Geocronologia-reciente-210Pb-de-la-evolucion-de-la-contaminacion-en-la-zona-costera-del-Golfo-de-Tehuantepec

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Posgrado en Ciencias del Mar y Limnología 
 Unidad Académica Mazatlán 
Universidad Nacional Autónoma de México 
 
 
GEOCRONOLOGÍA RECIENTE (210Pb) DE LA EVOLUCIÓN DE LA 
CONTAMINACIÓN EN LA ZONA COSTERA DEL GOLFO DE 
TEHUANTEPEC 
 
T E S I S 
QUE PARA OBTENER EL GRADO ACADÉMICO DE: 
MAESTRO EN CIENCIAS 
(QUÍMICA ACUÁTICA) 
 
P R E S E N T A 
 
Quím. LUIS FERNANDO VÁSQUEZ BEDOYA 
 
DIRECTORAS DE TESIS: Dra. Ana Carolina Ruiz Fernández 
 Dra. Anne de Vernal 
 
COMITÉ TUTORAL: Dra. María del Socorro Lozano García 
 Dr. Federico Páez Osuna 
 Dra. María Luisa Machain Castillo 
 Dr. Martín Federico Soto Jiménez 
 
Mazatlán, Sinaloa Septiembre 2006 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
 
 
 Posgrado en Ciencias del Mar y Limnología 
 Unidad Académica Mazatlán 
Universidad Nacional Autónoma de México 
 
 
 
 
 
Directoras de Tesis: 
 
Dra. Ana Carolina Ruíz Fernández 
Dra. Anne de Vernal 
 
 
 
Jurado de Examen: 
 
Presidente: Dra. María del Socorro Lozano García 
Secretario: Dra. Ana Carolina Ruíz Fernández 
Vocal: Dr. Federico Páez Osuna 
Suplente: Dra. María Luisa Machain Castillo 
Suplente: Dr. Martín Federico Soto Jiménez 
 
 
 
 
 ii 
 
Este trabajo se realizó en el laboratorio de Geoquímica Isotópica y Geocronología de la 
Unidad Académica Mazatlán del Instituto de Ciencias del Mar y Limnología de la 
Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM) con el apoyo del proyecto CONACYT 
Limnología) dentro del proyecto SEP-2004-C01-45841-F “Registros históricos de flujos e 
inventarios de nutrientes (C, N y P) y su relación con la abundancia y diversidad de quistes 
de dinoflagelados en el golfo de Tehuantepec”; y en el Laboratorio de Palinología del 
Centro de Investigación en Geoquímica y Geodinámica (GEOTOP) de la Universidad de 
Québec en Montreal (UQAM). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 iii 
 
 
A Dios, la energía suprema que me ha permitido ver su poder a través de la naturaleza. 
A mi mamá Olga, quien creyó siempre en mí y me enseñó a trabajar para conseguir mis 
metas. 
A mi papá Julio por que todo lo puede con sus consejos. 
A mis 5 hermanos (Germán, Oscar, Fredy, Elizabeth y Julian) que siempre están orgullosos 
de mi y desean verme. 
A mi tres sobrinos (Eduardo, Valentina y Mateo) quienes me llenan de valor en mis 
momentos de fragilidad. 
A mi maestro John Jairo Ramírez que me ha dado enseñanzas de humildad y grandeza. 
A mis amigos (Memo, Juan Esteban y William) quienes murieron y desearon haber vivido 
más para compartir mis alegrías. 
A las personas especiales que han pasado por vida y han dejado huella (Cristian, Julie, 
Maicol, Janeth, Silvia, Zully, Eustelly, Melissa, Juan Pablo, Juano y Eric) y a las que no 
dejaron huella, sólo su aliento. 
A los miembros de la Corporación Educativa para el Desarrollo Intregal COREDI, 
especialmente al Padre Pacho, Aura, Nelson y Martha López por apoyarme, brindarme 
palabras de aliento y confiar siempre en mí. 
 
 
 
 
El guerrero de la luz debe recordar siempre las cinco reglas del combate, escritas por 
Chuan Tzu hace tres mil años. 
 
La fe: antes de entrar en una batalla, hay que creer en el motivo de la lucha. 
El compañero: escoge a tus aliados y aprende a luchar acompañado, porque nadie 
vence una guerra solo. 
El tiempo: una lucha en el invierno es diferente a una lucha en el verano; un buen 
guerrero presta atención al momento adecuado de entrar en combate. 
El espacio: no se lucha en un desfiladero de la misma manera que un una llanura. 
Considera lo que existe a tú alrededor, y la mejor manera de moverte. 
La estrategia: el mejor guerrero es aquel que planifica su combate. 
 
”Paulo Coelho” 
 
 
 iv 
 
Agradecimientos 
A la Dra. Ana Carolina Ruiz Fernández por su asesoría, enseñanzas, dirección, consejos y 
su amistad. 
A la Dra. Anne de Vernal por su codirección, por darme la oportunidad de aprender 
nuevas cosas y por la beca otorgada para la realización de la tesis. 
A mi comité de tesis: Dra. María del Socorro Lozano García, Dr. Federico Páez Osuna, 
Dra. María Luisa Machain Castillo y el Dr. Martín Federico Soto Jiménez por las 
correcciones, sugerencias y su dedicada labor; especialmente a la Dra. María Luisa 
Machain Castillo por las muestras y permitirme participar de su crucero y al Dr. Federico 
Páez Osuna por recibirme, darme consejos y por los momentos de ánimo. 
 
Al Dr. Claude Hillaire-Marcel por el apoyo otorgado para la realización de la estancia y por 
las enriquecedoras discusiones con relación a la cronología. 
Al Dr. Bassam Ghaleb por apoyo en el análisis de radionúclidos, su paciencia, mucha 
disposición y sobre todo su amistad. 
A Maryse Henry por su especial paciencia para conmigo en sus enseñanzas de 
palinología. 
A Taoufik Raudi por sus enseñanzas en la identificación dinoquistes, apoyo y amistad. 
A Bianca Fréchette por su colaboración en la identificación de polen y esporas. 
A Agnieszka Adamowicz y Jean-François Hélie por su ayuda con los análisis de isótopos 
estables. 
Al Quím. Humberto Bojórquez (maestro) por su ayuda en los análisis de metales 
nutrientes y por su calurosa amistad. 
A Margarita Cordero Ruiz, Gabriela Almaraz Mejía, Diana Juárez Bustos, Natalia Medina, 
Chantal G. Ruiz Guerrero y Guadalupe Godoy Medina, por su gran disposición a colaborar 
siempre y amistad. 
A la Sra. Maria Clara Ramírez Jáuregui y al LSCA Pedro Allende Rosales, por su ayuda en 
recopilación de información y su hospitalidad durante mi estancia en la biblioteca. 
Al Matemático Germán Ramírez Reséndiz por su valioso apoyo en los análisis estadísticos y 
su acucioso mantenimiento en las líneas de comunicación electrónica. 
A los Licenciados Carlos Suárez Gutiérrez y Herlinda Rojas V. por su apoyo en el manejo 
de utilerías de programación. 
A la Dra. Rosalba Alonso Rodríguez y el Dr. Carlos René Green Ruiz por sus consejos y 
asesoría en diversos tópicos relacionados con este estudio. 
A mis amigos de maestría (Juan José y Eric) por darme la mano cuando la necesitaba. 
A mis amigos del Geotop (Jean-François, Mahaut, William, Mohammad, Annie, Marie 
Lefebvre, Christelle, Fabien, Bianca y Maxime) por su ayuda desinteresada, colaboración 
y amistad. 
 
 v 
 
INDICE GENERAL Pág. 
RESUMEN 1 
PRESENTACIÓN 3 
1. INTRODUCCIÓN 5 
1.1. RADIONÚCLIDOS 5 
1.2. ORIGEN DE LOS ELEMENTOS EN LA COLUMNA SEDIMENTARIA 9 
1.2.1. NITRÓGENO 9 
1.2.2. FÓSFORO 10 
1.2.3. CARBONO ORGÁNICO 11 
1.2.4. CARBONATO DE CALCIO 13 
1.2.5. METALES 13 
1.2.6. QUISTES DE DINOFLAGELADOS 16 
2. ANTECEDENTES 18 
3. OBJETIVOS 22 
3.1. OBJETIVO GENERAL 22 
3.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS 22 
4. ÁREA DE ESTUDIO 22 
5. MATERIALES Y MÉTODOS 31 
5.1. RECOLECCIÓN DE MUESTRAS 31 
5.2. PROCESAMIENTO Y ANÁLISIS DE LAS MUESTRAS 31 
5.2.1. ANÁLISIS GRANULOMÉTRICO 31 
5.2.2. DETERMINACIÓN DE LA HUMEDAD Y DENSIDAD IN SITU 32 
5.2.3. DETERMINACIÓN DE RADIONÚCLIDOS 32 
5.2.3.1. 210Pb 32 
5.2.3.2. 137Cs 33 
5.2.3.3. 228Th/232Th 33 
5.2.4. DETERMINACIÓN DE NUTRIENTES 33 
5.2.4.1. Carbonato de calcio 33 
 
 vi 
 
5.2.4.2. Carbono total, carbono orgánico y nitrógeno total 34 
5.2.4.3. Fósforo34 
5.2.5. DETERMINACIÓN DE LA COMPOSICIÓN DE ISÓTOPOS ESTABLES (δ13C y δ15N) 35 
5.2.6. DETERMINACIÓN DE METALES 35 
5.2.7. ANÁLISIS PALINOLÓGICO 36 
5.3. CONTROL DE CALIDAD 36 
5.3.1. PRECISION Y EXACTITUD 36 
5.4. MÉTODOS ESTADÍSTICOS 38 
6. RESULTADOS 40 
6.1. FECHADO RADIOMÉTRICO 40 
6.1.1. 210Pb 40 
6.1.2. 137Cs 40 
6.1.3. 228Th/232Th 40 
6.1.4. TASAS DE ACUMULACIÓN Y SEDIMENTACIÓN 42 
6.2. CARACTERÍSTICA TEXTURAL DEL SEDIMENTO 42 
6.2.1. CAMBIOS TEXTURALES REGISTRADOS EN LA COLUMNA SEDIMENTARIA 42 
6.3. METALES 44 
6.3.1. DISTRIBUCIÓN DE LOS METALES EN EL NÚCLEO SEDIMENTARIO 44 
6.3.2. NORMALIZACIÓN DE LAS CONCENTRACIONES DE LOS METALES PESADOS 46 
6.3.2.1. Normalización con Al y Li 46 
6.3.2.2. Factor de enriquecimiento 47 
6.4. NUTRIENTES 51 
6.4.1. RELACIONES ESTEQUIOMÉTRICAS ENTRE NUTRIENTES 53 
6.5. PALINOMORFOS 53 
6.5.1. IDENTIFICACIÓN DE ESPECIES 53 
6.5.2. CARACTERÍSTICAS DE LAS ESPECIES 58 
6.5.2.1. Especies autótrofas 58 
6.5.2.2. Especies heterótrofas 60 
 
 vii 
 
6.5.3. CONCENTRACIÓN DE PALINOMORFOS 63 
6.6. FLUJO DE LOS METALES, NUTRIENTES Y DINOQUISTES 69 
7. ANÁLISIS ESTADÍSTICO 73 
7.1. CORRELACIÓN 73 
7.1.1. VARIABLES AMBIENTALES 73 
7.1.4. DINOQUISTES 73 
7.1.5. DINOQUISTES Y VARIABLES AMBIENTALES 74 
7.2. ANÁLISIS DE COMPONENTES PRINCIPALES (ACP) 76 
7.2.1. VARIABLES GEOQUÍMICAS 76 
7.2.2. DINOQUISTES 78 
7.3. ANÁLISIS DE CORRESPONDENCIA CANÓNICA ENTRE PALINOMORFOS Y VARIABLES 
AMBIENTALES (ACC) 80 
8. DISCUSIÓN 82 
8.1. FECHADO RADIOMÉTRICO Y TASAS DE ACUMULACIÓN Y SEDIMENTACIÓN 82 
8.2. ENRIQUECIMIENTO DE METALES Y NUTRIENTES 85 
8.2.1. METALES 85 
8.2.2. NUTRIENTES 88 
8.3. DISTRIBUCIÓN DE DINOQUISTES 90 
8.4. RELACIONES ENTRE LAS ESPECIES DE DINOQUISTES Y LAS CONDICIONES 
AMBIENTALES 96 
9. CONCLUSIONES 98 
10. REFERENCIAS 102 
11. ANEXOS 119 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 viii 
 
