transformaciones geomórficas debidas a los eventos ocurridos durante el Cuaternario 
(Brunet, 1967 en Valiente-Banuet et al., 2000). En general, el clima coincide con los 
patrones generales de circulación atmosférica dominando los vientos del este y la presencia 
de lluvias monzónicas durante el verano, y vientos del oeste durante el invierno, periodo 
durante el cual los vientos polares provocan precipitaciones en las partes altas de las 
montañas y heladas ocasionales (Ortega-Ramírez, 1979; Valiente-Banuet et al, 2000). 
En las regiones del suroeste de Puebla y las zonas del valle de Tehuacán con altitudes de 
más de 1,000 metros prevalece una condición con temperatura media anual entre 22 °C y 
26 °C. Las áreas con menor precipitación del valle de Tehuacán se localizan a la sombra de 
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la elevada Sierra de Zongolica, sólo reciben 400 mm de precipitación anual. Durante la 
época seca, que corresponde de octubre a marzo, llegan a alcanzar hasta 50 mm de 
precipitación, a excepción de enero que en las laderas más elevadas del Eje Volcánico 
Mexicano recibe mucho más precipitación debido a la influencia de los "nortes" que entran 
por el Golfo de México y cuya nubosidad llega y rebasa las altas cumbres (Vidal, 2005). 
En Tehuacán, el clima es producto de su posición geográfica y, específicamente, de su 
situación entre el Golfo de México y el océano Pacífico; por lo que al parecer el factor 
controlador del clima es la topografía del centro-sur de México (Byers, 1967a,b). En 
general el valle presenta un clima seco debido a que las Sierras de Zongolica y de Juárez 
funcionan como enormes contrafuertes que impiden el paso de la humedad proveniente del 
Golfo de México haciendo que la temperatura aumente a medida que disminuye la altitud, 
por lo que en la base de las montañas ocurre un clima semiárido-semicálido (Vidal, 2005). 
García (1988) y Valiente-Banuet (1991), citados en Valiente Banuet et al (2000), 
mencionan que el clima de Tehuacán incluye climas secos (Bs, Bw); semicálidos (A, (A)C, 
Am) y templados (Cb). En particular San Juan Raya presenta un clima semiárido con 
promedio anual de precipitación de 542.5 mm y temperaturas anuales de 19.8 °C de 
acuerdo a García ( 1988 citado en Casas et al., 2000). 
Vegetación 
El Valle de Tehuacán Cuicatlán se encuentra dentro de la provincia florística del mismo 
nombre y pertenece a la región xerofítica de México y al reino Neotropical. Es una área 
relativamente pequeña con aproximadamente 10,000 Km2 y cuya flora en las zonas más 
calientes presenta afinidad con la provincia de la depresión del Balsas más que una afinidad 
holártica (Rzedowski, 1978; Rojas-Martínez et al., 1996). La vegetación del Valle de 
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Tehuacán se caracteriza por una abundancia de matorrales xerófilos en la parte norte de 
Puebla y hacia el sur de ambos estados son comunes las comunidades dominadas por 
árboles y arbustos que caracterizan la Selva Baja Espinosa y la Selvas baja Caducifolia; sin 
embargo en todas las variantes de vegetación el elemento dominante son las cactáceas 
columnares (Rojas-Martínez et al., 1996). 
