1. Introducción
Una de las fuentes de información más atractivas para la reconstrucción paleoclimática son los sedimentos lacustres, debido a que los lagos son trampas naturales de acumulación continua de sedimentos. En nuestro país (Miranda et al., 1994, Mercer et al., 2014), y en otros como Perú (Fourtanier et al., 1993), Rusia (Khursevich et al., 2003) , Estados Unidos (Bradbury y Krebs, 1982) y Francia (Seryeissol y Gasse, 1991), se observan grandes acumulaciones de diatomita cuya formación está ligada directamente al contexto de grabens en ambientes volcánicos. El tiempo en que se depositaron estos yacimientos fue durante el Neógeno tardío-Cuaternario temprano (Israde et al., 2010a), en el contexto de un clima húmedo dominante. La apertura de las cuencas dio lugar a un fallamiento con subsidencia y a la emisión de grandes cantidades de ceniza volcánica, que proveyeron la sílice necesaria para la formación de las diatomitas (Israde y Garduño 1999).
El clima ha jugado un papel importante, ya que, durante transgresiones (etapas de aumento en el nivel lacustre), se generaron sistemas lacustres profundos. Por el contrario, durante las regresiones (etapas del descenso del nivel lacustre) y, con escasa humedad, tuvieron lugar lagos someros.
Los lagos suponen un repositorio natural de información ambiental, puesto que los materiales que se depositan en ellos provienen de la atmósfera, la escorrentía o los procesos diagenéticos y biogénicos que tienen lugar en el mismo (dependiendo del tipo de cuenca lacustre, características del lago, entre otros factores). Asimismo, los procesos diagenéticos, debidos a las características fisicoquímicas del fondo del lago, pueden disolver y/o precipitar minerales (entre ellos los ferromagnéticos), ya que son muy sensibles a los cambios en las condiciones óxido-reducción (Vázquez, 2004). Numerosas investigaciones han tratado de establecer las relaciones entre las variaciones climáticas ocurridas durante el Cuaternario y la mineralogía magnética de suelos y paleosuelos de diversas localidades en el mundo, (Liu et al., 2007; Jordanova et al., 2003; Bidegain et al., 2009; Geiss et al., 2008; Geiss y Zanner, 2006) así como con la contaminación (Orgeira et al., 2008).
En sedimentos lacustres los análisis magnéticos se han realizado de forma extensiva desde 1975 (Jelonowsky et al., 1997, Van Vugt et al., 1998, Maher y Thompson, 1999), aunque en México son escasos los estudios donde se analizan en profundidad las propiedades magnéticas en ellos: en la Cuenca de México (Ortega et al., 2000), el alto Lerma (Caballero et al., 2002), Zacapu (Ortega et al., 2002), Pátzcuaro (Fisher et al., 2003), Zirahuén (Vázquez et al., 2010), el desierto de Sonora (Ortega et al., 1999), el desierto de Chihuahua (Urrutia et al., 1997), en Nayarit (Vázquez, 2004), y, recientemente, en Chapala (Morales et al., 2019). Sin embargo, ninguna investigación en México se ha llevado a cabo en diatomitas aplicando técnicas novedosas de magnetismo ambiental.
Éste relaciona la mineralogía magnética con diversos procesos ambientales a través del análisis de las propiedades magnéticas de los materiales geológicos formados bajo éstos y su comparación con características físicas, químicas y biológicas. La adquisición de remanencia magnética en minerales, principalmente óxidos de hierro y sulfuros, se produce de manera ubicua en sedimentos, los cuales pueden actuar como registradores sensibles de los climas del pasado porque, a medida que el clima ha variado (glacial - interglacial), la mineralogía, el estado de dominio magnético, la composición y la fuente de estos minerales ha cambiado también (Ortega et al., 2000). Muchos estudios de este tipo se basan únicamente en la susceptibilidad magnética como indicador (o proxy) de las variaciones climáticas y ambientales. No obstante, ya que este parámetro depende no sólo de la concentración de partículas ferrimagnéticas, sino también de la presencia de un amplio rango de minerales magnéticos y de sus distribuciones de tamaño (Geiss y Zanner, 2006), la interpretación de la x rara vez es única y directa, por lo que las conclusiones pueden verse comprometidas si no se han caracterizado adecuadamente los componentes magnéticos. Por ello, los análisis de magnetismo deben involucrar técnicas que determinen la composición, concentración y distribución de tamaños de dominio de los minerales magnéticos, y, frecuentemente, requieren de información adicional de otros parámetros no magnéticos para lograr una acertada interpretación paleoambiental. Gran parte de las secuencias lacustres se caracterizan por registrar variaciones en x. Un aumento de este parámetro se debe, en la mayoría de los casos, a un crecimiento de los minerales ferrimagnéticos (magnetita y/o maghemita) de tamaño ultrafino superparamagnético (SP, < 0.01 μm) a dominio sencillo (DS, < 0.1 μm; por ejemplo, Maher, 1999; Hunt et al., 1995), pero también al incremento de partículas tanto ferrimagnéticas como antiferrimagnéticas (hematita o goethita) (Geiss et al., 2004). El origen de dicho incremento se ha interpretado de diferentes maneras, entre ellas la ocurrencia de incendios, fermentación, calentamiento, actividad biológica (Tite y Linington, 1975; Mullins, 1977; Maher, 1986; Thompson y Oldfield, 1986), la contaminación del suelo (Chaparro, 2006) y la transformación de minerales paramagnéticos o antiferrimagnéticos a fases ferrimagnéticas (Geiss y Zanner, 2006).