Figura ÍNDICE DE FIGURAS Pág. 
1 Proceso de formación del quiste 17 
2 Área de estudio 23 
3 Corrientes de superficie del Pacífico Norte 27 
4 
Perfiles de: (a) ln210Pbxs contra masa acumulada, (b) 210Pbxs contra 
profundidad, (c) 137Cs contra profundidad, (d), (e) y (f) comparaciones entre los 
modelos CFCS, CIC y CRS respectivamente 
41 
5 Perfiles de: (a) tasa de acumulación y (b) tasa de sedimentación 41 
6 Perfiles de la composición porcentual de: (a)arenas, (b) limos y (c) arcillas 43 
7 Distribución de los metales en el núcleo sedimentario 45 
8 Factor de enriquecimiento (Al) 49 
9 Factor de enriquecimiento (Li) 50 
10 Distribución de nutrientes en el núcleo sedimentario y variaciones en las relaciones estequiométricas C:N, C:P y N:P 52 
11 
Especies autótrofas. (a) Lingulodinium machaerophorum, (b) Operculodinium 
centrocarpum, (c) Pentapharsodinium dalei, (d,e) Polysphaeridium zoharyi, (f) 
Nematosphaeropsis labyrinthus, (g,h) Spiniferites delicatus , (i) Spiniferites 
mirabilis, (j) Bitectatodinium spongium y (k) Tuberculodinium vancampoae 
55 
12 
Especies heterótrofas. (a,b) Quinquecuspis concreta, (c) Votadinium calvum, (d) 
Lejeunecysta sp., (e) quiste de Protoperidinium stellatum, (f) Stelladinium cf. 
Bifurcatum, (g) Selenopemphix nephroides , (h) Votadinium spinosum, (i) 
Brigantedinium spp., (j,k) quiste de Protoperidinium americanum, (l) quiste de 
Polykrikos kofoidii, (m,n,o) Echinidinium granulatum y Echinidinium cf. 
Granulatum, (p) Echinidinium aculeatum, (q) Echinidinium transparantum, (r) 
Echinidinium delicatum, (s) Selenopemphix quanta, (t,u) Cyst x 
56 
13 Concentración de palinomorfos 64 
14 Abundancia (%) por grupos de a cuerdo a la clasificación de Fensome (1993a) 66 
15 Abundancia (%) por grupos (heterótrofos y autótrofos) 67 
16 Flujo de metales 71 
17 Flujo de nutrientes y flujo de palinomorfos 72 
18 Análisis de Componentes Principales (ACP) para las variables geoquímicas. (a) Diagrama de vectores (b) Variación respecto al tiempo y a la profundidad 77 
19 Análisis de Componentes Principales (ACP) para los dinoquistes. (a) Diagrama de vectores (b) Variación respecto al tiempo y a la profundidad 79 
20 
Análisis de Componentes Canónicos (ACC) para los dinoquistes y las variables 
ambientales. (a) Diagrama de vectores (b) Variación respecto al tiempo y a la 
profundidad 
81 
 
 ix 
 
21 
Geocronología de (a) eventos en el golfo de Tehuantepec; (b) tasa de 
sedimentación y (c) tasa de acumulación y su relación con el crecimiento 
poblacional 
84 
22 Evaluación de metales redox-sensitivos como proxies de paleoxigenación 89 
23 Relación histórica de mareas rojas en la zona costera del golfo de Tehuantepec 94 
24 Indicadores de contaminación 95 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 x 
 
Tabla INDICE DE TABLAS Pág. 
1 Concentraciones promedio de metales pesados en la corteza terrestre. 15 
2 Precisión del análisis de los metales 37 
3 Precisión del análisis de los nutrientes 37 
4 La exactitud en el análisis de los metales 38 
5 Relación 
228Th/232Th para las actividades en tres muestras superficiales del núcleo 
Tehua II 42 
6 Clasificación del sedimento por tamaño de grano 119 
7 Intervalos, media, desviación estándar de las concentraciones de metales 44 
8 Factor de enriquecimiento (FE), calculados utilizando las concentraciones de Al 121 
9 Factor de enriquecimiento (FE), calculados utilizando las concentraciones de Li 122 
10 Intervalos, media y desviación estándar de los nutrientes 51 
11 Concentración y flujo de palinomorfos 124 
12 Tasa de Flujos (TF) para los metales y nutrientes 126 
13 Coeficientes de correlación de Pearson para las variables geoquímicas 128 
14 Coeficientes de correlación de Pearson para los dinoquistes 129 
15 Matriz de correlación de Pearson para dinoquistes y variables ambientales 130 
16 Acontecimientos históricos ocurridos en la zona aledaña al Golfo de Tehuantepec 83 
17 Valores de comparación para los núcleos 10T y Tehua II 85 
18 Factor de enriquecimiento (FE) promedio para dos períodos de tiempo 86 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 1 
 
RESUMEN 
Mediante el uso de 210Pb y 137Cs, se realizó la reconstrucción histórica de los últimos 100 
años, de la acumulación de metales (Ag, Al, Cd, Cu, Fe, Hg, Li, Mn ,Ni, Pb, V y Zn) y 3 
nutrientes (Ct, Nt, y Pt ), así como la abundancia de 23 especies de quistes de 
dinoflagelados (Brigantedinium spp., Polysphaeridium zoharyii, Bitectatodinium spongium, 
Spiniferites delicatus, Quinquecuspis concreta, Echinidinium transparantum, 
Operculodinium centrocarpum, Selenopemphix quanta, Tipo Echinidinium granulatum, 
Echinidinium aculeatum, Protoperidinium americanum, Echinidinium delicatum, 
Selenopemphix nephroides, Quiste Protoperidinum stellatum, Lingulodinium 
machaerophorum, Islandinium spp., Votadinium spinosum, Tipo Polykrikos kofoidii, 
Pentapharsodinium dalei, Tuberculodinium vancampoe, Spiniferites mirabilis, Votadinium 
calvum y Nematosphaeropsis labyrinthus) en el núcleo sedimentario Tehua II, recolectado 
en la zona costera del golfo de Tehuantepec. 
Durante el período estudiado se observó una amplia variación en la tasa de sedimentación 
(cm año-1) y acumulación (g cm-2 año-1) del área, con valores de 0.03–0.25 y 0.05–0.33, 
respectivamente. Los intervalos de concentración para los metales (µg g-1) fueron: Ag 0.1-
1.4, Al (%) 4.1-7.4, Cd 0.1-2.9, Cu 6.9-14.1, Fe (%) 0.7-1.3, Hg (ng g-1) 1.0-75.3, Li 8.8-
12.4, Mn 158.4-239.1, Ni 1.5-25.5, Pb 39.1-83.0, V 53.0-324.0 y Zn 29.6-48.8 y para los 
nutrientes (%): OC 0.5-1.8, Nt 0.06-0.08 y Pt 0.1-1.1. En general se observó que las 
concentraciones de metales pesados mostraron claras tendencias crecientes durante los 
últimos 50 años, especialmente Ag, Hg, Pb y V, que presentaron altos niveles de 
enriquecimiento (5.34-15.96, 1.20-9.19, ~1.0-1.56 y ~1.0-2.72 respectivamente). 
Las tres especies de dinoquistes más abundantes fueron: Brigantedinium spp. (29-69%), 
Polysphaeridium zoharyii (~1-36%) y Bitectatodinium spongium (0.25-11.4%). Del totalde especies encontradas, las heterótrofas fueron las más abundantes con quince especies 
representando el 73% (Brigantedinium spp., Quinquecuspis concreta, Echinidinium 
transparantum, Selenopemphix quanta, Tipo Echinidinium granulatum, Echinidinium 
aculeatum, Protoperidinium americanum, Echinidinium delicatum, Selenopemphix 
nephroides, Quiste de Protoperidinum stellatum, Islandinium spp., Votadinium spinosum, 
Tipo Polykrikos kofoidii, Tuberculodinium vancampoe y Votadinium calvum). Las autótrofas 
 
 2 
 
representaron sólo un 27% de la abundancia total con ocho especies (Polysphaeridium 
zoharyii, Bitectatodinium spongium, Spiniferites delicatus, Operculodinium centrocarpum, 
Lingulodinium machaerophorum, Pentapharsodinium dalei, Spiniferites mirabilis, y 
Nematosphaeropsis labyrinthus). 
Los sedimentos mostraron un bajo contenido de Ct (0.2-2.4%) y un alto contenido de 
CaCO3 (8.9–15.5 %). Los isótopos estables de C y N (δ13C, δ15N) indicaron que el Corg 
acumulado en los sedimentos tiene un origen predominantemente marino. El contenido de 
Corg (0.1-0.8%) fue comparable a los valores típicos de la zona y de océano abierto en 
general (0.5%) pero menor a las concentraciones promedias típicas mostradas para zonas 
de surgencias (2%). Las bajas concentraciones de Corg son el resultado de la textura 
gruesa del sedimento (76-89% de arenas) y muy probablemente ésta es igualmente la 
razón por la cual las concentraciones de nutrientes y metales son menores a lo que podría 
esperarse de un área bajo la influencia del fenómeno de surgencias, en la que además 
convergen varias actividades antropogénicas. 
El Análisis de Componentes Principales (ACP) mostró que las vías principales de 
transferencia de los contaminantes al área de estudio son la atmosférica y el transporte de 
material terrígeno; asimismo se evidenciaron dos períodos históricos: (a) de los años 1900 
hasta la década de los cincuenta, donde no hay indicios de contaminación y (b) de la 
década de los cincuenta hasta el presente, donde se hace evidente el enriquecimiento de 
metales (Ag, Hg, Pb y V), lo cual se relacionó con el crecimiento industrial y poblacional de 
la zona costera del golfo de Tehuantepec. 
El incremento en la abundancia de dinoquistes heterótrofos (Brigantedinium spp. 
Lingulodinium machaerophorum, Operculodinium centrocarpum, Pentapharsodinium dalei, 
Polykrikos kofoidii y Selenopemphix quanta) sugirió un cambio de condiciones oligotróficas 
a eutróficas en el sistema a partir de la década de los cincuenta, período durante el cual 
también se observó la relación directa de las concentraciones de Hg con la abundancia del 
quiste de Protoperidinium stellatum y de Ag con Operculodinium centrocarpum, indicando 
que el enriquecimiento de estos metales pueden ser el factor detonante de enquistamiento 
de estas especies. 
 