Dentro del valle de Tehuacán Cuicatlán específicamente se reconocen veintinueve 
asociaciones vegetales agrupadas en seis categorías, que en su mayoría responden a los 
climas secos, semicálidos y templados (Valiente-Banuet et al., 2000). En la porción este del 
Valle de Tehuacán Cuicatlán, desde Coxcatlán hasta Cuicatlán registra actualmente la 
asociación de Escontria chiotilla la cual se establece sobre abanicos aluviales y laderas de 
los cerros entre los 700 y 1000 m de altitud asociada a ésta: Acacia cochliacantha y Acacia 
coulteri (Mimosaceae), Actinocheita potentillifolia (Anacardiaceae), Agave macroacantha, 
Agave kerchovei y Agave titanota (Agavaceae), Bursera morelensis, Bursera 
submoniliformis y Bursera schlechtendali (Burseraceae), Ceiba parviflora (Bombacaceae), 
Cercidium praecox (Caesalpiniaceae), Cnidoscolus tehuacanensis (Euphorbiaceae), 
Cyrtocarpa procera (Anacardiaceae), Ferocactus latispinus (Cactaceae), Gyrocarpus 
mocinoi (Hernandiaceae), Lantana camara y Lantana achyranthifolia (Verbenaceae), 
Mimosa luisana (Mimosaceae), Myrtillocactus geometrizans y Opuntia pilifera 
(Cactaceae), Plumeria rubra (Apocynaceae), Pseudosmodingium multifolium 
(Anacardiaceae) y Turnera diffusa (Turneraceae). Se encuentra también la Selva Baja 
Caducifolia dominada por árboles inertes con tallo fotosintético o cuajiotales en la región 
Coxcatlán y Cuicatlán y en las laderas de cerros y abanicos aluviales de la parte sur del 
Valle de Tehuacan a 900 m de altitud, caracterizados con Bursera aptera, Bursera 
aloexylon, Bursera arida, Bursera morelensis, Bursera submoniliformis y Bursera 
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schlechtendalli (Burseraceae) y asociadas a éstos se encuentra: Capparis incana 
(Capparaceae), Cyrtocarpa procera (Anacardiaceae), Escontria chiotilla (Cactaceae), 
Forchameria macrocarpa (Capparaceae), Fouquieria formosa (Fouquieriaceae), Juliania 
adstringens (Julianiaceae), Mimosa luisiana, y Mimosa polyantha (Mimosaceae). Las 
especies arbustivas que dominan son Croton ciliato-glanduliferus (Euphorbiaceae), 
Melochia tomentosa (Sterculiaceae), Opuntia decumbens, Opuntia pilifera, Opuntia 
puberula (Cactaceae) y Sanvitalia fruticosa (Asteraceae). Hacia el mismo este del Valle de 
Tehuacán Cuicatlán se puede ver vegetación arbolada de montaña alcanzando altitudes que 
van de 1,900 a 2,900 m aun en las inmediaciones de Cuacnopalan Puebla y la parte sur 
montañosa de Cuicatlán, bajo este intervalo de altura se establece la asociación del bosque 
de Juniperus spp (Cupressaceae) que en la actualidad se presentan sólo en manchones y es 
común ver a Juniperus deppeana y Juniperus flaccida asociados a encinares y pinares, en 
ocasiones los Juniperus spp. se asocian con especies arborescentes como: Nolina longifolia 
(Nolinaceae), Opuntia pilifera (Cactaceae) y Yucca periculosa (Agavaceae). También se 
puede encontrar la Tetechera de Neobuxbaumia tetetzo encontrándose en laderas con rocas 
de lutitas entre los 700 y 1,500 m de altitud, asociándose con vegetación arbolada en la 
región sur desde Coxcatlán hasta Cuicatlán. 
