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Revista mexicana de ciencias geológicas

versão On-line ISSN 2007-2902versão impressa ISSN 1026-8774

Rev. mex. cienc. geol vol.25 no.1 México Jan. 2008

 

Mineralogía magnética como indicador de sequía en los sedimentos lacustres de los últimos ca. 2,600 años de Santa María del Oro, occidente de México

 

Magnetic mineralogy as drought indicator in lacustrine sediments of the last ca. 2,600 years, Santa María del Oro, western Mexico

 

Gabriel Vázquez–Castro1,*, Beatriz Ortega–Guerrero2, Alejandro Rodríguez3,5, Margarita Caballero2 y Socorro Lozano–García4

 

1 Posgrado en Ciencias de la Tierra. Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, 04510 México D.F. * gvazquez@geofisica.unam.mx

2 Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.

3 Posgrado en Ciencias del Mar y Limnología, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.

4 Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Cd. Universitaria, 04510 México D.F.

5 Facultad de Estudios Superiores Iztacala, Universidad Nacional Autónoma de México, 54080 Tlalnepantla, Estado de México.

 

Manuscrito recibido: Febrero 7, 2007
Manuscrito corregido recibido: Julio 6, 2007
Manuscrito aceptado: Agosto 17, 2007

 

RESUMEN

En una secuencia de sedimentos laminados del lago Santa María del Oro (Nayarit, occidente de México), que abarca aproximadamente los últimos 2,600 años, llevamos a cabo el análisis integrado de la mineralogía magnética, el contenido de carbono orgánico e inorgánico, y la abundancia de algunos elementos como Ti y Zr, con el propósito de construir un modelo de las condiciones paleoambientales. La secuencia es particularmente importante, ya que contiene un registro de alta resolución de los cambios climáticos y ambientales ocurridos durante el Holoceno tardío en el occidente de México. Los análisis llevados a cabo en este estudio permitieron distinguir cambios abruptos, identificar intervalos secos y comparar estas variaciones con los registros disponibles para el centro de México. Las laminaciones en los sedimentos son causadas por variaciones en sus componentes principales: detritos litogénicos, carbonatos autigénicos y biogénicos, y material amorfo de restos biológicos y volcánicos. Las acumulaciones volcaniclásticas incluyen dos tefras, una de ellas identificada como la Toba Jala, producida por el volcán Ceboruco. Se reconocieron seis fades características compuestas por capas de limo, arena y turba. En la secuencia sedimentaria hay intervalos con horizontes caracterizados por alto contenido de carbono inorgánico, siderita autigénica, y la pérdida por disolución de la fracción más fina de minerales ferrimagnéticos (magnetita) en condiciones reductoras, sobre los que se presenta un aumento en la concentración de minerales ferrimagnéticos de tamaño fino y ocasionalmente ultrafino. Esta alternancia representa ciclos de disolución y precipitación de minerales magnéticos por variaciones de las condiciones anóxicas/óxicas en los sedimentos durante épocas cálidas y secas, especialmente entre 600 y 1140 dC, y entre 1410 y 1830 dC, que coinciden con la sequía registrada al final del periodo arqueológico Clásico (300 – 900 años dC), la Pequeña Edad de Hielo (1350 – 1800 dC) y las sequías de los últimos 700 años.

Palabras clave: magnetismo ambiental, paleolimnología, sequía, Holoceno, Santa María del Oro, Mexico.