 
 3 
 
PRESENTACIÓN 
Las zonas costeras del mundo son generalmente las que contienen una mayor densidad 
poblacional en comparación con el resto del territorio habitado. Por tanto, no es de 
extrañarse que sean precisamente estas zonas unas de las áreas mayormente impactadas 
por las actividades antropogénicas. El origen de la contaminación en las aguas costeras 
mexicanas incluyen las fuentes directas que resultan de las actividades realizadas en la 
vecindad inmediata de las aguas costeras (desechos urbanos, agrícolas, acuícola e 
industriales) y las indirectas, resultado de actividades desarrolladas al interior de los 
continentes, relativamente lejos de la planicie costera, cuyo suministro de contaminantes 
es regulado por las escorrentías y el transporte atmosférico (Páez-Osuna et al., 1998). 
Entre los contaminantes comúnmente vertidos al medio oceánico se encuentran los 
nutrientes (C, N y P) y algunos metales (Ag, Al, Cd, Cu, Fe, Li, Mn, Ni, Pb, V y Zn), cuyo 
enriquecimiento puede tener efectos nocivos en el medio acuático tales como alterar la 
composición, diversidad y dinámica de las comunidades bióticas en los cuerpos de agua. 
Esto es, la adición de nutrientes por encima de la capacidad asimilativa del sistema puede 
provocar florecimientos fitoplanctónicos y conducir a problemas de eutrofización, los 
cuales tienen como consecuencia la hipoxia o anoxia de los cuerpos de agua y que 
conduce eventualmente a la muerte de la vida acuática (Vollenweider, 1982; Marchetti et 
al., 1992). 
Tanto los nutrientes como los metales, tienen una fuerte afinidad por las superficies de 
las partículas sedimentarias, de modo que el secuestramiento a partir de la materia 
orgánica particulada y la sedimentación subsecuente exacerba el impacto ambiental de 
dichos contaminantes (Gerritse et al., 1998). Los sedimentos acumulados no perturbados 
contienen el registro de valiosa información histórica sobre las tendencias temporales del 
suministro de contaminantes en los sistemas acuáticos (Goldberg et al., 1977; Puig, 1998) 
y si existe una tasa de acumulación válida, tales registros pueden proveer datos 
específicos acerca de los flujos antropogénicos de los contaminantes procedentes del 
desarrollo urbano e industrial (Axelsson et al., 1989; Valette-Silver, 1993). El método de 
210Pb (t ½= 22.3 y) provee generalmente datos confiables para fechar sedimentos 
depositados durante los últimos 100-150 años (Krishnaswami et al., 1971) y es 
 
 4 
 
comúnmente usado en asociación con 137Cs para realizar estudios cronológicos de la 
columna sedimentaria. 
Otra de las ventajas importantes del uso de la columna sedimentaria de los cuerpos de 
agua para la reconstrucción histórica de las condiciones tróficas del sistema es la 
preservación de estructuras biológicas como los quistes de dinoflagelados. Estos 
microorganismos productores de mareas rojas y envenenamiento de mariscos en las áreas 
costeras que se desarrollan sólo bajo ciertas condiciones tróficas características de cada 
especie. Estos organismos tienen el potencial de registrar su historia en los sedimentos ya 
que algunas especies pueden producir quistes fosilizables con alta capacidad de 
preservación, de manera que la agrupación de ciertas especies presentes en los 
sedimentos reflejará los cambios ambientales del cuerpo de agua, especialmente en la 
calidad del agua (Matsuoka et al., 1989). 
El presente estudio pretende estudiar la evolución reciente del estado trófico en la zona 
costera del golfo de Tehuantepec, mediante la obtención de la geocronología de 210Pb, el 
estudio de la distribución temporal de los flujos de nutrientes (C, N y P) y las asociaciones 
de especies de dinoquistes a partir de núcleos sedimentarios. La reconstrucción de la 
historia reciente de la eutrofización de la zona de estudio permitirá conocer el estado 
trófico preantropogénico de esta parte del golfo de Tehuantepec, la influencia de las 
surgencias que la caracterizan, así como relacionar el impacto del enriquecimiento por 
nutrientes con el crecimiento económico de la zona costera aledaña. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 5 
 
1. INTRODUCCIÓN 
1.1. RADIONÚCLIDOS 
El 210Pb, que tiene una vida media de 22.26 años, es miembro de la serie de decaimiento 
del 238U. 
( ) ( ) ( ) ( ) ( )
( ) ( ) ( ) ( ) ( )
( ) ( ) ( ) ( ) ( ) estable Pb Po Bi Pb
Po Bi Pb Po Rn Ra
 Th U Pa Th U
206α 138d210β 5a210β 22.26a210α s1.64x10
214β 19.9m214β 26.8m214α 3.05m218α 3.82a222α 1602a226
α 7.54x104a230α a2.46x10234β 6.7h234β 24.1a234α a4.51x10238
4
59
⎯⎯⎯ →⎯⎯⎯⎯ →⎯⎯⎯⎯⎯ →⎯⎯⎯⎯⎯⎯ →⎯
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⎯⎯⎯⎯⎯ →⎯⎯⎯⎯⎯⎯ →⎯⎯⎯⎯ →⎯⎯⎯⎯⎯ →⎯⎯⎯⎯⎯⎯ →⎯
−
 
La fuente de 210Pb es el 222Rn, formado por el decaimiento de 226Ra, que escapa de los 
intersticios de los suelos a la atmósfera, que es emitido al aire en cantidades de 2x103 a 
2x104 átomos por m2 por segundo, donde decae a través de una secuencia de 
radionúclidos de vida corta a 210Pb (Lieser, 2001). En el aire, el 210Pb se adhiere a 
partículas de polvo, gotas de agua o nieve,cae de la atmósfera por precipitación o 
depositación directa seca y se acumula en la superficie de los suelos, glaciares, 
sedimentos lacustres, marinos y estuarinos, entre otros (Appleby y Oldfield, 1992). 
El 210Pb que se forma por el decaimiento in situ del 226Ra, se denomina 210Pb “soportado” 
(210Pbsop) y se asume que está en equilibrio secular radioactivo con toda la serie del 238U. 
El 210Pb en exceso que proviene principalmente del depósito atmosférico directo se llama 
210Pb “no soportado” (210Pbxs). Para poder realizar el fechado con 210Pb, el trazador 
cronológico es el componente “no soportado” (210Pbxs), dado que se supone que, una vez 
unido a las partículas de sedimento, permanece en el registro sedimentario, en donde las 
capas sucesivas del material son enterradas por depósitos posteriores, sin más movilidad 
que la remoción del sedimento mismo. El 210Pb depositado en una capa dada se reduce 
exponencialmente de acuerdo a su tiempo de vida media y si se puede estimar la actividad 
inicial de 210Pbxs de una capa, entonces las mediciones de las actividades de las demás 
capas pueden ser usadas para determinar la edad en la cual estaban en la superficie del 
depósito (Goldberg, 1963; Appleby y Oldfield, 1992). La actividad de 210Pb total (210Pbtot) 
se estima por medio del análisis de su nieto el 210Po, con quien se encuentra en equilibrio 
secular; la actividad del 210Pb soportado (210Pbsop) se obtiene a partir de la actividad del 
 
 6 
 
radionúclido padre (226Ra) en equilibrio secular con sus radionúclidos hijos (214Bi y 214Pb) o 
midiendo la actividad de 210Pb en sedimentos suficientemente antiguos de manera que no 
tengan 210Pb en exceso; y la actividad del 210Pb no soportado se determina sustrayendo la 
actividad de 210Pb soportada de la actividad de 210Pb total (McCaffrey et al, 1980; Oldfield 
et al, 1984). Bajo condiciones de sedimentación uniforme y constante suministro de 210Pb 
de la atmósfera, la distribución vertical de 210Pb no soportado en una columna 
sedimentaria debe aproximarse a una curva de decaimiento exponencial, con la actividad 
disminuyendo con la profundidad (Lee et al, 2001). 
La técnica de fechado con 210Pb permite datar sedimentos en una escala de tiempo de 100 
a 150 años, por lo cual resulta útil para evaluar los cambios ambientales ocurridos a 
consecuencia del desarrollo y crecimiento moderno promovidos por la Revolución 
Industrial, y al usarlo junto con otras mediciones químicas (determinación de metales 
pesados) puede proporcionar la historia de los efectos de las actividades antropogénicas 
en el ambiente (Krishnaswami et al., 1971; Bruland et al., 1974; Robbins, 1978). 
El depósito atmosférico de 210Pb en cualquier región es gobernado por factores 
geográficos y meteorológicos regionales, los cuales son razonablemente constantes en un 
período de varios años, dando lugar a un flujo de masa constante y por lo tanto a una 
tasa constante de acumulación de 210Pbxs, en la que cada capa de material acumulado 
tendrá la misma actividad inicial de 210Pbxs. Al graficar el logaritmo de la actividad de 
210Pbxs contra la masa acumulada, el perfil resultante de 210Pbxs se espera que sea lineal. 
Pero en vista de los dramáticos cambios ambientales que han ocurrido en los últimos 150 
años, las tasas de acumulación de muchos ambientes han variado significativamente, y en 
donde ha sucedido esto, los perfiles logarítmicos de 210Pbxs contra la masa acumulada no 
son lineales. En este caso, las tasas de acumulación cambiantes son el resultado de 
variaciones en la actividad inicial de 210Pbxs, así que para construir una cronología confiable 
con este radionúclido es necesario emplear un modelo que considere estas variaciones. 
Uno de estos modelos es el llamado “tasa de suministro constante” (cuyas siglas en ingles 
son CRS), el cual permite variaciones en la tasa de sedimentación, asumiendo que el flujo 
de 210Pb al sitio ha permanecido constante con el tiempo, y cualquier variación en la 
actividad inicial de este radionúclido está relacionado a cambios en la tasa de 
 