La parte sur del Valle registra la asociación de Cardonal Pachycereus weberi desde los 650 
a los 900 m de altitud y al igual que Escontria chiotilla se asienta sobre abanicos aluviales 
pero éstas se presentan sobre laderas de montañas en las partes bajas, es casi exclusivo en 
su asociación con la vegetación arbolada caducifolia tales como: Cephalocereus columna-
trajani, Escontria chiotilla, Myrtillocactus geometrizan, Neobuxbaumia tetetzo, 
Pachycereus hollianus, Polaskia chichipe, Stenocereus pruinosus, Stenocereus stellatus y 
árboles y arbustos como Bursera fagaroides y Bursera schlechtendali (Burseraceae), 
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Castela tortuosa (Simaroubaceae), Ceiba parviflora (Bombacaceae), Echinopteris 
eglandulosa (Malpighiaceae), Hintonia latiflora (Rubiaceae), Lantana achyranthifoli y 
Lantana camara (Verbenaceae), Leucaena esculenta, Lysiloma acapulcensis, Lysiloma 
divaricata, Mimosa luisana y Mimosa polyantha (Mimosaceae), Plumeria rubra 
(Apocynaceae), Prosopis laevigata (Mimosaceae), Senna wisliseni (Caesalpiniaceae) y 
Ziziphus pedunculata (Rhamnaceae). El cardonal de Microcereus fulvisceps se encuentra 
entre los 1,700 a 1,800 m de altitud en laderas de cerros con roca caliza, en la porción sur 
de Cuicatlán, asociado a un estrato arbóreo. Con las que comúnmente se asocian el cardonal 
es: Acacia subangulata y Acacia constricta (Mimosaceae), Ageratina espinosarum 
(Asteraceae), Agave potatorum (Agavaceae), Caesalpinia melanadenia y Cercidium 
praecox (Caesalpiniaceae), Ipomoea arborescens (Convolvulaceae), Mimosa luisana 
(Mimosaceae), Morkillia mexicana (Zygophyllaceae), Ruelliahirsuto-glandulosa 
(Acanthaceae), Senna wislizenii (Caesalpiniaceae) y Solanum trydinamum (Solanaceae). El 
bosque de encino se encuentra por arriba de los 2,200 m de altitud aunque puede alcanzar a 
menor altitud al sur de Cuicatlán a los 1,700 m. Las especies arbóreas dominantes son 
Quercus glaucoides, Quercus glaucophylla, Quercus liebmanii, , Quercus magnoliifolia y 
Quercus subifera (Fagaceae), Arbutos xalapensis (Ericaceae) y especies epifitas como 
Echeverría (Crassulaceae), Piper (Piperaceae) y Tillandsia (Bromeliaceae). El bosque de 
pino se ubica por arriba de los 2,500 m y es común en los macizos montañosos y en las 
Sierras de Cuicatlán, Oaxaca, Cuesta Colorada y la Sierra Juárez rumbo ciudad de Oaxaca, 
el Pinus montezumae, Pinus oocarpa y Pinus oaxacana (Pinaceae) son dominantes y 
coexisten con: Juniperus deppeana y Juniperus flacida (Cupressaceae), Arbustos 
xalapensis (Ericaceae) y la presencia de arbustos como Baccharis mexicana (Asteraceae). 
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En la porción occidental del Valle, se encuentra la Tetechera de Neobuxbaumia tetetzo en 
laderas con rocas de lutitas entre los 700 y 1,500 m de altitud, asociándose con vegetación 
arbustiva en el Valle de Zapotitlán de las Salinas como: Mimosa luisiana (Mimosaceae), 
Agave karwinskii y Agave marmorata (Agavaceae), Bursera laoexylon (Burseraceae), 
Ceiba parviflora (Bombacaceae), Acacia coulteri (Mimosaceae), Cordia curassavica 