 

ABSTRACT

Combined magnetic mineral, organic and inorganic carbon content and geochemical analysis were conducted on laminated sediments from Santa Maria del Oro, a crater lake in Nayarit (–western Mexico), to build up a model of the paleoenvironmental conditions for the last 2,600 years. This sequence is of particular importance as it constitutes a high resolution record of late Holocene climatic and environmental change in west–central Mexico. The analyses attained in this study allowed to recognize abrupt changes, to identify dry periods, and to compare these variations with available records in central Mexico. Laminations are caused in general by alternations of their main components: lithogenic detritus, biogenic and authigenic carbonates, and amorphous material from biological and volcanic remains. The volcaniclastic accumulations include two tephras, one of them, the Toba Jala, produced by the Ceboruco volcano. Six fades of silt, sand and peat were recognized. Horizons characterized by high inorganic carbon content, authigenic siderite, and the dissolution of the finest ferrimagnetic mineralogy (magnetite) in reductive conditions, are upward followed by an increase in the concentrations of fine grained ferrimagnetic minerals. This sequence represents dissolution–precipitation cycles of magnetic minerals by anoxic/oxic variations in the water–sediment interface during warmer and dryer periods. These environmental conditions are especially present around 600 – 1140 A.D., and 1410– 1830 A.D., which coincide with the archeological Classic period (300 – 900 A.D.) drought, the Little Ice Age (1350 –1800 A.D.) and the droughts of the last 700 years. The effects of climatic variations such as the drought occurred in the archeological Classic period, the Medieval Warm Period, the Little Ice Age, and the droughts over the last 700 years, have been documented in sites along central Mexico.

Keywords: environmental magnetism, paleolimnology, drought, Holocene, Santa Maria del Oro, Mexico.

 

INTRODUCCIÓN

Apartir de los trabajos de Thompson(1973) y Thompson et al. (1975) en el Lough Neagh de Irlanda, numerosas investigaciones han establecido la correspondencia entre variaciones de la mineralogía magnética y diversos procesos ambientales. Estudios más recientes han identificado variaciones climáticas y ambientales a partir de registros de mineralogía magnética, validados a través de la comparación con registros independientes de polen, diatomeas o datos geoquímicos, y a partir de estos estudios se ha desarrollado la disciplina conocida como Magnetismo Ambiental (Thompson y Oldfield, 1986; Evans y Heller, 2003).

Los sedimentos lacustres en el centro de México han proporcionado información detallada sobre los cambios climáticos y ambientales de las últimas decenas de miles de años, derivada de indicadores biológicos y geológicos. A partir de estos registros se han interpretado fluctuaciones en escalas milenarias y centenarias; sin embargo, también han presentado varias limitaciones en la documentación de estos cambios. Por una parte, son escasos los registros analizados cuya resolución temporal sea menor a la década. Por otra, el registro de los últimos 5,000 años en estos archivos con frecuencia se encuentra perturbado por actividades volcánicasy antrópicas (e.g., Lozano–García et al., 1993), o ausente en lagos actualmente secos afectados por deflación y otros procesos erosivos (e.g., Caballero y Ortega–Guerrero, 1998). En algunos casos, el establecimiento de una escala temporal confiable ha sido limitante para la interpretación de los registros, o el proxy analizado no proporciona información paleoclimática inequívoca (Metcalfe, 1995; Leng et al, 2005).

Los registros lacustres que documentan cambios ambientales y climáticos del Holoceno tardío en el centro y sur de México provienen de Michoacán, el Alto Lerma, Los Tuxtlas y del área Maya, y el detalle de los mismos se retoma al final de este trabajo (Figura 1). Aunque en diacronía, los registros del centro de México documentan un notable cambio climático a condiciones más secas durante el periodo arqueológico Clásico (300 – 900 dC, durante el cual tuvieron una mayor influencia las culturas teotihuacana y maya), y posteriormente un cambio hacia condiciones más húmedas y la disminución de la perturbación antrópica entre ca. 1000 y 1400 dC, que coincide con el llamado "Periodo Cálido Medieval" (PCM, sensu lato ca. 950 – 1350 dC). Sin embargo, para el periodo conocido como la "Pequeña Edad de Hielo" (PEH, sensu lato ca. 1350–1800 dC), si bien se documentan condiciones húmedas en Los Tuxtlas y algunos sitios del área Maya, en el centro y occidente de México los datos no son concluyentes.