La magnoestratigrafía aplicada a secuencias lacustres con depósitos volcánicos intercalados ha sido utilizada a fin de asociarlos a parámetros orbitales reconocidos, sobre todo en diatomitas neógenas (Van Vugt et al., 1998, Deino et al., 2006).
En este trabajo se pretende conocer la cronología de la diatomita de Agostitlán y las aplicaciones del análisis de parámetros magnéticos para la reconstrucción paleoambiental. Este registro es de interés ya que fue la última diatomita que se desarrolló en el margen suroeste del graben por efecto de represamiento al final de Wisconsin. La aplicación del magnetismo ambiental en la diatomita de Agostitlán es de relevancia dada su pureza, por lo que se puede inferir la utilidad de aplicar este proxy para distinguir fases lacustres.
Asimismo, se presenta el análisis de las propiedades magnéticas y su utilidad en el análisis de la reconstrucción de la evolución paleoambiental de una diatomita depositada durante el Pleistoceno en la región de Agostitlán, Michoacán.
2. Marco geológico
La localidad de estudio se encuentra en el Centro occidente de México, donde, desde el Paleoceno al Cuaternario, la fisiografía se ha transformado como resultado de la compleja evolución geodinámica del margen del Pacífico y la fragmentación de la placa de América del Norte (Aranda-Gómez et al., 2005). Las principales provincias fisiográficas en el centro de México están constituidas por Cuencas, Cordilleras y depresiones tectónicas de orientación N-S y NNO-SSE (Aranda-Gómez et al., 2005) y la Sierra Madre Oriental. Esta última provincia, junto con la Miocénica de la Sierra Madre Occidental y el Altiplano central Mioceno, constituyen los límites del cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM), cuya principal actividad del CVTM se desarrolló después de 12 Ma en la región centro-occidental (Garduño-Monroy y Gutierrez-Negrín, 1992). El paisaje de la región está caracterizado por grandes edificios volcánicos y hacia el norte la fragmentación genera fosas y semigrabens como productos de un régimen transtensivo NO-SE, durante el Mioceno-Plioceno formando un punto triple. El brazo E-O del punto triple constituye el denominado Graben Chapala-Acambay, localizado en el Centro-Occidente de México (Garduño et al., 1993), desde los márgenes Oeste del Lago de Chapala en Jalisco hasta la población de Acambay, Estado de México (Figura 1). Dentro del Graben se han establecido cadenas de lagos donde la actividad volcánica y climática propició el depósito de hasta 50 metros de diatomitas laminares, destacando las de Acambay, las cuales están muy tectonizadas (Rodríguez- Pascua et al., 2010).
Durante el Plioceno-Holoceno el magmatismo se convirtió de carácter monogenético, en la construcción del moderno Cinturón Volcánico TransMexicano. La actividad volcánica, junto con la reactivación de las fallas NO-SE y NE-SO y las emisiones piroclásticas de las calderas de Amealco, Azufres, Huichapan y La Primavera, contribuyó al relleno sedimentario lacustre y fluvial con depósitos aluviales intercalados.
El río Lerma, el cual drena casi a todo lo largo del Graben, es otra característica determinante en la configuración fisiográfica del centro de México. Las estructuras transtensionales, junto con los edificios volcánicos y lava emitidos, controlaron los límites del río Lerma y de los grandes lagos y ha sido importante en su permanencia de los lagos más extensos durante el Neógeno-Cuaternario (Israde et al., 2010b).
No existen investigaciones de detalle en la zona, sin embargo, en la Carta Geológica de Michoacán se observa que el basamento de la zona de Agostitán está asociado a lavas de edad Mio-Pliocénica, de composición basáltica a andesítica con afinidad calcoalcalina, alternando con brechas volcánicas, escorias y productos piroclásticos que muestran alteración evidente (Garduño et al.,1993). La pequeña cuenca fue represada por la colada de un estratovolcán en su margen oriente y, sucesivamente, cubierta de forma parcial por depósitos fluviales y aluviales, así como por un lahar proveniente del occidente. Dicha cuenca está limitada, morfológicamente, por una falla Norte Sur que corre a lo largo de Jungapeo hasta Agostitlán.
Los depósitos lacustres presentan cierta pureza y su base ha sido fechada en 32,540 +/- 180 c14 aP (Pleistoceno superior). Su cima viene cubierta por paleosuelos cuyo contacto con la diatomita fue fechado en 20,950 +/- 70 BP c14 AaP El intervalo de tiempo en el que se desarrolló la diatomita se enmarca dentro del Wisconsin tardío (Moran y Clayton, 1984) y el último Máximo Glaciar (Clark et al., 2009, Lambeck et al., 2014).
La diatomita de Agostitlán (Figura 2) está ubicada en el sector meridional del estado de Michoacán (19°32'08.96" N y 100°29'31.99 O a una altitud de 1711 m.s.n.m.). Se inserta dentro de un graben orientado NO-SE que se alinea con la caldera de los Azufres. Este graben NO-SE corta las estructuras E-O que limitan el lago de Chapala y Cuitzeo, los dos lagos activos más grandes de México, así como el extinto lago de Acambay. En los límites de éstos afloran diatomitas asignadas al Neógeno-Cuaternario (Israde et al., 2010b), lo que permite la reconstrucción de la evolución y el ambiente en el que se desarrolló la abundante fauna de vertebrados que vivió en el entorno de ellos (Miller Wade y Carranza-Castañeda, 1984: Mercer et al., 2014).