(Boraginaceae), Fouqueria formosa (Fouquieriaceae), Calliandra eriophylla 
(Mimosaceae), Ipomoea arborescens (Convolvulaceae), Caesalpinia melanadenia 
(Caesalpiniaceae), Castela totuosa (Simaroubaceae), Ruellia hirsuto-glandulosa y 
Siphonoglossa ramosa (Acanthaceae). Otra asociación ubicada en el Valle de Zapotitlán es 
la Tetechera de Neuxbaumia macrocephala y Stenocereus dumortieri y se registra entre los 
1,600 a 1,700 m de altitud, en laderas con roca volcánica en la cuenca de Zapotitlán y entre 
el límite geográfico entre Puebla y Oaxaca, se asocia con cactáceas tales como: 
Neobuxbaumia macrocephala, Myrtillocactus geometrizanz, Stenocereus durmotieri, 
Stenocereus pruinosus, Stenocereus stellatus, Pachycereus marginatus, Pachycereus 
hollianus, Polaskia chichipe y Pilosocereus chrysacanthus y con árboles y arbustos tales 
como: Acacia cochliacantha y Acacia constricta (Mimosaceae), Celtis pallida (Ulmaceae), 
Cercidium praecox (Caesalpiniaceae), Croton ciliato-glanduliferous (Euphorbiaceae), 
Echynopterix eglandulosa, Lantana camara (Verbenaceae), Mimosa luisiana 
(Mimosaceae), Montanoa mollissima (Asteraceae) y Prosopis laevigata (Mimosaceae). La 
vegetación relacionada a ésta asociación es diversa, ya que suelos en los que se desarrolla 
tienen alta capacidad de almacenar agua, por lo que permite la presencia de elementos de 
zonas húmedas. La Selva Baja Caducifolia se encuentra presente también en el valle de 
Zapotitlán en las cimas planas de cerros como el Cutá o en la parte sur del valle, este tipo 
de vegetación ocupa una posición contigua al cardonal de Pachycereus weberi, pero cuando 
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esta vegetación se asocia al Mezquital sobre abanicos aluviales a Pachycereus weberi no se 
encuentra presente, siendo las especies arbóreas caducifolias que no alcanzan mas de 10 m 
de altura las que predominan. Con esta asociación se encuentra: Ceiba parvifolia 
(Bombacaceae), Gyrocarpus mocinoi (Hernandiaceae), Hechtia sp. (Bromeliaceae), 
Mimosa luisiana y Mimosa polyantha (Mimosaceae), Myrtillocactus geometrizans, 
Pereskiopsis oaxacana y Stenocereus stellatus (Cactaceae). La Selva Baja Caducifolia 
dominada por árboles de tallo fotosintético o fouqueriales con dominio de Fouqueria 
formosa, se encuentra contigua a la Selva Baja Caducifolia con árboles de tallo 
fotosintético y en general se establece sobre los abanicos aluviales. Entre las especies 
importantes con las que se asocia: Bursera aptera (Burseraceae), Ceiba parviflora 
(Bombacaceae), Manihotoides pauciflora (Euphorbiaceae), Mimosa luisiana y Mimosa 
polyantha (Mimosaceae) y Stenocereus stellatus (Cactaceae). También el izotal de 
Beucarnea purpusii es común en la porción occidental del valle de Tehuacán-Cuicatlán y 
alcanza altitudes de 1,850 m. Las especies asociadas son: Beaucarnea purpusii 
(Nolinaceae), Pilosocereus chrysacanthus y Stenocereus stellatus (Cactaceae) y Yucca 
periculosa (Agavaceae) y arbustos como Agave peacockii (Agavaceae), Euphorbia 
antysiphilitica (Euphorbiaceae), Ferocactus flavovirens y Ferocactus robustus (Cactaceae), 
Mascagnia selerana (Loranthaceae), Opuntia decumbens (Cactaceae). 