En este escenario, los sedimentos laminados del lago Santa María del Oro (SMO), Nayarit, ofrecen un registro detallado de condiciones climáticas y ambientales ocurridas durante el Holoceno tardío en la porción más occidental del centro de México. En este trabajo comparamos las propiedades de magnetismo de rocas con datos geoquímicos de una secuencia sedimentaria de ca. 8.8 m de longitud colectada en el borde SW del lago (Figura 1). Los objetivos centrales de este estudio son: 1) determinar las variaciones de las propiedades magnéticas en las laminaciones de los sedimentos, 2) analizar la relación de esas variaciones con las fluctuaciones temporales encontradas en la secuencia sedimentaria colectada, y 3) establecer las características paleoambientales a partir de los registros analizados y relacionarlas con cambios paleoclimáticos documentados en la región.

 

DESCRIPCIÓN DEL SITIO

El lago Santa María del Oro (21°22' N, 104°34' W, 730 m snm) se localiza en la parte nor–occidental de la Faja Volcánica Transmexicana (FVT), a una distancia de 65 km de la costa del Pacífico (Figura 1a). Se encuentra dentro de una estructura volcánica cuyo origen se ha interpretado como una caldera (Nelson y Sánchez, 1986) o como lago cráter (Ferrari et al., 1997) y, debido a que está alineado con los conos asociados al volcán Sangangüey, se considera tiene una edad pleistocénica (Ferrari et al., 1997) (Figura 1b). En el interior de la cuenca afloran flujos de lavas basálticas y riolíticas, así como depósitos piroclásticos (Vázquez, 2004). El cráter es cerrado con forma de cubeta elíptica, con ejes menor y mayor entre 3 y 5 km, respectivamente; su borde está entre 500 y 175 m sobre la superficie del lago, y localmente tiene pendientes mayores a 70°. El lago tiene una forma casi circular, de 2 km de diámetro aproximado, un área de 3.7 km2 y una profundidad máxima de 60 m (Serrano et al., 2002). En la rivera SW del lago existe una pequeña bahía somera, con una pendiente más suave hasta los 22 m de profundidad, llamada Agua Caliente (Figura 1e).

El lago es tropical monomíctico, tiene una fuerte estratificación de mayo a enero, y una corta fase de mezcla vertical de febrero a abril. Actualmente tiene una temperatura media anual de 25 °C, pH de 8.8, conductividad de 1,300 μS/cm, salinidad de 0.8 %o eq/L, alcalinidad total de 8.5 y sólidos totales disueltos de 813 mg/L. La masa de agua en la bahía de Agua Caliente se localiza en la capa de mezcla, por arriba de la termoclina y oxiclina modernas, que se ubican entre 14 – 20 m de profundidad, por lo que el fondo en la actualidad es oxigenado (Rodríguez et al., en preparación).

El clima en la zona es tropical subhúmedo; la precipitación más alta ocurre durante el verano, cuando los vientos del E acarrean humedad del Golfo de México y los vientos del S W lo hacen desde el Océano Pacífico. Durante la última etapa del verano, los huracanes producen precipitaciones importantes a lo largo de la costa del Pacífico. La precipitación media anual entre los años 1965 y 2003 fue de 1,237 mm, con 366.9 mm en julio y 3.8 mm en abril; la temperatura media anual es de 21 °C, junio es el mes más caluroso (25 °C) y enero el más frío (16.4 °C) (Figura 1d).

 

METODOLOGÍA

Obtención de sedimentos

El núcleo analizado (SMO 02 V, 8.8 m de longitud) se colectó en la bahía Agua Caliente, bajo un tirante de agua de 12 m, utilizando un nucleador de pistón Usinger (Mingram et al., 2007) con diámetros internos de 8 y 5 cm. Los núcleos fueron seccionados longitudinalmente, fotografiados y se describió la litoestratigrafía. Se colectaron dos grupos de muestras. Uno con 18 muestras en total, de 1 a 5 cm3, únicamente con sedimento de las diferentes laminaciones identificadas, y otro grupo de 242 muestras de 8 cm3, en cubos de acrílico de 2 cm de sección, a lo largo de todo el núcleo.