3. Material y métodos
Se muestreó la columna estratigráfica de ~7 m (19°32'08.96" N y 100°29'31.99 O, a 1711 msnm), obteniéndose 67 muestras, de la base h acia la cima a cada 10 cm. Para su análisis de diatomeas se siguió el método propuesto por Gasse (1980), que consiste en pesar 0.5 g de muestra, la cual fue calentada con HCl al 10% y H2O2 al 30% para la eliminación de carbonatos y materia orgánica, respectivamente. Se enjuagó la muestra en varias ocasiones hasta que esta alcanzó un pH neutro. Las suspensiones purificadas y diluidas en 100 ml se colocaron en portaobjetos y se montaron en una resina con un alto índice de refracción (náfrax I.R. ~1.73+). La observación de las diatomeas se llevó a cabo en un microscopio óptico OLYMPUS BYMAX 50 con una cámara integrada Modelo DP12 a 1000x. Las imágenes editadas fueron clasificadas mediante la comparación con bibliografía especializada (Gasse, 1980; Germain, 1981; Krammer, 1980; Krammer y Lange Bertalot, 1985; 1986; 1988; 1991a; 1991b; Fourtanier y Gasse, 1988; Serieyssol y Gasse, 1991; Khursevich, et al., 2002, 2003; Khursevich y Kociolek, 2012) e inventarios taxonómicos de Alga Base (Guiry y Guiry, 2015).
El conteo en cada laminilla se realizó por campos de observación, que comprende el área a partir del campo visual a 100x. Se utilizó aceite de inmersión para cada laminilla. Los conteos de las valvas se realizaron en transectos de 18 mm para cada muestra (18 mm en cubreobjetos cuadrado). Para calcular las abundancias relativas se aplicó la siguiente fórmula:
Donde:
Σ ABUND= Abundancia relativa.
Ct = Frústulas contadas en la laminilla.
A= Área de la laminilla.
a= Campo del microscopio (0.18mm) por la distancia contada (18 mm).
Vt = La dilución de donde se tomó la muestra.
Vpp = Microlitros que se colocaron sobre el cubreobjetos en el desecador (0.2 ml).
l= Constante.
x = Peso de la muestra seca (0.5 gr).
La abundancia relativa obtenida se expresó en 107 valvas/gramo de sedimentos secos.
El muestreo de la columna sedimentaria de diatomita para análisis de magnetismo ambiental se realizó en cubos de acrílico de ~8 cm3, los cuales se caracterizaron desde el punto de vista magnético: susceptibilidad magnética (x), magnetización remanente natural (MRN o NRM, por sus siglas en inglés), magnetización remanente anhistérica (MRA) y magnetización remanente isotermal (MRI).
La susceptibilidad magnética en baja (Xlf, 0.465 kHz) y alta frecuencia (Xhf, 4.65 kHz) de las muestras discretas (cubos de 8 cm3) se midió por medio de un susceptibilímetro Bartington MS2B. Asimismo, se midió la susceptibilidad magnética con el equipo AGICO MFK-B, que trabaja a una sola frecuencia (972 Hz), como medio de verificación.
La intensidad de la magnetización en los diferentes procesos que se describen a continuación fue medida utilizando un magnetómetro de giro AGICO JR-6 (Dual Speed Spinner Magnetometer).
La adquisición de MRA es producida por medio de la combinación de un campo magnético estacionario (H) y un campo alterno (CA). El efecto del campo (H) es superpuesto al del campo CA mientras éste decrece lentamente desde su valor máximo hasta cero. En este proceso el campo CA cumple el papel de relajar el sistema y reorientar los momentos magnéticos dipolares permanentes en forma aleatoria. La MRA se indujo siguiendo la técnica de Dunlop and Özdemir (1997) en las muestras, aplicando, en 3 ejes ortogonales, un campo pico de corriente alterna (AC) de 100 mT y uno de corriente directa (CD) de 50 μT utilizando un desmagnetizador por campos alternos LDA-3, trabajando en modo de magnetizador.
Sucesivamente, por medio de un magnetizador de pulsos IM-10 (ASC Scientific), se indujo una MRI al someter las muestras a una serie de pulsos de CD que se incrementaron paulatinamente, en etapas de 25, 50, 75, 100, 200, 300, 500 y 700 mT. Una vez alcanzado el campo máximo disponible, se aplicó un campo inverso de 300 mT. Previamente a la obtención de la MRI se llevó a cabo una desmagnetización total empleando un campo magnético de 100 mT en el mismo desmagnetizador LDA-3.
A partir de las mediciones anteriores se calcularon los siguientes cocientes inter paramétricos asociados: S300, SIRM/x, ARM/x y ARM/SIRM (Kirschvink, 1980), siendo:
Considerando la MRI adquirida a 700 mT como la IRM de saturación IRMsat.
3.1. ANÁLISIS DE CARBONO ORGÁNICO TOTAL (COT)
Consistió en pesar sub-muestras de 80 mg de los sedimentos molidos en mortero de ágata, de donde se extrajo el carbono a través de la calcinación de la muestra para una posterior titulación del CO2 formado en una solución ácida. La determinación del carbono se llevó a cabo mediante un Coulómetro modelo 5014 de la marca UIC.