Como parches dispersos de vegetación en el valle, se encuentran, los cardonales de 
Stenocereus stellatus en suelos con roca volcánica con él coexisten cactáceas columnares 
como: Myrtillocactus geometrizan y Stenocereus pruinosus así como con árboles y arbustos 
como Acacia constricta (Mimosaceae), Aeschynomene compacta (Fabaceae), Cercidium 
praecox (Caesalpiniaceae), Cordia curassavica (Boraginaceae), Ipomoea arborescens 
(Convolvulaceae), Mimosa luisana (Mimosaceae), Opuntia pilifera (Cactaceae), Prosopis 
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laevigata (Mimosaceae), Senna wisliseni (Caesalpiniaceae) y Solanum trydinamum 
(Solanaceae). El bosque de pino-encino se le encuentra por los 2,500 m de altitud 
dominando por Pinus oaxacana (Pinaceae), Quercus glaucophylla, Quercus sebifera, 
Quercus magnoliifolia (Fagaceae), Juniperus flaccida (Cupressaceae) y Arbutus xalapensis 
(Ericaceae). Los elementos arbustivos son pobremente representados. Otro tipo de 
vegetación, es la asociada a ríos con agua permanente, originando los bosques de galería 
con dominio de Taxodium mucronatum (Taxodiaceae) y Astianthus viminalis 
(Bignoniaceae) los cuales abundan a orillas inundables en varias partes de Tehuacán, 
asociado a estos esta: Salíx chilensis (Salicaceae). El izotal de montaña con Nolina 
longifolia se establece en suelos superficiales y se le encuentra asociada al Mexical o 
matorral esclerófilo; los Tulares de Typha domingensis se le encuentra en márgenes de ríos 
con aguas tranquilas; el matorral dominado por arbustos o plantas con espinas presenta la 
asociación de matorral rosulifolio de Dasylirion y Agave encontrada a altitudes de 1,700 a 
1,900 m; el matorral espinoso con espinas laterales en el cual dominan los arbustos 
espinosos caducifolios, y a los cuales se les encuentra en cimas planas de los cerros a 1,500 
m de altitud y se distingue de la vegetación que le rodea por la ausencia de cactáceas 
columnares; el Candelillar de Euphorbia antisyphilitica se encuentra en laderas de roca 
caliza entre los 1,500 a 1,700 m de altitud; el matorral de Echinocactus platyacanthus se 
ubica entre 1,600 a 1,800 m de altitud; el Matorral de arbustos esclerófilos perennifolios sin 
espinas o Mexical se registra a 1,900 y 2,400 m presentando gran diversidad de especies, 
colinda por arriba de la cota altitudinal con bosques de encino y pino-encino en suelos con 
roca caliza en altitudes mayores a 2400m y por debajo del mexical colindaron el matorral 
rosulifolio y el de Gochnatia hypoleuca (Asteraceae) y el matorral Gochnatia hypoleuca 
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ubicado entre 1,700 a 1,900 m de altitud en suelos superficiales (Valiente Banuet et al., 
2000). 
En particular, San Juan Raya (1,700 m de altitud soporta comunidades dominadas 
fisonómica y estructuralmente por cactáceas) de tipo columnar como la Tetechera de 
Neobuxbaumia mezcalensis y Neobuxbaumia macrocephala formando densos bosques de 
cactáceas y las cuales se asocian con Acacia constricta y Acacia subangulata 
(Mimosaceae), Beucarnea gracilis (Nolinaceae), Brickellia veronicifolia (Asteraceae), 
Ipomoea arborescens (Convolvulaceae), Eysenhardtia polystachia (Fabaceae), 
Psudosmodingium multifolium (Anacardiaceae), Opuntia decumbens, Opuntia pilifera 
(Cactaceae) y Yucca periculosa (Agavaceae). Los izotales de Beaucarnea gracilisse 
encuentra en la cima de cerros con suelos calizos en varias partes de la región de Zapotitlán 
y en el límite de los estados de Puebla y Oaxaca a los 1,600 m, en éste domina Beaucarnea 
gracilis (Nolinaceae) asociándose con Acacia constricta (Mimosaceae), Cercidiium 
praecox (Caesalpiniaceae), Cnidosculus tehuacanensis (Euphorbiaceae), Ipomoea 
arborescens (Convolvulaceae), Mimosa luisiana (Mimosaceae), Pedilanthus cymbiferus 
(Euphorbiaceae) y en ocasiones con baja densidad se presenta Cephalocereus columna-
trajani (Cactaceae) y el izotal de Yucca periculosa dominan zonas calizas con suelos 
superficiales en la porción occidental del valle aproximadamente a los 1,700 m de altitud, 
se le encuentra al igual con otras cactáceas tales como Myrtillocactus geometrizans, 
Opuntia pilifera, Pilosocereus chrysacanthus, Polaskia chichipe y Stenocereus stellatus y 
otras especies como Agave kerchovei, Agave macroacantha, Agave potatorum y Agave 
purpusii (Agavaceae), Bouvardia erecta (Rubiaceae), Bursera aloexylon (Burseraceae), 
Celtis pallida (Ulmaceae), Cercidium praecox (Caesalpiniaceae), Fouqueria formosa 
(Fouquieriaceae), Ipomoea arborescens (Convolvulaceae), Lippia graveolens 
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(Verbenaceae), Mimosa lancerata y Mimosa luisiana (Mimosaceae), Pedilanthus 
cymbiferus (Euphorbiaceae), Pseudosmodingium multifolium (Anacardiaceae) y 
Zanthoxylum liebmanianum (Rutaceae) (Rojas-Martínez et al., 1996). 