 7 
 
sedimentación, lo cual es particularmente cierto cuando la fuente de 210Pbxs es 
completamente atmosférica. Este modelo considera la dilución de las actividades de este 
radionúclido por sedimentación acelerada y por lo tanto puede explicar picos de actividad 
en el fondo. El modelo CRS produce una edad para cada intervalo de profundidad de un 
núcleo muestreado empleando el inventario de 210Pbxs (actividad de 210Pbxs acumulativa 
residual, por debajo de la profundidad x o masa acumulada m), pudiéndose calcular las 
tasas de sedimentación para cada intervalo. El criterio básico para emplear este modelo es 
que el inventario total de 210Pbxs en el núcleo sea comparable con el esperado del flujo 
atmosférico directo regional, que es de aproximadamente 5 dpm cm-2 año-1 (Turekian et 
al, 1977; McCaffrey et al., 1980; Appleby y Oldfield, 1992; Cochran et al., 1998b; Ruiz 
Fernández et al., 2003). 
Las actividades de 210Pbxs, el inventario total (Qo), el inventario debajo de la profundidad x 
(Q), y la tasa de sedimentación (S) se obtienen por medio de las siguientes ecuaciones: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
La geocronología con 210Pb generalmente se confirma con el uso de 137Cs, que es un 
producto de fisión de 235U que fue liberado a la atmósfera en escala global, como 
resultado de las pruebas de armas nucleares, durante el período de 1957-1964, con una 
liberación máxima en 1963. Sus perfiles de actividad generalmente muestran dos picos, 
que pueden ser utilizados como marcadores cronológicos (en 1963 debido a las pruebas 
nucleares y en 1986 por el accidente de Chernobyl). Las series de tiempo obtenidas con 
137Cs pueden proveer un registro de movilidad post-depósito en condiciones in situ y, por 
( )
ii
ii
t
soptot
tt
xxSi
QeQo
AhQ
PbPbPb
iii
xs
−
−
=
=
=
−=
−
−
−
∑
1
1
210210210
λ
ρ
(años). i intervalo delsuperior edad ti
 i, intervalo delsuperior dprofundida xi
 (años), x horizonte del edad t
 ),años (0.03114 Pbde radiactivo odecaimient de constante 
),g (dpm i intervalo del Pbde actividad Ai
(cm), i intervalo delespesor hi
),cm (g i intervalo del densidad i
 d,profundida de intervalo ésimo-i i
:donde
1-
xs
210
1-
xs
210
3-
=
=
=
=
=
=
=
=
iλ
ρ
 
 8 
 
tanto, es útil en el estudio de tasas de depósito y procesos de bioperturbación (Legeleuk 
et al., 1994; Cochran et al., 1998b; Ruiz-Fernández et al, 2005). 
Los nutrientes (nitrógeno, carbono y fósforo en diferentes formas) y los metales en 
general tienen la capacidad de asociarse fuertemente a las superficies de las partículas 
(McCaffrey et al., 1980), lo que permite la acumulación y su preservación en los registros 
temporales de depósitos, con lo cual es posible reconstruir las tendencias temporales de 
los flujos de contaminantes (Cochran et al., 1998b). Este es el mejor método para evaluar 
los cambios ambientales y las tasas a las cuales estos cambios están ocurriendo. En áreas 
en las que la acumulación de sedimentos ha ocurrido sin bioperturbación, mezclado físico 
o episodios de erosión, los estratos sedimentarios pueden proveer valiosa información 
histórica sobre las características del ambiente en el momento de su formación, 
incluyendo los cambios temporales resultado de las actividades antropogénicas (Golberg et 
al., 1977). A partir de estos registros pueden obtenerse datos específicos acerca de tasas 
de acumulación y redistribución de sedimentos, así como de los flujos de contaminantes; 
sin embargo, la interpretación apropiada de esta valiosa información depende de la 
obtención de una tasa de acumulación confiable (Bertine et al., 1978; Axelsson et al., 
1989) . 
Los registros sedimentarios permiten inferir las características pasadas de los ambientes 
(Smeltzer, 1985; Smol, 1992), lo anterior es posible, debido a que ellos almacenan entre 
sus capas indicadoresquímicos, geoquímicos y biológicos de los procesos que ocurren en 
la columna de agua y de los aportes que se reciben desde las cuencas (Smol, 1992). Los 
flujos y la distribución espacial y temporal de los nutrientes en la columna sedimentaria se 
relaciona directamente con la capacidad de movilización desde el agua intersticial por 
procesos diagenéticos a causa de condiciones anóxicas y reducidas (Brumsack et al., 
1983; Camacho-Ibar et al., 1988; Álvarez-Borrego et al., 1997). El típico decaimiento 
exponencial de la concentración de los nutrientes en la columna sedimentaria, está 
relacionado con la contribución de los componentes orgánicos durante la diagénesis, y su 
distribución puede ser descrita de acuerdo al modelo G de primer orden propuesto por 
Zimmerman et al. (2000). La tasa de depósito del sedimento es el factor más importante 
que influye en la preservación de la materia orgánica, asimismo las condiciones anóxicas y 
 
 9 
 
óxicas del sistema (Canfield, 1994). Formando parte de la materia orgánica, los restos de 
origen biológico (componentes orgánicos del sedimento) encontramos a diferentes 
microorganismos como las diatomeas, ostrácodos, radiolarios, foraminíferos y 
dinoflagelados, que en conjunto pueden representarnos las condiciones ambientales de 
cierto lugar en determinado momento. Al estar íntimamente relacionados con su medio, 
los seres vivos van presentando cambios: metabólicos, morfológicos, en su composición 
química, abundancia relativa, y/o en sus patrones de distribución geográfica a diferentes 
escalas de tiempo; funcionando así como indicadores ecológicos (Kenneth, 1982). 
 
1.2. ORIGEN DE LOS CONSTITUYENTES EN LA COLUMNA 
SEDIMENTARIA 
1.2.1. NITRÓGENO 
El nitrógeno es suministrado tanto en forma molecular, como químicamente combinado 
hacia los océanos. La principal forma combinada del nitrógeno es el nitrato, el cual es 
derivado de las intemperismo de las rocas, y fuentes de contaminación tales como la 
aplicación de fertilizantes nitrogenados en la agricultura, desechos industriales y urbanos 
(Olausson et al., 1980), aunque existen otras fuentes importantes adicionales de 
nitrógeno, como es el nitrógeno orgánico, producto de la muerte de animales y la 
excreción (aminoácidos, urea y otros) (Valiela, 1995). 
El nitrato NO3- es la forma más oxidada del nitrógeno, es tomado en ambientes aeróbico 
por algas, bacterias y plantas y reducido por diferentes enzimas a la forma de amina para 
ser utilizado en procesos metabólicos. La primera etapa, llamada denitrificación es la 
reducción de nitrato NO3- a nitrito NO2- de allí a compuestos intermedios como NO y N20 
y finalmente a N2. Este proceso requiere el suministro de compuestos orgánicos y 
condiciones anaeróbicas (Reddy et al., 1976). Alternativamente, el proceso de 
denitrificación puede también reducir NO3- a NH4+ vía NH4OH. El NH4+ puede ser 
removido de la columna de agua por plantas, algas y bacterias. El NH4+ también puede ser 
oxidado por bacterias nitrificantes, cuyo primer paso es la conversión a NO2- por bacterias 
nitrosomas, la nitrificación continua con la oxidación hasta convertir el NO2- a NO3- por 
bacterias nitrobacter y otros géneros (Valiela, 1995). La remoción biológica del nitrógeno 
 
 10 
 
en la columna de agua, puede resultar de la sedimentación y enterramiento. Este proceso 
provee una fuente detrítica rica en nutrientes, para la productividad béntica y estimula el 
crecimiento bacterial en la interfase agua-sedimento (Olausson et al., 1980). 
Las condiciones redox en el sedimento determinan la abundancia relativa de los 
compuestos inorgánicos nitrogenados (NH4+, NO2- y NO3-), y su distribución vertical en la 
columna sedimentaria. En ambientes aeróbicos, la materia orgánica se acumula cerca de 
la superficie debido al flujo de partículas procedentes de la columna de agua; esto 
conduce al decaimiento de la materia orgánica cerca de la superficie, de modo que el 
NH4+ es liberado cerca de la superficie. La fauna béntica es más abundante cerca de la 
superficie y su excreción también contribuye a la alta cantidad de amonio cerca de la 
superficie. Por el proceso de nitrificación el NH4+ se convierte a NO3-, y mediante la 
actividad béntica el nitrato es acarreado bajo la columna sedimentaria, creando un 
gradiente de nitratos (Valiela, 1995), mientras que en condiciones anaeróbicas el NH4+ es 
la especie más abundante y puede ser disuelta en la columna de agua y en muy pocas 
ocasiones puede ser absorbida por el sedimento (Rosenfeld, 1979). 
1.2.2. FÓSFORO 
El fósforo constituye un nutriente esencial en la productividad primaria del océano. En 
aguas superficiales, el PO43- disuelto es tomado por el fitoplancton durante la fotosíntesis y 
es transferido entre los diversos niveles tróficos de la cadena alimenticia. El material no 
asimilado, se pierde en desechos fecales, el cual contiene una cantidad considerable de 
fósforo orgánico particulado. Cuando los organismos mueren, el fósforo orgánico es 
hidrolizado rápidamente por acción de las fosfopirolasas y es convertido a PO43- (Millero, 
1992). 
Las descargas de los ríos representan la principal fuente de fósforo en el océano, 
contribuyendo anualmente cerca de 1.5 Mton de fósforo disuelto y más de 20 Mton de 
fósforo particulado. El fósforo disuelto en el agua de mar se incorpora a los procesos 
biogeoquímicos debido a través del fitoplancton que anualmente consume entre 1.5 a 2.5 
Gton; y cerca del 80% del fósforo suspendido incorporado en el material litogénico 
precipita dentro de las márgenes continentales (Baturin, 2003). La permanencia del 
fósforo en la fase particulada depende de las condiciones redox del sistema, ya que en 
 
 11 
 
ambientes reducidos el fósforo se disuelve en el agua intersticial y entre el 30 y 40 % del 
fósforo originalmente precipitado se transfiere por difusión de las capas superficiales del 
sedimento hacia la columna de agua (Holm, 1978). 
El suministro de fósforo al océano tiene un componente antropogénico, cuyas fuentes 
principales son las descargas industriales y domésticas que aportan desechos orgánicos y 
fertilizantes (Millero, 1992). 
1.2.3. CARBONO ORGÁNICO 
El carbono orgánico puede originarse de materiales de origen terrestre, transportados al 
mar por los ríos o por vía atmosférica (materiales alóctonos) y/o por sustancias autóctonas 
del ambiente marino, que pueden ser fragmentos de plantas o animales derivados de la 
cadena alimenticia y materia orgánica particulada formada in situ a través del equilibrio 
DOC-POC (Carbono Orgánico Disuelto – Carbono Orgánico Particulado). El ingreso del 
carbono orgánico terrestre está más bien confinado a los ambientes costeros y puede 
considerarse que la materia orgánica en aguas oceánicas es principalmente autóctona 
(Pearson, 1975; Riley et al., 1975). 
La materia orgánica tiene características prominentes en la especiación de metales en 
sedimentos; participa en la solubilización de especies de metales por acomplejamiento de 
iones metálicos y puede también acarrear iones metálicos en solución que pueden 
precipitar e incorporarse a los sedimentos. Los compuestos orgánicos que cubren a los 
iones pueden también ser atrapados sobre la superficie de óxidos de de hierro y 
manganeso (Elsokkary, 1992). Es fuente de una variedad de especies químicas y por 
tanto, estas especies pueden ser integradas al ambiente a través de la descomposición 
orgánica (Lerman, 1979). 
La diagénesis temprana de la materia orgánica, es la combinación de procesos biológicos, 
químicos y físicos que cambian la cantidad y composición de la materia orgánica en los 
primeros metros de la columna sedimentaria, causados principalmente por animales y 
bacterias bénticas (Henrichs, 1992). Durante la diagénesis temprana, del 30 al 99% de la 
materia orgánica depositada en la superficie de los sedimentos es remineralizada porlos 
organismos en el sedimento. Los polímeros orgánicos naturales presentes en los 
 