3.2. FECHAMIENTO POR RADIOCARBONO CON AMS
Directamente en campo, se tomó muestra de materia orgánica con contenido de carbón. Cuatro muestras fueron enviadas a los laboratorios Beta Analytic para ser fechadas a través del método de radiocarbono con AMS, cuyos resultados se muestran la tabla 1. La espectrometría de masas con aceleradores (AMS) consta de dos fases: la primera consiste en la aceleración de los iones a altas energías cinéticas y la segunda es el análisis de masa. Cada muestra es tratada y convertida en un tipo de grafito sólido, convirtiendo dióxido de carbono en presencia de un catalizador metálico.
Código BETA |
Clave envío (profundidad) |
Tipo de muestra |
Edad convencional |
CALIBRACIÓN sigma 2 |
---|---|---|---|---|
458434 | AGOS 650 cm | Sedimentos lacustres |
20,950 ± 70 BP | Cal BC 23510 - 23200 (Cal BP 25460 -25150) |
458435 | AGOS 100 cm | Sedimentos lacustres |
25,830 ± 110 BP | Cal BC 28455 - 27735 (Cal BP 30405 - 29685) |
457971 | AGOS 40 cm | Sedimentos lacustres |
32,540 ± 180 BP | Cal BC 34840 - 34160 (Cal BP 36790 to 36110) |
Posteriormente, las muestras se introducen en un disco de metal junto con otros materiales de referencia. Los materiales se bombardean de Cesio contra la rueda de referencia, con lo que se producen átomos de carbono ionizados negativamente. Luego éstos pasan al stripper (un gas o lámina de metal) para perder electrones y emerger como átomos triples. A partir de aquí, los átomos positivos pasan a través de un conjunto de dispositivos de enfoque para el análisis de masa, en el cual se aplica un campo magnético a las partículas positivas en movimiento, lo que las desvía de su ruta; las partículas más pesadas se desvían con menor intensidad. Los detectores de diferentes ángulos de desviación cuentan las partículas y es posible obtener el número de átomos de carbono 14, carbono 13 y carbono 12 de la muestra, con lo que es posible evaluar la concentración de los isótopos y el nivel de fraccionamiento (Beta Analytic, Testing Laboratory, https://www.radiocarbon.com/espanol/acelerador-masa-espectrometria.htm).
4. Resultados
4.1. GEOCRONOLOGÍA
El control cronológico del yacimiento, compuesto de una sucesión limo arcillosa en la base y más diatomácea en la cima, se estableció con base en tres fechamientos de sedimentos con valores más altos de TOC a lo largo de la secuencia (Tabla 1), uno en la base y dos en el centro de la sucesión sedimentaria. Los fechamientos fueron realizados en beta analytic mediante AMS C14 y calibrados a años calendáricos con IntCal13 (Reimer et al., 2013). El modelo de edad-profundidad se construyó basándose en la interpolación de las edades adyacentes con un 95.4% de probabilidad.
Cabe señalar que la accesibilidad a las paredes del afloramiento fue limitada h acia la cima de la secuencia, sin embargo, un ulterior acceso a la mina permitió cubrir el espesor total del yacimiento. Por lo anterio , el nivel 0 es la base de la columna y la cima alcanza los 6.90 m de espesor. Se obtuvieron tres fechas: la primera a 40 cm de la base de 36,450 años cal aP., a 1 m se obtuvo una edad de 30,045 años cal aP. y la cima a 650 cm corresponde a 25,305 años cal aP. Las tres permiten asignar un intervalo de tiempo en el que se llevó a cabo el depósito de la diatomita.
La extrapolación lineal de las cuatro fechas más antiguas indica una edad de ca. 40,000 años aP para la base del registro, mientras que en la cima la secuencia de sedimentación lacustre llega de ca. 22.000 años aP. El intervalo de tiempo para que se desarrollara la diatomita se encuentra dentro del Wisconsin tardío (Clayton y Moran,1982) hasta el Último Máximo Glacial. A escala global, corresponde a la parte final del estadio isotópico marino MIS3 (Agosta et al., 2016).
Las tasas de sedimentación se calcularon entre los niveles fechados, considerando que es una sucesión muy homogénea y que los espesores de las cenizas volcánicas son muy pequeños (menos de un 1 cm). Las tasas de sedimentación para la secuencia basal pseudolaminada de limos y arcillas de 0 a 100 cm (ca. 40,000 años aP ? 30,045 años aP) es de 1.6 mm por año. La sucesión diatomítica más pura de 100 a 650 cm (30,045 a 25,305 años aP) presenta una tasa de sedimentación mucho más baja de 0.093 mm/año.
4.2. ESTRATIGRAFÍA
La columna sedimentaria agrupa 3 unidades estratigráficas principales (Figura 3). La unidad I, que corresponde a la base de la secuencia, tiene un espesor de 180 cm. Consiste en una alternancia de limos intercalados con arcillas finas con espesores de 1 a 3 cm. En general los sedimentos son pseudolaminados y de color más oscuro en comparación con los sedimentos del resto de la sucesión. Un depósito de ceniza de 3 cm se distingue de 70 a 73 cm. Hacia la cima la sucesión se hace más detrítica fina limosa, presentando deformación sinsedimentaria y microfallas. Culmina dicha unidad con un depósito de 1 cm de tefra. La unidad II se encuentra por encima de una tefra color gris oscuro y tiene un espesor de 320 cm. En su base se observa un color obscuro de diatomita arcillosa beige con abundantes bioturbaciones a techo de los estratos basales que, transicionalmente, pasan a una diatomita masiva color blanco que presenta dos horizontes laminados con pequeños niveles oxidados a 200 y 230 cm. En este segundo paquete se intercalan dos estratos de cenizas finas con espesores menores a 1 cm color gris oscuro a negro (235 y 360 cm). En esta unidad se encuentran abundantes escamas de peces y huellas de bioturbación, así como restos de posibles moluscos. La unidad III se encuentra en contacto transicional con la anterior y corresponde a una diatomita de color blanco con textura un poco limosa y más deleznable, la cual presenta un nivel oxidado a 430 cm de 0.8 cm de espesor y una tefra fina de gris claro a 540 cm y en donde se encuentran abundantes escamas de peces y restos de raíces.