 

Análisis de magnetismo de rocas

Los análisis de magnetismo de rocas establecen la caracterización de los componentes magnéticos de los sedimentos en términos de la mineralogía, la distribución de tamaño de partícula y la abundancia de las mismas. La identificación de los minerales magnéticos se llevó a cabo únicamente en muestras de láminas individuales, a través de la observación de las temperaturas de Curie (Te), o de las transiciones de fase. La Te se estimó a partir de la medición del cambio de susceptibilidad magnética (x) entre 20 y 700 °C, en un sistema Bartington MS2WF, bajo una atmósfera de aire. El comportamiento de la desmagnetización térmica de una remanencia de saturación adquirida en temperatura baja (10 K) en un campo de 2.5 Teslas (T), fue medida durante el calentamiento a 300 K en un equipo Quantum Design MPMS2 SQUID. La concentración de minerales magnéticos fue estimada a partir de la x, la magnetización remanente anhistérica (MRA), la magnetización remanente isotermal (MRI) y la magnetización de saturación y remanente (Ms, Mr).

La χ fue medida en un equipo Bartington en frecuencias de 470 y 4700 Hz. En nueve muestras de láminas individuales se midió la χ en siete frecuencias entre 10 y 10,000 Hz, en temperaturas entre 5 y 300 K, en un equipo MPMS SQUID. La MRA se impartió a estas muestras en un campo directo de 50 μT sobrepuesto a un campo alterno máximo de 100 mT en un desmagnetizador Molspin. La MRI fue impartida en un magnetizador de pulsos ASC, y las remanencias se midieron en un magnetómetro de giro Molspin "Minispin". La magnetización adquirida en 1 T se consideró como la magnetización remanente de saturación (MRIS). La Ms y Mr, así como los parámetros de la coercitividad (Bcr, Be), se obtuvieron a partir de los ciclos de histéresis con un campo máximo de 1T, en un magnetómetro Princeton Measurement Corporation Micro–Vibrating Sample Magnetometer (μMag). La susceptibilidad ferrimagnética χf se calculó al restar la contribución paramagnética χp, estimada de la pendiente del campo máximo en el ciclo de histéresis, de la susceptibilidad total χ.

Para estimar las variaciones en la distribución de tamaños de grano de minerales magnéticos, se utilizaron varias relaciones. La dependencia de frecuencia en la susceptibilidad, χdf %, fue calculada como χdf % = [(χ 470 Hz – χ 4700 Hz)/χ 470 Hz] ×100. A partir de las relaciones entre Mr/Ms y Bcr/Bc, se estima la distribución de tamaños de partícula magnética (Day et al, 1977; Dunlop, 2002). La MRI adquirida en un campo directo de 1 T y en campos inversos de 300 mT, fueron utilizados para calcular los cocientes S, con la relación S = MRI300/MRIS, donde MRI300 es el valor obtenido a 300 mT en el campo inverso. En la Tabla 1 se definen los parámetros magnéticos analizados, y se incluye su interpretación en términos de magnetismo de rocas.

 

Análisis no magnéticos

Con el objeto de complementar la identificación de mineralogía de fases magnéticas y no magnéticas, se llevaron a cabo observaciones directas en microscopios y análisis de elementos en muestras de láminas individuales. En un microscopio petrográfico se analizaron láminas delgadas y en un microscopio electrónico de barrido (MEB) con sistema óptico JEOL–35C se observaron separados magnéticos extraídos con un equipo Franz a 0.1 Amperes.

La determinación de elementos mayores y traza por fluorescencia de rayos X (FRX) fue realizada en un espectrómetro secuencial Siemens SRS 3000 con tubo de Rh y ventana de Be de 125 mm. Se presentan únicamente los valores de Ti y Zr obtenidos por FRX. Ambos elementos se consideran inmóviles en la mayoría de los ambientes sedimentarios y son poco afectados por la diagénesis (Rollinson, 1993; Thomson et al., 1998), por lo que proporcionan información sobre la abundancia relativa de los minerales pesados y son una medida del flujo detrítico hacia la cuenca. El análisis de difracción de rayos X (DRX) se realizó en un equipo Brucker–axs D8–Advance y un difractómetro Phillips 1130/96.