 12 
 
sedimentos tienen una gran escala de diferentes susceptibilidades al ataque bacteriano 
(hidrólisis enzimático) y la degradación de materiales poliméricos biológicos como la 
lignina, resinas y ceras, que son compuestos altamente resistentes, es mucho más lenta 
que el de la celulosa o las proteínas (Westrich et al., 1984). Conforme se consume las 
fracciones lábiles de la materia orgánica presente en los sedimentos y se forman las 
sustancias húmicas, la reactividad del material orgánico remanente respecto a la sulfato-
reducción bacteriana decrece con el tiempo (Berner, 1978). Por lo anterior, se espera que 
la descomposición del material orgánico presente en la columna sedimentaria siga un 
comportamiento exponencial con relación a la profundidad de los sedimentos (Muller et 
al., 1980), de acuerdo a la siguiente ecuación: 
x
w
k
o
kt
o eCeCC
⎟⎟
⎠
⎞
⎜⎜
⎝
⎛
−
− == 
donde C es el contenido de Corg en la profundidad x (o tiempo t), Co es contenido de Corg 
en la interfase agua sedimento, k es la constante de descomposición de Corg y w la tasa de 
sedimentación. La tasa de acumulación de materia orgánica esta dada por: 
orgorg C x rC r = 
donde r es la tasa de acumulación sedimentaria (g cm-2 año-1) y Corg es la concentración 
de carbono orgánico en la interfase agua sedimento (mg g-1) (Páez-Osuna et al., 1988). Y 
la vida media de Corg en la columna sedimentaria está dada por la expresión: 
k
2lnt
2
1 =
 y el 95% del tiempo de decaimiento (Hargrave et al., 1989), será: 
( )
k
3k 0.05 ln 1 =−
 
Los altos flujos de materia orgánica pueden ser provocados por tormentas que acarrean 
gran cantidad de hojas y ramas y desarrollan altos contenidos orgánicos (por ello es 
importante que las capas de tormenta en un núcleo sean identificadas y no se usen para 
determinar contenido de metales), o bien, por algún episodio que provocó la eutrofización 
del sistema y muerte de organismos. 
 
 
 13 
 
1.2.4. CARBONATO DE CALCIO 
Un constituyente presente en los sedimentos es el carbonato de calcio (CaCO3), cuya 
naturaleza puede ser de origen autigénico y/o biogénico. Poco después de su deposito, 
los sedimentos carbonatados son sujetos a cambios químicos y físicos como resultado de 
diversos procesos diagenéticos. Entre los procesos más importantes se encuentran las 
reacciones de disolución-precipitación y de óxido-reducción de la materia orgánica 
mediada por bacterias. El punto final de un proceso diagenético que afecta a los 
carbonatos presentes en sedimentos es la estabilización química de la mezcla 
composicionalmente heterogénea de partículas de carbonato depositada inicialmente. La 
presencia de ellos en la columna sedimentaría, son indicativos de procedencia de material 
terrígeno, de origen biogénico o de un evento climático; en la mayoría de las situaciones, 
ellos actúan como diluyente para las concentraciones de metales en el sedimento (Loring 
y Rantala, 1992). Los principales minerales carbonatos presentes en los sedimentos son 
entre otros la Calcita (CaCO3), dragonita (CaCO3), Vaterita (CaCO3), Monohidrocalcita 
(CaCO3.H2O), Ikaita (CaCO3.6H2O), Magnesita (MgCO3), Nesquehonita (MgCO.H2O), Artinita 
(Mg2CO3(OH)2.3H2O), Hidromagnesita (Mg4(CO3)3(OH)2.3H2O), Azurita (Cu3(CO3)2(OH)2), 
Dolomita (CaMg(CO3)2), Cerusita (PbCO3) y Malaquita (Cu2CO3(OH)2). 
1.2.5. METALES 
El estudios de los metales pesados a nivel ambiental es importante debido a su toxicidad 
y a su comportamiento bioacumulativo (Purves, 1985), siendo especialmente importantes: 
Sb, As, Cd, Cu, Cr, Hg, Ni, Pb, Se y Zn y a diferencia de los contaminantes orgánicos 
éstos generalmente no se eliminan de los ecosistemas acuáticos por procesos naturales 
debido a que no son biodegradables (Förstner et al., 1979), contrariamente son muy 
contaminantes y sufren un ciclo global ecobiológico, cuya vías principales de entrada son 
las aguas naturales (Moalla et al., 1997). 
El aporte de metales pesados hacia la columna sedimentaria procede de diversas fuentes, 
siendo una de ellas de origen litogénico o geoquímico debido a la lixiviación de las rocas 
madres, escorrentías continentales e incorporación del material alóctono (Adriano, 1986); 
no obstante, actualmente la mayor concentración es de origen antropogénico o debida la 
 
 14 
 
actividad humana, aunque cambios en la concentración natural de los metales en la 
columna sedimentaria pueden ser también el resultado de variaciones en la composición 
mineralógica de la fuente de procedencia, el tamaño de grano o de otros constituyentes 
geoquímicos como la materia orgánica y los carbonatos (Loring, 1991; Usero et al., 
1997b). En general los metales traza están asociados con las partículas pequeñas de estos 
materiales (Ackermann, 1980; Singh et al., 1999) y esta tendencia es atribuida 
predominantemente a la adsorción, co-precipitación y complejación de metales en las 
capas superficiales de la partícula. Como es conocido las pequeñas partículas tienen 
elevada área superficial con relación a su volumen y por consiguiente pueden retener altas 
concentraciones de metales. El área superficial específica de los sedimentos es 
dependiente de los parámetros granulométricos y la composición mineral (Juracici et al., 
1982; Singh et al., 1999), por ello, muestras de sedimentos tomadas en puntos muy 
próximos, pueden presentar contenidos en metales muy diferentes, siendo la textura del 
sedimento la principal responsable de tales discrepancias (Usero et al., 1997). En limos y 
en las fracciones finas de arenas las concentraciones de metales generalmente disminuyen 
(Casas et al., 1990). 
Las vías principales de entrada de los metales al medio acuático pueden ser (Usero et al., 
1997): 
 • La vía atmosférica, se produce debido a la sedimentación de partículas emitidas a la 
atmósfera por procesos naturales o antropogénicos (principalmente combustión de 
combustibles fósiles y procesos de fundición de metales). 
• La vía terrestre, producto de filtraciones de vertidos, de la escorrentía superficial en 
terrenos contaminados (minas, utilización de lodos como abono, lixiviación de residuos 
sólidos, precipitación atmosférica, etc.) y otras causas naturales. 
• La vía directa, de entrada de metales es a consecuencia de los vertidos directos de 
aguas residuales industriales y urbanas a los cauces fluviales. 
El grado de toxicidad potencial de un metal pesado depende de una serie de factores 
como la propia naturaleza del metal y de su disponibilidad en el ambiente, de acuerdo a 
estos dos factores se pueden clasificar a los metales en tres categorías (Wood, 1974): 
 
 15 
 
• No críticos: Fe, Mn y Al. 
• Tóxicos pero muy insolubles en agua: Ti, Hf, Zr, Nb, Ta, Re, Ga, Os, Rh, Ir, Ru y Ba. 
• Muy tóxicos y relativamente disponibles: Be, Co, Ni, Cu, Zn, Sn, Cr, As, Se, Te, Pd, Ag, 
Cd, Pt, Au, Hg, Tl, Pb, Sb y Bi. 
Otros factores que influyen en la toxicidad del elemento son entre otros la forma 
molecular que presente el metal, el tiempo de residencia en el sistema, el pH, el potencial 
redox del ambiente, los iones inorgánicos presentes en las aguas, la temperatura y 
diversos factores biológicos. 
La Tabla 1, muestra las concentraciones promedio de algunos metales en la corteza 
terrestre, dependiendo de la composición mineralógica. 
Tabla 1: Concentraciones promedio de metales pesados en la corteza terrestre (Taylor, 
1964). Las concentraciones están dadas en µg g-1 excepto el Al y Fe cuyas 
concentraciones están dadas en (%) 
Elemento Corteza Basalto Granito 
Ag 0.07 0.2 0.2 
Al 8.23 8.76 7.7 
Cd 0.2 0.2 0.2 
Cu 55 100 10 
Fe 5.63 8.56 2.7 
Hg 0.08 0.08 0.08 
Li 20 10 30 
Mn 950 1500 400 
Ni 75 150 0.5 
Pb 12.5 5 20 
V 135 250 20 
Zn 70 100 40 
 
Adicional a las fuentes naturales, los metales en los sedimentos pueden ser originados por 
actividades antropogénicastales como la industria minera, metal mecánica, petrolera, y 
desechos domésticos (Förstner et al., 1993). Es así que los sedimentos pueden actuar 
como portadores y posibles fuentes de contaminación por que los metales no se quedan 
permanentemente, pueden sufrir transformaciones diagenéticas y ser liberados a la 
columna de agua por cambios en las condiciones ambientales tales como pH, potencial 
 