4.3. ANÁLISIS DE DIATOMEAS
Se analizó el registro taxonómico de la diatomita de Agostitlán, obteniéndose un listado de 31 especies con predominancia de formas Centrales planctónicas, siendo características y dominantes Aulacoseira spp. y Stephanodiscus spp. La flora ticoplanctónica incluye formas de la familia Fragilariaceae (Williams y Round 1987) y, en escasos porcentajes, algunas especies perifíticas (Kociolek et al., 2014) que incluyen a Cocconeis spp., Navicula spp., Gomphonema spp., Epithemia spp. y Cymbella spp. y algunos géneros de preferencia bentónica como Nitzchia spp., Sellaphora spp, Stauroneis spp. La diatomita presenta una abundancia de hasta 1.8x107 valvas/ g de sedimentos secos.
El registro de sedimentación biógena a lo largo de la columna estratigráfica del yacimiento se realizó por zonas, de acuerdo a los cambios observados en la sucesión estratigráfica, las cuales corresponden con el ordenamiento que realiza el programa CONISS (Figura 6).
4.3.1 EPISODIO I (BASE 0 A 70 CM)
Durante el primer ciclo de sedimentación de ca. 40,000 años cal aP a ca. 34,500 años cal. aP, se registra una abundancia de especies planctónicas, siendo la forma dominante Stephanodiscus minutulus, seguida por S. niagarae, S. transilvanicus y S. carconensis. En este episodio Stephanodiscus alterna con Aulacoseira, esta última alcanzando dominancias hasta del 90%.
4.3.2 EPISODIO II (75 A 400CM)
Este episodio tiene una duración de aproximadamente 6,000 años; a partir de 75 cm y hasta los 180 cm (ca. 30,500 años cal aP hasta ca. 28,000 años cal aP) se registra la mayor abundancia de diatomeas, con una productividad algal total de 3.956x109 diatomeas por gramo de sedimento. Descienden los porcentajes de Stephanodiscus hasta un 30% y vienen reemplazados por el aumento de Aulacoseira granulata, A. angustissima y A. monospina, acompañadas de Fragilaria brevistriata (10%) y otras formas epifiticas como Encyonema y Navicula en porcentajes menores al 10%.
De 180 a 400 cm, ca. 29,700 años a.P a ca 28,000 años a.P, A. granulata var. angustissima, alternando con Stephanodiscus niagarae, S. aff carconensis y S. minutulus, caracterizan este intervalo. Resalta el inicio y constancia de Ulnaria ulna var. acus, Posteriormente, este episodio II, de 230 a 400 cm, que sigue dominado por la asociación Stephanodiscus-Aulacoseira granulata, se registra aparición y constancia (con un porcentaje mayor a 30%) del grupo de formas alargadas tendencialmente planctónicas, de Fragilariacea (Ulnaria ulna var. acus, Fragilaria tenera y F. capucina). Al final de este episodio, de 360 a 400 cm, Stephanodiscus aff niagarae y S. aff minutulus alternan en abundancia con Aulacoseira granulata var. angustissima y A. granulata var. monospina, caracterizando así este episodio, acompañadas de Fragilaria brevistriata, F. capucina, F. tenem y Ulnaria ulna var. acus.
4.3.3 EPISODIO III (400CMA 668 CM)
Este intervalo tiene una duración de ca. 3000 años; de ca. 28,000 años cal aP a ca. 25,000 años cal aP se divide en tres fases lacustres, la primera comprende de 400 a 470 cm (28,000 aP a 27,750 aP), mostrando un aumento considerable de Aulacoseira ambigua y A. granulata var. monospina y alcanzando hasta el 60 % de dominancia, en correspondencia con un descenso de Stephanodiscus minutulus. Resalta la desaparición de Ulnaria ulna y Fragilaria tenera. Diatomeas perifíticas que incluyen Cocconeis placentula var. placentula, Cocconeis placentula var. lineata, Navicula cryptotenella, Navicula menisculus, Gomphonema parvulum, Epithemia adnata, y E. turgida var. westermanni, aumentan paulatinamente.
La segunda va de 470 a 530 cm. (ca. 27,750 años cal aP a 26,500 años cal aP). Este intervalo Aulacoseira granulata var. monoespina de nuevo domina en el registro con más de 60%, es en los últimos niveles donde se registra Stephanodiscus minutulus, cuyos porcentajes descienden hasta alcanzar solo el 20% del total de las valvas, mientras que especies perifíticas y bentónicas empiezan a aumentar en la columna estratigráfica e incluyen a Epithemia adnata, E. turgida var. westermannii, Nitzchia amphibia. Las concentraciones de TOC permanecen fluctuantes, al igual que los niveles de susceptibilidad magnética. Se presentan dos aumentos significativos en la susceptibilidad magnética, a 490 y 540 cm.