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Método 
Extracción de las muestras 
Los Perfiles estratigráficos denominados San Lucas y La Candelilla se encuentran ubicados 
en la localidad de San Juan Raya, perteneciente al municipio de Zapotitlán de las Salinas, el 
primer perfil se ubica a los 18°19.090’ latitud norte y 97°37.760’ longitud oeste, y la 
Candelilla se ubica a los 18°51.479’ latitud norte y 97° 48.984’ longitud oeste, ambos 
perfiles afloraron por consecuencia de actividad tectónica, lo cual es la causa principal de 
que en la actualidad se encuentren no sólo estos dos perfiles en el valle de Tehuacán, si no 
que se reportan más de estos afloramientos por tectonismo (comunicación personal Medina, 
2007); sin embargo fue de gran interés el estudio de estos perfiles principalmente por la 
altura de San Lucas lo cual puede revelar la historia del lugar con mayor temporalidad a 
través de los diferentes cambios litológicos dados y permitir hacer con ellos 
interpretaciones sobre las variaciones en las oscilaciones climáticas naturales a través del 
tiempo; y con el perfil La Candelilla confirmar tales cambios, lo cual se esperaría que 
fueran los mismos por encontrarse dentro de la misma región fisiográfica. 
Los dos perfiles son trabajados por el Dr. José Ortega y Dr. Alfonso Valiente-Banuet 
quienes desde el 2003 tomaron muestras en ambos, y de los cuales obtuvieron muestras por 
cada cambio litológico, obteniendo por cada muestra 1 Kg de sedimento o suelo y de los 
cuales realizan actualmente el estudio sedimentológico en ambos perfiles; en campo se 
caracterizaron los tipos de depósitos y con base en esta caracterización se realizó el 
presente trabajo. El total de muestras obtenidas fue de 31, de las cuales 16 muestras 
corresponden para el perfil San Lucas tomadas a lo largo de sus 8.50 m de altura, 
registrando la primer muestra a los 7.60 m de un paleosuelo; 7.40 m en un conglomerado; 
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7.20 m en un arrastre de lodos; 6.10 m de nuevo en un paleosuelo; 5.65 m en el límite del 
paleosuelo y un arrastre de lodos; 4.80 y 4.30 m en un paleosuelo; 3.60 y 3.30 m en un 
depósito de pantano; 3.10 m en el límite entre un depósito de pantano y un arrastre de 
lodos; 2.50, 2.10 y 1.40 m en un arrastre de lodos; 1.20 m en el límite entre el arrastre de 
lodos y un depósito de pantano; 0.80 m en un depósito de pantano y a los 0.20 m en un 
paleosuelo. La Candelilla con 2.90 m de altura registró 15 muestras, las cuales se 
distribuyeron de la siguiente manera, a los 2.85 m se obtuvo de un arrastre de lodo; 2.50 de 
un conglomerado; entre los 2.40 a 2.30, 2.20, 2 y 1.70 m de un ambiente en el cual hubo un 
proceso de erosión; entre 1.63 a 1.60 m en una capa de ceniza; entre 1.60 a 1.40 en un 
arrastre de lodos; entre 1.40 a 1.30, 1.10 a 1.05 y 0.95 m en un paleosuelo; 0.80, 0.65 y 0.50 
m y a los 0.20 m. En ambos perfiles se obtuvieron muestras las cuales se fecharon con el 
método de carbono catorce realizados por Beta Analytic Inc., Florida, EE.UU. (Valiente-
Banuet y Ortega–Ramírez, datos no publicados) dando como resultado que el perfil San 
Lucas registra una temporalidad que abarca de los 25,220 ± 160 a 5,020 ± 70 años A.P., y 
La Candelilla registra una temporalidad de 9,310 ± 110 años A.P., 7270 ± 90 años A.P. y 
6040 ± 50 años A.P., de acuerdo a las muestras fechadas (figura 4). 