 16 
 
redox, oxígeno disuelto o la presencia de quelatos orgánicos (Förstner et al., 1985; Sigg et 
al., 1987), como es el caso del hierro, el manganeso y otros metales con productos de 
solubilidad muy pequeños que tienden a precipitar en condiciones oxidantes y/o a 
disolverse en el agua intersticial y migrar en condiciones reductoras (Furness et al., 1990), 
aunque al llegar otra vez a la zona de oxidación, precipitan (Bonatti, 1978), pudiendo ser 
factores perturbadores y de redistribución de metales en la columna 
sedimentaria (Farmer, 1991). 
Los cambios de concentración de los metales en el agua están sujetos a escalas de tiempo 
pequeñas y su límite está en el tiempo de residencia de las aguas. La concentración de 
metales en los sedimentos representa períodos de tiempo de escalas más amplias y se 
convierten en una matriz integradora de los cambios de la columna de agua; por tanto, el 
análisis de metales en los sedimentos nos permite detectar focos de contaminación y 
proporciona información acerca de las zonas críticas de los sistemas acuáticos (Belkin et 
al., 1993; Förstner et al., 1993; Chen et al., 1996); como también, pueden ser usados 
para interpretar la historia del ambiente en que los sedimentos se han acumulado 
(Goldberg et al., 1978). 
1.2.6. QUISTES DE DINOFLAGELADOS 
Los dinoflagelados son un grupo diverso de eucariotas, generalmente unicelulares que 
tienen dos flagelos distintivos y un núcleo característico (Fensome et al., 1993a). Son 
comunes en casi todos los ambientes acuáticos, sobre todo en los hábitats pelágicos. 
Pueden ser psammophytes (habitantes de la arena), habitantes de la nieve o del hielo, 
simbiontes o parásitos. Los Dinoflagelados tienen una variedad de estrategias en su ciclo 
de vida alimenticio, pueden ser: autótrofos, heterótrofos, fagótrofos, y mixótrofos, 
asimismo pueden ser simbiontes o parásitos (Taylor, 1987; Schnepf et al, 1992). 
Junto con diatomeas y cocolitofóridos, los dinoflagelados constituyen la mayoría del 
fitoplancton eucariota marino y son, por lo tanto, importantes como productores primarios. 
Los dinoflagelados fotosintéticos simbiontes (zooxanthellae), juegan un papel importante 
en los procesos de la calcificación de otros protistas e invertebrados, como los corales. 
Algunos dinoflagelados producen toxinas y/o son formadores de florecimientos masivos a 
nivel global como: Gymnodinium catenatum, algunas especies del género Alexandrium, 
 
 17 
 
Pyrodinium bahamnese, Cochlodinium polykrikoides, Scrippsiella trochoidea y 
Lingulodinium polyedrum, pudiéndose clasificar en cuatro tipos según el efecto tóxico: PSP 
o intoxicación paralizante, DSP o intoxicación diarreica, ASP o intoxicación amnésica y NSP 
o intoxicación neurotóxica, encontrándose todas estas asociadas a mareas rojas (Alonso-
Rodríguez y Páez-Osuna, 2003; Marret et al., 2003). 
Diversos estudios han puesto de manifiesto la importancia del conocimiento del ciclo de 
vida en la comprensión e interpretación de los fenómenos asociados a la supervivencia y 
dispersión de los dinoflagelados, encontrándose que de las especies vivas cerca de 2500 
descritas (Williams et al, 1998) aproximadamente 260 producen quistes (Head, 1996). 
Los quistes constituyen un estadio de 
latencia en el ciclo de vida heteromórfico 
y son el producto de la reproducción 
sexual, es decir la conjugación de 
gametos, con la consecuente formación 
de planocigotos o quistes que desarrollan 
transformaciones filológicas y 
morfológicas para producir hipnocigotos o 
quistes de resistencia (Dale, 1983)(Fig.1). 
Estas transformaciones son activadas por 
señales endógenas o exógenas, como 
resultados de cambios ambientales que 
pueden ser desfavorables para el 
desarrollo de los dinoflagelados (Pfiester 
et a. , 1987). 
Fig. 1. Proceso de formación del quiste 
Es así como la formación de quistes de resistencia (cuyas paredes están hechas de 
sustancias orgánicas, calcáreas o silíceas) representa una estrategia exitosa ante 
variaciones marcadas de la temperatura, nutrientes, competencia y turbulencia (Prakash, 
1967; Dale, 1983; Anderson, 1998), de igual forma facilita la dispersión temporal y 
espacial, la preservación y la recombinación genética; de esta forma los quistes pueden 
 
 18 
 
formar una especie de banco de semillas en los sedimentos acuáticos en los que la acción 
móvil puede ser renovada, como lo han demostrado experimentos recientes en los que 
ciertas especies pueden seguir siendo vitales por varios años (Lewis et al., 1999a), sin 
embargo, esta estrategia incluye en sí misma respuestas diversas mediante las cuales las 
especies se adaptan a sus distintos hábitats (Blanco, 1995). 
Se ha demostrado además que las asociaciones de especies de dinoquistes cambian en 
respuesta a cambios en las tasas de sedimentación y a la productividad, promovidas por el 
desarrollo de áreas industriales y zonas residenciales (Saetre et al., 1997). Estas 
asociaciones pueden ser utilizadas para la reconstrucción de características geoquímicas 
en los sedimentos contaminados como condiciones eutróficas y/o oligotróficas, y 
abundancia de nitratos entre otros (Dale et al., 1999; Devillers et al., 2000a). 
La concentración de los nutrientes (C, P y N) y los dinoquistes en los sedimentos, ofrecen 
una buena oportunidad para estudiar la evolución oceanográfica de las cuencas oceánicas 
ya que las variaciones de estos a lo largo de una columna de sedimento permiten 
interpretar cambios de las aguas subsuperficiales y relacionarlos, por ejemplo, con la 
productividad biológica, las surgencias y con la dinámica de las masas de aguas (Didyk et 
al., 1978; Anderson, 1989; Dean, 1993; Legeleuk et al., 1994). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 18 
 
formar una especie de banco de semillas en los sedimentos acuáticos en los que la acción 
móvil puede ser renovada, como lo han demostrado experimentos recientes en los que 
ciertas especies pueden seguir siendo vitales por varios años (Lewis et al., 1999a), sin 
embargo, esta estrategia incluye en sí misma respuestas diversas mediante las cuales las 
especies se adaptan a sus distintos hábitats (Blanco, 1995). 
Se ha demostrado además que las asociaciones de especies de dinoquistes cambian en 
respuesta a cambios en las tasas de sedimentación y a la productividad, promovidas por el 
desarrollo de áreas industriales y zonas residenciales (Saetre et al., 1997). Estas 
asociaciones pueden ser utilizadas para la reconstrucción de características geoquímicas 
en los sedimentos contaminados como condiciones eutróficas y/o oligotróficas, y 
abundancia de nitratos entre otros (Dale et al., 1999; Devillers et al., 2000a). 
La concentración de los nutrientes (C, P y N) y los dinoquistes en los sedimentos, ofrecen 
una buena oportunidad para estudiar la evolución oceanográfica de las cuencas oceánicas 
ya que las variaciones de estos a lo largo de una columna de sedimento permiten 
interpretar cambios de las aguas subsuperficiales y relacionarlos, por ejemplo, con la 
productividad biológica, las surgencias y con la dinámica de las masas de aguas (Didyk et 
al., 1978; Anderson, 1989; Dean, 1993; Legeleuk et al., 1994). 
2. ANTECEDENTES 
Estudios sobre la dinámica oceánica costera del golfo de Tehuantepec han demostrado 
que ésta es una zona rica en surgencias (Wyrtki, 1967; Enfield et al., 1988; Kegeckins, 
1988; McCreary et al., 1989; Brown et al., 1992; Lavin et al., 1992; Monreal et al., 1999; 
Transviña et al., 1997) y que existe una relaciónentre los blooms fitoplanctónicos y el 
enriquecimiento por nutrientes causados por dichas surgencias (Hurd, 1929). Roden 
(1961) estudió las corrientes y masas de agua que afectan al golfo y su relación con los 
Tehuanos. Lavin et al., (1992) realizó estudios sobre la circulación y distribución de las 
temperaturas generada por los vientos destacando que la circulación en el golfo de 
Tehuantepec es inducida por los Nortes durante las épocas frías. 
En el aspecto geológico, se ha estudiado la distribución textural de los sedimentos en la 
porción NE del golfo de Tehuantepec (Avendaño, 1978; De la Lanza, 1991; Carranza et 
 
 19 
 
al., 1998) y se destaca que las arenas son la fracción predominante. Asimismo se ha 
demostrado que los sedimentos fosfatados de esta área son ricos en fosfato (>0.2%) y 
que este enriquecimiento está influenciado por las surgencias y la alta productividad 
biológica de la zona (Morales de la Garza, 1990). 
Los estudios estratigráficos orientados a la evaluación de cambios ambientales en México, 
que cuentan con un marco cronológico confiable, son realmente escasos. Entre ellas se 
cuenta con el trabajo de Páez-Osuna y Mandelli (1985) en la laguna de Mitla, en la que se 
utilizó la geocronología de 210Pb para explicar las diferentes tasas de sedimentación 
obtenidas de acuerdo a la variabilidad estacional. Ruiz-Fernández et al. (2001) lo utilizó 
para determinar la dinámica sedimentaria en la laguna de Ensenada del Pabellón y los 
flujos antrópicos de C, P y N; y de Cd, Co, Cu, Ni, Pb y Zn en el estuario del río Culiacán 
(Ruiz Fernández et al., 2002, 2003). Asimismo se cuantificaron los flujos de Cd, Cu y Pb 
durante los últimos 20 años en el golfo de Tehuantepec (Ruiz Fernández et al., 2004) y se 
relacionaron con el desarrollo de la actividad petrolera en la región. 
Igualmente, los trabajos en los cuales se ha intentado medir 137Cs son muy limitados. 
(Fernex et al., 2001; Davies et al., 2004; Ruiz Fernández et al., 2004) lo utilizaron para 
corroborar las geocronologías de 210Pb en zonas lacustres en diversas regiones del país y 
García-Oliva et al. (1995) evaluó la acumulación de 137Cs en suelos y pastizales del Estado 
de Jalisco. No obstante Ruiz Fernández et al. (2001, 2002); Páez-Osuna et al., (1985) 
intentaron medirlo en zonas estuarinas, pero sólo hallaron concentraciones no detectables, 
en tanto que Rosales-Hoz et al., (2003) intentaron usarlo como cronómetro en el estuario 
del río Coatzacoalcos, pero la perturbación del medio impidió su interpretación. 
Los estudios relacionados con las concentraciones de nutrientes en lagunas costeras son 
más abundantes. Sobre la variación temporal de C, N y P en la columna de agua, se 
cuenta con los trabajos realizados por Álvarez-Borrego et al. (1997) en el golfo de 
California. Ochoa-Maccheto (1987) determinó en Bahía Guaymas los niveles de NH4+ y 
ortofosfatos y su relación con la industria pesquera y el desarrollo de las actividades 
humanas. Páez Osuna et al., (1992) estudiaron el contenido de C y P en sedimentos de un 
sistema lagunar de Altata-Ensenada del Pabellón y la relación con el drenaje agrícola. 
Galindo et al. (1997) y Páez-Osuna et al. (1998) estudiaron la variación espacial y 
 