Hacia la cima, durante la última fase ca. 26,500 aP a 25,000 aP (530 a 680 cm), se establece el incremento paulatino de Aulacoseira granulata y A. ambigua, adquiriendo importancia Nitzschia amphibia y N. palea, que alcanzan hasta el 60% de la dominancia en esta zona. Otras especies litorales características, aunque en bajos porcentajes, son Pinnularia y Rhopalodia, además de las ya descritas en la fase anterior con un ligero aumento en su abundancia. Hacia la cima, a 680 cm, se observa un contacto discordante con posibles paleosuelos.
4.4.PARÁMETROS MAGNÉTICOS
Los sedimentos lacustres presentan una respuesta magnética relativamente débil debido a la baja concentración de minerales magnéticos. No obstante, la sensibilidad de los equipos utilizados (Kappabridge y magnetómetro de giro JR6) permitieron graficar las variaciones de susceptibilidad magnética y magnetización de saturación (SIRM) vs altura (Figura 7).
En los registros de susceptibilidad magnética contra la altura (Figura 8) se observan al menos cuatro máximos (picos) a 50, 110, 280 y 320 cm, los cuales se relacionan directamente con máximos de intensidad y porcentaje de carbono (%C). En el mismo registro también se observan otros dos máximos en susceptibilidad magnética e intensidad que presentan, sin embargo, una relación inversa con mínimos de %C a 540 y 620 cm.
La comparación de las gráficas de ARM vs altura y del parámetro S300 vs altura contra la abundancia de diatomeas (Figura 9) permite la identificación de dos intervalos característicos de la secuencia sedimentaria: el primero, de 60 cm a 400 cm, en el cual tanto la ARM, cuanto el cociente S300, se mantienen casi constantes, mientras que la abundancia de diatomeas presenta una disminución significativa del 66%, al pasar de 6000 a 2000 frústulas. Por el contrario, en el segundo intervalo (420 cm a 670 cm) la variabilidad se presenta en ambos parámetros magnéticos (ARM y S300) mientras que la abundancia muestra una disminución progresiva.
La Magnetización Remanente Isotermal (IRM, por sus siglas en inglés) depende de la concentración de minerales ferrimagnéticos. La forma de las curvas de adquisición de esta remanencia es útil para inferir la presencia de minerales de alta coercitividad (hematita y/o goetita) o de minerales multidominio. En la Figura 10 puede observarse cómo la muestra se satura en campos cercanos a 300 mT. En algunos casos lo hace a partir de los 200 mT, alcanzando valores cercanos al 100%, lo que indica que se tiene la presencia principalmente de minerales magnéticamente blandos (ferrimagnéticos), muy probablemente titanomagnetita. En general, las gráficas son muy similares en cuanto a la forma para todas las muestras y no hay diferencias contrastantes apreciables.
5. Discusión
Al final del interglacial ca. 40,000 años aP y hasta ca. 34,500 años aP, al final del MIS3 en el denominado pre Wisconsin tardío, se estableció una cuenca por el represamiento del río Tuxpan, por la colada de lava del estratovolcán Cerro de la Soledad, al SO de la cabecera municipal de Tuxpan y en donde el drenaje fluvial principal fue represado rápidamente. Tres paquetes sedimentarios son notorios por sus cambios de coloración y textura y se reflejan también en cambios en la composición de las agrupaciones de diatomeas.
En la sucesión lacustre que enmarca la zona 1 Aulacoseira granulata domina base. Esta especie es considerada una diatomea termófila asociada a temperaturas mayores a los 15°C (Rioual et al., 2007). Hacia la cima viene substituida por la asociación Stephanodiscus niagarae- Stephanodiscus aff.medius y Aulacoseira granulata que, en conjunto, caracterizan ambientes con tendencia a profundos. Esta asociación, ascendiendo estratigráficamente, viene acompañada por las formas betónicas Nitzschia amphibia- Nitzschiay N. palea (Kociolek et al., 2014), sugiriendo un descenso del nivel del lago y un incremento de la turbidez, corto periodo (incremento en la susceptibilidad magnética). No obstante, de nuevo aumentan especies indicadoras de hábitats planctónicos; aunque se mantiene bajo, no se alcanzan las profundidades iniciales del lago. En general, las especies de Stephanodiscus (Figura 4), con la posible excepción de Stephanodiscus niagarae, florecen en la primavera durante condiciones de niveles bajos pero crecientes de luz y nutrientes, particularmente fósforo (Bradbury, 1988). En el Oeste de Estados Unidos, Stephanodiscus niagarae actualmente florece en el otoño, lo que implicaría temperaturas más bajas que las actuales.
En este intervalo se alcanzan las máximas abundancias de diatomeas en el registro sedimentario, llegando a presentar hasta 5 x109 valvas por gramo de sedimento. La sílice lixiviada del entorno probablemente facilitó que se alcanzaran estas abundancias.
Hacia la zona II (180 a 400 cm) se observa la reaparición de S. niagarae y S. aff. medius. El inicio y el final de dicha zona sugiere que el lago se profundiza de nuevo, presentando condiciones lacustres con mayor cantidad de nutrientes. Destaca la aparición y constancia de formas alargadas del grupo Fragilaria solo en esta zona. Estas especies largas y delgadas viven en suspensión en la columna de agua y comúnmente se observan asociadas a Stephanodiscus (Davies et al, 2002).
Se presenta un pico, un aumento significativo en la susceptibilidad magnética a la mitad de este episodio lacustre que se asocia a incremento de la turbidez en el contexto de un clima húmedo (Figura 7).