Laboratorio 
Extracción palinomorfos 
De ambos perfiles se obtuvo una submuestra de 20 gr por muestra para poder extraer a los 
palinomorfos, los sedimentos y suelos fueron procesados para la extracción del polen fósil 
en el laboratorio de palinología del Instituto de Geología de la Universidad Nacional 
Autónoma México a cargo del laboratorista Carlos Núñez y bajo la dirección del Dr. 
Enrique Martínez. En un inicio se definió la cantidad de muestra y el tiempo de su 
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procesamiento. Cada muestra fue registrada dentro de la colección de polen fósil (Pb) 
(figura 3). Al inicio del proceso utilizamos la técnica convencional para polen del 
Cuaternario con 30 gramos de muestra, la cual fue sometida a HCl (10% x 24 horas); Hf (x 
48 horas) y a la acetólisis (9 ml de anhídrido acético): 1 ml (ácido sulfúrico) x 10 minutos, 
sin aplicarle KOH. En muestras subsecuentes se utilizaron 20 gramos de sedimento y/o 
suelo, tratándolas con HF; se aplico la acetólisis; y con la aplicación en esta ocasión de 
KOH (5% x 8 a 5 minutos); las cuales se flotaron (con Bomuro de Zinc, para recuperar la 
materia orgánica) y se montaron, dando como resultado la mayor presencia de 
palinomorfos, en las muestras que anteriormente salieron negativas. También se utilizó un 
testigo por cada muestras procesada, con el fin de eliminar la muestra en caso de que el 
testigo haya estado contaminado. 
Este método se estandarizó para todas las muestras obtenidas de San Lucas y La Candelilla, 
como a continuación se describe. 
1. Trituración de las muestras y selección de 20 gramos por muestra. 
2. Una vez maceradas se colocó la muestra en los vasos de precipitados. Se trató con HCl al 
10% durante 15 minutos, para eliminar carbonatos. 
4. Se paró la reacción con agua destilada y se esperó 1 hora. 
5. Se decantó la muestra y de nuevo se le agregó agua destilada esperando 1 hora. (se 
realizó 1 vez más y esperamos 24 horas) 
6. Después de 24 horas se decantó la muestra y se le agregó agua destilada durante 45 
minutos. 
7. Se agregó HF (para eliminar silicatos) sin dejar que la temperatura subiera mucho; si 
subía, entonces se le agregaba agua destilada para bajarla y se esperaba 24 horas. (para 
eliminar silicatos) 
Neevia docConverter 5.1
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8. Después de 24 horas se decantó y se agregó de nuevo HF para estar seguros de que ya no 
presentara reacción con los cristales de sílice y se esperó 1 hora 
9. Se decantó y se le agregó agua destilada y se esperó durante 1 hora (se realizó 4 veces 
más y esperamos de nuevo 24 horas) 
10. Se decantó y se colocó en un tubo de ensayo, se calibró con agua destilada y se 
centrifugó 5 minutos a 900 r. p. m. 
11. Se decantó y se le agregó ácido acético y se calibró con el ácido acético, se homogenizó 
y se centrifugó a 900 r. p. m. durante 5 minutos 
 
Mezcla acetolítica 
12. Se agregó en una probeta 9 ml de anhídrido acético y 1 ml de ácido sulfúrico por 
muestra 
13. Se sacaron las muestras de la centrífuga, se decantó el ácido acético y se dejó en la 
gradilla, se agregó la muestra acetolítica y se colocó en agua caliente a