 20 
 
temporal del N y P en lagunas costeras del Estado de Sinaloa y su relación con el cultivo 
de camarón. Asimismo fue medida la concentración de fósforo en sedimentos en la laguna 
de Altata-Ensenada del Pabellón (Páez Osuna et al., 1990) y en el golfo de California (Páez 
Osuna et al., 1991) y la variación en el contenido de ortofosfatos en la laguna de 
Huizache-Caimanero (Arenas, 1979). 
En lo que se refiere a los flujos y distribución espacial y temporal de los nutrientes en la 
columna sedimentaria, se cuenta con los trabajos de Brumsack et al., (1983) y de 
Camacho-Ibar et al., (1988) quienes estudiaron las variaciones en las concentraciones de 
nutrientes en el agua intersticial, proveyendo evidencia de la movilización diagenética de 
nutrientes y metales a causa de condiciones anóxicas y reducidas. Ruiz Fernández et al., 
(2002, 2003) y Soto-Jiménez et al., (2002) estudiaron la evolución de los flujos en exceso 
de C, N y P en núcleos fechados con 210Pb recolectados en el sistema lagunar de Altata-
Ensenada del Pabellón como resultado del desarrollo de las actividades agrícolas en el 
valle de Culiacán; como también la procedencia de la materia orgánica a partir de la 
distribución de isótopos estables de C y N. 
En la última mitad de siglo, los quistes de dinoflagelados han sido muy estudiados 
principalmente en el contexto bioestratigráfico (Stover et al., 1996). La investigación a 
partir de los años sesenta se ha centrado en conocer el significado ecológico de los fósiles 
de los quistes de dinoflagelados (Wall, 1962; Evitt, 1963, 1965), la distribución geográfica 
en sedimentos modernos y su relación con las condiciones ambientales (Klemenk, 1964; 
Dale, 1976; de Vernal et al., 1994, 2001). 
En México, la mayoría de los trabajos publicados sobre dinoflagelados se han centrado 
principalmente en la identificación y abundancia de especies fitoplanctónicas presentes en 
las aguas mexicanas (Graham, 1943; Gilbert et al., 1943; Osorio-Tafall, 1943; Osorio et 
al., 1948; Klement, 1961; Valero-Gamboa, 1980; Nienhius, 1980), como también algunos 
estudios taxonómicos y ecológicos (Hernández- Becerril, 1987, 1988a, 1988b, 1988c, 
1989, 1992; Figueroa, 1990). 
Sobre mareas rojas y dinoflagelados tóxicos se destacan los trabajos de Blasco (1977); 
Cortés-Altamirano (1993); Gómez-Aguirre (1998); Heredia-Tapia (2002); Band-Schmidt 
(2003); Magaña (2003); Alonso-Rodríguez et al., (2003, 2004) en los que se describe la 
 
 21 
 
relación entre las concentraciones de nutrientes en la columna de agua y el florecimiento 
de mareas rojas. En cuanto a estudios de dinoquistes en la columna sedimentaria, se 
cuenta con el trabajo realizado por Martínez-Hernández et al., (1991) sobre la 
identificación y distribución de especies en el golfo de California y el de Helenes et al., 
(2002) en el que se estudiaron los dinoflagelados, entre otros fósiles, para reconstruir la 
ubicación geográfica de la Península de Baja California en el cretácico superior. 
En el golfo de Tehuantepec son muy escasos los trabajos en los que se han utilizado 
microfósiles para la reconstrucción de condiciones oceanográficas y solo se pueden 
mencionar los trabajo de Mata (1980) sobre la distribución de foraminíferos bentónicos 
recientes; Pérez (1989) y Pérez y Machain (1990) analizaron las asociaciones de 
foraminíferos bentónicos en sedimentos superficiales de la plataforma continental; así 
como el trabajo realizado por Molina y Martínez (1994) sobre la Oceanografía del área, 
utilizando restos de radiolarios. Hasta ahora no se ha realizado un solo trabajo de 
reconstrucción de condiciones oceanográficas a partir de quistes de dinoflagelados. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 22 
 
3. OBJETIVOS 
3.1. OBJETIVO GENERAL 
Determinar la evolución temporal reciente del enriquecimiento por nutrientes y metales y 
la asociación de dinoquistes en sedimentos del golfo de Tehuantepec y evaluar su relación 
con el desarrollo económico de la zona costera aledaña. 
3.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS 
• Determinar las tasas de sedimentación y acumulación sedimentaria en la zona 
costera del golfo de Tehuantepec por medio del fechado con 210Pb y 137Cs. 
• Determinar las concentraciones naturales de los nutrientes C, N, P y los metales 
Ag, Al, Cd, Cu, Fe, Hg, Li, Mn, Ni, Pb, V y Zn de la columna sedimentaria del área 
de estudio seleccionada en el golfo de Tehuantepec. 
• Estimar los flujos antropogénicos recientes de los nutrientes C, N, P y los metales 
Ag, Al, Cd, Cu, Fe, Hg, Li, Mn, Ni, Pb, V y Zn en la columna sedimentaria del golfo 
de Tehuantepec. 
• Identificar la composición y abundancias de especies de dinoquistes que puedan 
servir deindicadoras de la contaminación del área de estudio. 
• Reconstruir la evolución de la contaminación del sitio de estudio y su relación con 
el crecimiento económico de la zona costera aledaña. 
 
 
 
 
 
 
 
 22 
 
3. OBJETIVOS 
3.1. OBJETIVO GENERAL 
Determinar la evolución temporal reciente del enriquecimiento por nutrientes y metales y 
la asociación de dinoquistes en sedimentos del golfo de Tehuantepec y evaluar su relación 
con el desarrollo económico de la zona costera aledaña. 
3.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS 
• Determinar las tasas de sedimentación y acumulación sedimentaria en la zona 
costera del golfo de Tehuantepec por medio del fechado con 210Pb y 137Cs. 
• Determinar las concentraciones naturales de los nutrientes C, N, P y los metales 
Ag, Al, Cd, Cu, Fe, Hg, Li, Mn, Ni, Pb, V y Zn de la columna sedimentaria del área 
de estudio seleccionada en el golfo de Tehuantepec. 
• Estimar los flujos antropogénicos recientes de los nutrientes C, N, P y los metales 
Ag, Al, Cd, Cu, Fe, Hg, Li, Mn, Ni, Pb, V y Zn en la columna sedimentaria del golfo 
de Tehuantepec. 
• Identificar la composición y abundancias de especies de dinoquistes que puedan 
servir de indicadoras de la contaminación del área de estudio. 
• Reconstruir la evolución de la contaminación del sitio de estudio y su relación con 
el crecimiento económico de la zona costera aledaña. 
4. ÁREA DE ESTUDIO 
El golfo de Tehuantepec se encuentra localizado entre los 14° 30’ y 16° 12’ de latitud 
norte y los 92° 00’ y 96° 00’ de longitud Oeste. (Fig. 2) Posee una plataforma continental 
de aproximadamente 120 Km de ancho y una extensión radial de aproximadamente 200 
Km (desde el puerto de Salina Cruz, Oax. hacia la coordenada 13° 45’ y 94° 45’ W) 
(Lavin et al., 1992). Se ubica en la zona tropical y de acuerdo a la clasificación de Copen el 
clima es de tipo Awo (w) gi (cálido subhúmedo, con temperaturas mayores a los 22°C). La 
época más calurosa se presenta en el solsticio de verano, el período de lluvias 
corresponde de junio a septiembre, con sequía interestivial entre julio y agosto y lluvia 
30
25
20
15
116 111 106 101 96 91
15
16
°° 95 9496 93
Golfo de Tehuantepec
1000
Tehua II
500
200
Río Tehuantepec
Océano Pacífico
Golfo de México
Oaxaca
° °
°
°
°° °° ° °
°
°
°
°
23
Fig. 2. Área de estudio. 
 
 24 
 
invernal total menor al 5% de la anual, que en promedio es 99 mm., con coeficiente de 
variación anual de 30% y la oscilación térmica menor de 5°C (García et al, 1981). 
El sistema hidrográfico presente en la región del golfo de Tehuantepec influye en la 
depositación de material terrígeno sobre todo en la plataforma continental. Las principales 
lagunas son: Superior e Inferior, conectadas entre si por paso estrecho, en la que sólo la 
Inferior se comunica al océano Pacífico a través de la barra de San Francisco. Otras 
lagunas marginales son: la Joya, Buenavista y Tembladeras. Dentro del límite oeste entre 
Oaxaca y Chiapas se forman abundantes corrientes que provienen de la Sierra Oaxaqueña 
y hacen contacto con el mar por medio de la Barra de Tonala (que posee una entrada 
estrecha de 1 600 m de ancho y 3.6 m de profundidad). Los principales y más caudalosos 
ríos de la zona son Tehuantepec, de los Perros o Juchitán, Espíritu Santo, Ostuta, 
Huehuetan, Coatán, Cahuacan y Suchiate (Secretaría de Marina, 1978). 
El golfo de Tehuantepec presenta una compleja dinámica oceánica ya que se encuentra 
sujeto a cambios en la posición del sistema de vientos alisios y la Zona de Convergencia 
Intertropical. Es un área de alta productividad biológica debido, entre otros factores, a la 
presencia de surgencias inducidas por vientos provenientes del golfo de México (Tapia, 
1998). 
Los Tehuanos que provocan surgencias en la zona, son el resultado de la llegada de 
vientos que se forman durante el invierno en Alaska y el Noroeste de Canadá, donde se 
dan centros de alta presión atmosférica llamados “anticiclones polares”, los cuales se 
desplazan hacia el sureste, y algunos llegan hasta el golfo de México y la Bahía de 
Campeche, disipándose en pocos días. La presión atmosférica aumenta sobre el golfo de 
México, al mismo tiempo que la presión sobre el Pacífico se mantiene baja. Las montañas 
de la Sierra Madre típicamente se encuentran a 1500 msnm, separando la fría y alta 
presión del Atlántico. Así los vientos pasan primero sobre el golfo de México, cruzan el 
Istmo de Tehuantepec y más tarde afectan la dinámica del golfo provocando procesos 
locales de surgencias (Gallegos, 1998). Estos vientos en ocasiones son incluso mas fuertes 
que los Nodos del golfo de México, induciendo la formación de una masa de surgencia que 
domina la circulación y las características termohalinas del golfo durante el invierno (Mc 
Creary et al., 1989; Lavin et al., 1992; Monreal et al., 1999). La velocidad de estos vientos 
 