En el inicio de la tercera fase del lago (hacia el final del último interglacial) se presentó un aumento significativo de Aulacoseira ambigua, que se convierte en la especie dominante de 400 a 460 cm, ca. 26,000 a 27,000 años aP). A. ambigua se ha encontrado en registros Holocénicos del centro de México, principalmente en la meseta tarasca, Zacapu (Metcalfe, 1995), Zirahuén (Davies et al., 2004) y Pátzcuaro (Bradbury 2000). Se considera que es una especie que vive en sitios con abundante luz, floreciendo durante la primavera y el verano en ambientes tendientes a fríos con alto contenido en nutrientes (Wang et al., 2008).
La presencia de Aulacoseira ambigua en Pátzcuaro, entre ca. 38,000 y 34,000 años aP, sugiere climas fríos (Bradbury, 2000). Al parecer esta tendencia a condiciones frías continúa hacia 26,000 años dada la presencia de bosques de Abies observados en sedimentos fluvio lacustres en el margen oeste del Lago de Pátzcuaro (Robles-Camacho et al., 2010). En el margen sur del mismo las diatomitas levantadas por efecto de la construcción del volcán la Tasa consisten de asociaciones de Stephanodiscus niagarae, S minutulus y Aulacoseira granulata y Aulacoseira ambigua fechadas en 32,776 años cal bP (Israde et al., 2005), sugiriendo así condiciones tendientes a frías.
A partir de 25,000 años cal aP y hacia el inicio del Último Máximo Glacial 22,000 cal aP (Lambeck et al, 2014, Clark et al., 2009), la cima del registro está caracterizada por dominancia Nitzschia amphibia y Nitzschia palea en substitución de Aulacoserira ambigua, que desciende hasta menos del 20% de su abundancia. Y otras diatomeas bentónicas (Epithemia, Gomphonema, Cocconeis) indican un descenso del nivel lacustre y la instalación de un cinturón de macrofitas.
Durante el desarrollo del lago fue fluctuante y turbio, pero profundo con un cambio a bajos niveles lacustres al final del MIS3. Este cambio puede estar asociado a la apertura de drenaje hacia el principal afluente, el río Tuxpan.
La susceptibilidad magnética es la respuesta de un material a la aplicación de un campo magnético de baja intensidad (Butler, 1998) y nos permite reconocer la variabilidad de las concentraciones de minerales magnéticos. También puede ser un indicador para determinar periodos con condiciones ambientales estables, debido a que los periodos de mayor erosión y arrastre superficial de sedimentos frecuentemente están asociados a decrementos en la cobertura vegetal y/o a incrementos en la precipitación.
Los parámetros dependientes de la concentración (x, SIRM) muestran las mismas variaciones con la profundidad. Los valores más altos de X (Figura 7) se presentan a 50, 110, 210, 280, 320, 490, 540 y 620 cm), en coincidencia con niveles más oscuros en el depósito.
La correlación negativa entre x y TOC podría indicar que para esos depósitos las variaciones de susceptibilidad se deben a la dilución de minerales magnéticos por materia orgánica, no magnética. Sin embargo, esta correlación inversa no está clara para todas las unidades estratigráficas y sugiere que otros factores como la disolución o la autogénesis pueden haber afectado estos sedimentos. La correlación positiva entre x y SIRM (Figura. 7) muestra que ambos dependen, principalmente, de la concentración de minerales magnéticos, pero también se sugieren otras causas como la mineralogía, el tamaño de grano y el contenido paramagnético.
El parámetro S300 y la abundancia de diatomeas permanece fluctuante con máximos y mínimos (Figura 9) que algunas veces se corresponden directamente (50, 60, 150, 170, 210, 240, 250, 330, 410 cm) y algunas otras de manera inversa (70, 90, 110, 130, 350, 390) hasta 400 cm de profundidad, mientras que la intensidad ARM permanece prácticamente constante de manera lineal y a partir de 410 cm. El cociente S-300 y la intensidad ARM se vuelven muy fluctuantes con máximos y mínimos muy marcados, coincidiendo con la caída en la abundancia relativa de diatomeas y, por tanto, en la productividad algal.
El uso de los cocientes magnéticos, dependientes del tamaño de partícula ARM/SIRM y ARM/x, permiten mostrar la contribución de partículas magnéticas finas y gruesas. Por lo tanto, valores más altos de estos parámetros indicarían la presencia de granos ultrafinos (~0.1 pm o menores). Dichos parámetros exhiben un comportamiento muy similar a la susceptibilidad magnética. La relación inversa entre x y ARM/SIRM indica que los sedimentos de menor concentración también tienen los granos más pequeños, aunque las tefras forman su propio grupo de alta concentración y de grano grande.
El cociente SIRM/ x se relaciona con la mineralogía magnética; valores más altos de estos parámetros indican una coercitividad más grande.
Como la composición de las titanomagnetitas es diversa en todos los niveles de cenizas y sedimentos lacustres, consideramos que las características magnéticas observadas en los sedimentos lacustres, donde los valores bajos de S-300 coinciden con los valores bajos de ARM / SIRM, reflejan, principalmente, cambios en las mezclas minerales de titanomagnetitas y goetitas o hematitas, en lugar de la mezcla de diferentes tamaños de titano magnetitas de la misma composición. Esta mezcla mineral resulta de la erosión de los materiales volcaniclásticos y de los productos del suelo.