 25 
 
es aproximadamente de 20 - 30 m/s (con promedio de 10 m/s en la cabeza del golfo y 
máximos medidos de hasta 50 m/s (Transviña et al.,1997; Gallegos, 1998).La duración de 
los vientos “nortes” que originan a los tehuanos es de 3 a 5 días, a intervalos de 10 y 15 
días, con un tiempo de respuesta de la surgencia de 36 horas, siendo más inmediata en la 
parte central (Barton et al., 1993). Su área de influencia es de 200 km de ancho y 500 km 
hacia mar abierto. Conforme pasa, las velocidades máximas disminuyen rápidamente hacia 
el oriente y occidente, pero mas rápidamente hacia el sur, induciendo un movimiento de 
agua superficial hacia el océano y ocasionando un afloramiento del agua subsuperficial 
(con velocidades de ascenso de 10 m dia-1), provocando un aumento en salinidad y 
disminución de la temperatura superficial del agua. 
La fuerza de los vientos sobre el mar causa un transporte de Ekman, que acumula agua 
en la superficie en el lado oeste del golfo, hundiendo la termoclina hasta 100 - 120 m de 
profundidad y eventualmente formando giros anticiclónicos de 200 a 300 km de diámetro 
(Barton et al., 1993; Monreal et al., 1999). 
Cuando llega la época de lluvias (mayo a octubre), los vientos que soplan en dirección 
este son débiles y se reestablecen las características normales de circulación. 
Ocasionalmente se observan vientos intensos durante el paso de huracanes y tormentas o 
ciclones tropicales que comienzan en Salina Cruz, Oaxaca durante los meses de mayo a 
octubre. Pero en general, la proximidad de la ZCIT a la región produce un efecto de 
estabilización en los movimientos verticales de las aguas, ocasionando baja producción. La 
oscilación del Sur (ENSO), que al provocar un desplazamiento mas al sur de Los centros 
de alta presión, hacen que se debilite la surgencia del golfo (Monreal et al., 1999) 
En cuanto a la circulación y las corrientes, las costas de Pacífico mexicano están 
dominadas en la parte oriental y ecuatorial por los movimientos giratorios de dos grandes 
corrientes: la Corriente Norecuatorial (CNE) y la Contracorriente Norecuatorial (CCNE). 
Ambas pertenecen a la gran circulación local del Pacífico Norte, que es estacional y afecta 
solo las capas superficiales del océano (Wyrtki, 1967). Pero además de éstas, la 
circulación oceánica superficial del Pacífico Tropical Este, se mantiene por la Corriente de 
California (CC), la Corriente Costera de Costa Rica (CCCR), la Corriente Surecuatorial 
(CSE), la Corriente Subsuperficial Ecuatorial (CSSE) y la Corriente de Perú (CP) (Transviña, 
 
 26 
 
1997). Para las costas del sur de México las direcciones de desplazamiento están 
comprendidas en el invierno entre el SE y E - SE, cambiando al NO y 0 - NO en los meses 
restantes, como se puede apreciar en la Fig. 3. 
De acuerdo al patrón de circulación oceánica, el golfo de Tehuantepec se encuentra al sur 
de la Corriente de California, al norte de la corriente Surecuatorial, y bajo la influencia de 
la región de Convergencia Intertropical (Badan,1997; Transviña et al., 1997). 
En períodos largos, la ubicación geográfica del sistema de corrientes que llegan al golfo 
puede cambiar notablemente en escalas interanuales (por ejemplo con el paso del Niño), 
pero en la escala estacional en la que se registran los cambios mas notables, se distinguen 
3 épocas (Badan, 1997): De agosto a diciembre: La mas duradera y estable; la Zona de 
Convergencia Intertropical (ZCI1) se encuentra a los 10 °N; la Contracorriente 
Norecuatorial (CCNE) esta mas desarrollada, fluye al sur alrededor del domo del Costa 
Rica y alimenta la Corriente Costera de Costa Rica (CCCR) ; La CCCR fluye hacia 
Tehuantepec y hasta la boca del golfo de California. En enero: la ZCIT se desplaza al sur; 
la CCNE se debilita y la Corriente de California (CC) se intensifica. Febrero a Abril: La ZCIT 
esta cercana a los 3 °N; la CCNE esta ausente; la CCCR debilitada; el flujo al norte del 
golfo de Tehuantepec es hacia el SE y aparece como extensión de Ia CC. Mayo a Julio: 
ZCIT regresa a su posición boreal y reaparece la CCNE. La CC esta bien desarrollada y se 
debilita de julio a agosto 
Durante la temporada invernal o de secas en Tehuantepec, se tienen dos patrones de 
circulación superficial muy similares entre sí: a principios de temporadas las dos corrientes 
que circulan paralelas a la costa y que convergen frente a Salina Cruz (agua de la CNE y la 
CCCR), siguen una trayectoria hacia el sur con deflexiones hacia el suroeste, al final del 
tiempo la CCCR se hace mayor a la corriente que se dirige al sureste y después de la 
convergencia se forman un dipolo (Monreal et al., 1999). Se pueden observan tres 
regímenes hidrográficos en el golfo de Tehuantepec (Lavin et al., 1992): el giro 
anticiclónico en el oeste del golfo; régimen central que está afectado directamente por los 
nortes y es donde ocurren las surgencias y el régimen del este que es menos afectado por 
los nortes que define una región con una superficie termohalina, menos salina y cálida 
(Wyrtki, 1967; De la Lanza, 1991; Monreal et al., 1999). 
Figura 3. Corrientes de superficie del Pacífico Norte Ecuatorial de 0 à 40ºN (Boumaggard et 
al., 1998). CC=Corriente de California. CNE=Corriente Nort Equatorial. CCNE=Contra 
Corriente Nort Equatorial. CCR=Corriente de Costa Rica. CSE=Corriente Sur Equatorial. 
ZCIT=Zona de convergencia Inter Tropical. Los puntos corresponden a los sitios de 
muestreo en campaña Tehua I y II. La batimetría representada es de 200 y 1000 m.
AGUAS DE SUPERFICIE SUBTROPICALES
AGUAS DE 
SUPERFICIE TROPICALES
-112°O -104°O -96°O
26°N
18°N
-88°O -80°O -72°O-128°O -120°O-136°O
32°N
40°N
10°N
2°N
26°N
18°N
32°N
40°N
10°N
2°N
Verano-Otoño(B)
ZCIT
AGUAS DE 
SUPERFICIE TROPICALES
AGUAS DE SUPERFICIE SUBTROPICALES
-112°O -104°O -96°O
26°N
18°N
-88°O -80°O -72°O-128°O -120°O-136°O
32°N
40°N
10°N
2°N
-112°O -104°O -96°O -88°O -80°O -72°O-128°O -120°O-136°O
26°N
18°N
32°N
40°N
10°N
2°N
(a) Invierno-Primavera
ZCIT
CNE
CC
CSE
CCNE
CC
CNE
CSE
CNE
CCR
-112°O -104°O -96°O -88°O -80°O -72°O-128°O -120°O-136°O
27
 
 28 
 
Entre las principales características del Pacífico tropical mexicano se encuentran las 
grandes trincheras que describen la mayor parte de los límites del océano. El istmo y golfo 
de Tehuantepec se sitúan en una zona estructuralmente complicada por el hecho de 
encontrarse cerca de la triple unión entre la Placa de Norteamérica, Placa de Cocos y Placa 
del Caribe. En adición, yacen como continuación de la Zona de Fractura o Dorsal de 
Tehuantepec, una característica batimétrica de la Placa de Cocos que esta siendo 
subducida bajo el margen de Norteamérica. La Dorsal de Tehuantepec juega un papel 
importante para la definición morfológica del golfo, ya que representa el limite NW de la 
cuenca de Guatemala (al sur de la falla Motahua-Polochic, entre el continente y la T. 
Mesoamericana) y constituye una cordillera de actividad sísmica ocasional (Barrier et al., 
1998) 
Los elementos que constituyen la cuenca del golfo de Tehuantepec son: la falla profunda 
de desplazamiento izquierdo que corta a la costa en dirección N - S entre la Laguna de 
Mar Muerto y la Laguna Inferior, con un desplazamiento a lo largo de la falla del orden de 
100 Km; dos sistemas de fallas normales, uno de ellos casi paralelo a la costa actual y el 
otro transversal, que originaron pilares y fosas tectónicas; y los picos máximos magnéticos 
aislados, atribuidos a intrusiones ígneas poco profundas o a derrames volcánicos incluidos 
en la secuencia sedimentaria (Barrier et al., 1998; Carranza et al., 1998). 
Dos factores pudieron influir en la formación de la cuenca del golfo de Tehuantepec, ya 
sea actuando de modo independiente o en conjunto (Pedrazzini et al., 1982): el 
fracturamiento de la corteza, que pudo ser la causa del hundimiento de la antigua cuenca 
que subyace al actual golfo; y la presencia de un arco magmático que durante el Mioceno 
dio origen a un sistema de arco-fosa con su relativa cuenca de ante-arco. 
Hacia el sur, la provincia del Istmo de Tehuantepec tuvo su máxima actividad tectónica a 
partir del Mioceno medio, reflejado en la efusión de rocas volcánicas y el rápido 
hundimiento del basamento, que finalmente se manifiesta con la formación del golfo de 
Tehuantepec. La evolución de este es consecuencia de la reactivación del bloque 
Honduras - Nicaragua que se desplaza a lo largo del Sistema Motagua - Polochic (ubicado 
en el limite de placas de Cocos y Centroamérica), produciendo el principal desarrollo del 
sistema de fallas lateral izquierdo en el Macizo Granítico de Chiapas (Barrier et al., 1998; 
 
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Carranza et al., 1998). La reconstrucción con modelos de gravedad a través de la 
cordillera de Tehuantepec muestran que esta es un residuo de la zona de fractura, a la 
vez que la cuenca de Guatemala es el resultado de una corteza mas vieja formada antes 
de que el eje de la cordillera se formara y el levantamiento del Pacífico este adquiriera su 
actual orientación (Carranza et al., 1998). 
Las zonas batimétricas presente en golfo son: zona de transición, plataforma media, 
plataforma externa, talud superior, talud continental y plataforma continental (Lugo, 
1985). 
La corteza debajo del Pacífico es pre-Cenozoica, las partes más antiguas de la cuenca 
están situadas en el oeste y los sedimentos antiguos no tienen más de 160 millones de 
años. Mucha de la historia sedimentaria del Pacífico ha sido destruida en las zonas de 
subducción, quedando pequeños remanentes del Mesozoico. Las rocas mas profundas y 
expuestas a lo largo de la costa mexicana son principalmente de origen ígneo y 
metamórfico, así que desde Cabo Corrientes hasta el golfo de Tehuantepec se tienen 
rocas metamórficas precámbricas a Mesozoicas y sedimentos de edad Cretácica (McCoy, 
1985; Barrier et al., 1998). 
En los sedimentos que están sobre el margen continental de la trinchera Mesoamericana, 
predominan los terrígenos y las arcillas pelágicas sobresaliendo pequeñas áreas de limo 
calcáreo y marga (igual cantidad de carbonato de calcio y arcilla). Los minerales detríticos 
(cuarzo + feldespato + micas y metales pesados) son abundantes en la zona de la 
Trinchera Mesoamericana con un porcentaje mayor al 60%, son comunes hacia la cuenca 
con un 15 - 30% y del 30 - 60% frente al golfo de Tehuantepec. Las arcillas son 
abundantes con una dominancia mayor al 60% en la cuenca oceánica del Pacífico, 
notándose una franja enfrente de 0xaca y el golfo con un porcentaje menor al 30%. La 
existencia de esta franja se explica debido a la presencia de la Cresta de Tehuantepec, en 
la cual la mayoría de los sedimentos se depositan en la base de la misma (Carranza, 1975; 
1998). Los sedimentos no biogénicos tienen una distribución muy heterogénea; por 
ejemplo, los sedimentos volcánicos detríticos son abundantes cerca de las costas de 
Chiapas en un 30-60% con un porcentaje