6. Variabilidad climática en el centro de México para el Pleistoceno tardío y su relación con los forzamientos a escala global
En el final del último ciclo glacial, que abarca entre 60,000 y 27,000 años y corresponde al estadío isotópico MIS 3, se desarrolló el paleolago de Agostitlán entre ca. 26,000 y 40,000 años cal aP. Durante este corto intervalo de alta variabilidad climática a nivel global se presentaron condiciones interestadiales que se enmarcan dentro de dos eventos más fríos (MIS 4 y MIS 2). Las temperaturas interestadiales pudieron subir en pocas décadas (Van Meerbeeck et al., 2009) y, en conjunto con un aumento del nivel del mar, produjeron un aumento de humedad y de precipitación por efecto de mayor actividad monzónica, lo que afectó los trópicos (Deplazes et al., 2018). El registro de Agostitlán presenta tres episodios de alto nivel lacustre a ca. 27,000 a 29,000 años aP, y a ca. 40,000 años aP., que pueden compararse con los registros climáticos globales, los eventos de mayor humedad y aumento de temperatura (Heinrich H2, H3 y H4, respectivamente).
Posterior a los ca. 26,000 y 27,000, la aparición de Aulacoseira ambigua sugiere temperaturas más bajas que las actuales.
En Pátzcuaro (localizado ciento veinte kilómetros al Oeste de Agostitlán, a una altitud de 2095 metros sobre el nivel del mar), condiciones más frías se presentan previamente a ca. 37,000 dada la presencia de Aulacoseira ambigua en el lago, mientras que en los depósitos fluviolacustres estas condiciones frías se confirman por la presencia de polen de Abies hacia los 31,600 años cal aP (Robles Camacho et al., 2010). Condiciones húmedas también se observan en la cuenca de Cuitzeo hacia 40,000 años cal aP (Israde et al., 2010b) y Zacapu antes de 35,000 años aP, volviéndose más secas posteriormente (Ortega et al., 2002).
La configuración orográfica del entorno del paleolago de Agostitlán con elevaciones de ca. 2200 metros pudieron favorecer condiciones frías para el desarrollo de Aulacoseira ambigua, cuya máxima abundancia alcanza entre 26,000 y 27,000 años aP.
Se ha sugerido que los registros al oeste de la Cuenca de México indican mayor humedad durante el periodo Glacial y Postglacial con una tendencia espacial decreciente de la humedad del occidente al oriente en el centro de México (Bradbury, 1997). Agostitlán era predominantemente profundo y de agua dulce de 40,000 a ca.30,000 años aP. En consecuencia, la humedad del oeste pudo haber desempeñado un papel estacional, especialmente en el centro oeste de México en ese momento. Consideramos que se requieren más registros que cuenten con varios proxies para entender la señal climática de este intervalo en México.
A pesar de que este lago se formó por un represamiento rápido con el sucesivo desarrollo de taxa de hábitats planctónicos, es consistente con el desarrollo de lagos con cierta estabilidad, siguiendo una tendencia a altos niveles lacustres hasta el final del Interglacial en varios sectores de México, incluidos Chalco (Caballero y Ortega, 1998) y el norte de México (Roy et al., 2014). Posterior a ca. 28,000 años aP., los lagos del centro de México, incluido Agostitlán, mostraron una tendencia a somerizarse (Pátzcuaro: Bradbury, 2000; Zacapu: Metcalfe, 1992: Ortega et al., 2002).
7. Conclusiones
Los resultados de análisis de diatomeas y de magnetismo reconstruyen la historia paleoambiental de Agostitlán durante los últimos 40,000 años aP, permitiendo con ello contribuir a la comprensión de los cambios climáticos durante la transición Pleistoceno-Holoceno en esta porción del Centro Oeste de México.
El sistema lacustre fue alimentado por los drenajes provenientes de las sierras de Agostitlán, siendo la sílice, para el desarrollo de la diatomita, proporcionada por los numerosos aparatos volcánicos que lo rodean.
Se observa que la diatomita se desarrolló en tres fases: Durante la primera, hace ca. 40,000 años aP se establece un cuerpo de agua con nivel lacustre estable con tendencia a cierta turbidez, con alternancia de eventos volcánicos con diatomitas de alta pureza, que pasa sucesivamente durante una segunda fase a un cuerpo de agua relativamente profundo y poco turbio. Es en ésta donde la columna de agua alcanza su mayor productividad algal, de 28,000 a 25,000 años aP. En la cuenca vecina, al sureste de Pátzcuaro, durante el Último Máximo Glacial, se establecen condiciones húmedas con altos niveles lacustres y, probablemente, las facies profundas observadas en la cuenca de Zacapu puedan corresponder a esta misma fase o periodo, donde se conforman los mayores espesores de la secuencia sedimentaria. Posteriormente, en la tercera fase se registra una serie de fluctuaciones en el nivel lacustre, que culminan con un descenso muy significativo, con ambientes turbios con aporte de materia orgánica ca. 18,000 años cal aP. al final de la deglaciación.
A pesar de que este lago se formó por un represamiento rápido, con el sucesivo desarrollo de taxa de hábitats planctónicos, el final del Interglacial en varios sectores de México es consistente con el desarrollo de ambientes lacustres altos.
Agostitlán fue predominantemente profundo y de agua dulce de 40-30,000 años cal aP., siendo su fuente de aporte los aportes de humedad del oeste, especialmente en el centro oeste de México. Posterior a los 25,000 aP desciende el nivel del lago hasta convertirse en una Ciénega.