La cantidad de carbono total en los sedimentos (CT) fue medido por combustión a 950 °C en un coulómetro de CO2 (UIC), modelo 5011, en 237 muestras. El carbono inorgánico (CI) fue medido de la evolución del CO2 por reacción con HC1 de los carbonates presentes en la muestra. El carbono orgánico total (COT) fue calculado a partir de la diferencia entre CT y CIT, y ambos se expresan como porcentajes.

 

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

Modelo de edad

La escala de tiempo fue establecida a partir de siete fechamientos de 14CAMS (Accelerator Mass Spectrometry) y Reimer, 1993; Stuiver et al, 2005) con la base de datos IntCal04 (Reimer et al., 2004) (Tabla 2). Las tasas de sedimentación, calculadas de la regresión lineal entre dos horizontes fechados, varía entre 2.1 y 11.5 mm/año (Tabla 2). Con el modelo de edad obtenido, y la tasa de sedimentación calculada, la fecha probable para la base de la secuencia es en muestras de turba y madera, que fueron calibrados a de ca. 2,600 años AP, que corresponde aproximadamente años calendario utilizando el programa Calib 5.0.1 (Stuiver con 600 años aC (Figura 2).

 

Litoestratigrafía

Las facies en los sedimentos de SMO son mayormente laminaciones y bandas delgadas de limo (ocre, verde, pardo obscuro y rojo), turba leñosa y/o herbácea, y arena, que pueden contener oozes laminados o bandeados de diatomeas, ostrácodos y ocasionalmente de gasterópodos (Figura 3). Los sedimentos volcaniclásticos representan < 5 % del espesor total de la secuencia colectada. Entre 6.6 – 6 m (ca. 175 – 375 dC, subunidad 4b) se reconocieron bandas (1–5 mm) de ceniza fina félsica, bien clasificada, con restos de carbón y ocasionales restos de diatomeas y ostrácodos, intercaladas con bandas (1–2 cm) de limo pardo obscuro. Entre 6.26 – 6.0 m (ca. 290 – 375 dC), la fracción volcaniclástica representa –20% del espesor. A 5.76 m de profundidad (ca. 455 dC) se encontró un fragmento de lapilli de acreciónbasáltico–andesítico, de 2 cm de diámetro, fragmentos de arena lítica subangulosos y fragmentos de carbón. Es probable que se trate de una tefra, aunque no conocemos la posible fuente de la misma. A 4.55 m de profundidad se identificó una tefra de color gris pardo claro con fragmentos de vidrio y clastos <2 mm de diámetro. De acuerdo con el modelo establecido, la edad de esta tefra es ca. 860 dC. Por sus características litológicas y edad, correlaciona con la Toba Jala, la cual fue producida por el volcán Ceboruco, localizado a 30 km al SE de SMO (Nelson, 1980; Gardner y Tait, 2000) (Figura 1b).

Las capas son horizontales, sólo algunos estratos de arena presentan estratificación gradada, y alternan de forma no rítmica en un conjunto cuya secuencia de facies más sencilla se describe posteriormente, sus contactos son rectos en la mayor parte de los casos, no hay evidencias de hiatos, rasgos erosiónales, bioturbación o estructuras de deslizamiento en los sedimentos colectados, ni una obvia ciclicidad. Estas características pueden reflejar la rapidez de los procesos sedimentarios que dieron origen a las laminaciones. Los análisis de ostrácodos, polen, diatomeas y ciclos de sedimentación son tema de otros estudios que se llevan a cabo, y cuyos resultados se presentarán en publicaciones posteriores. Se definieron cinco unidades litoestratigráficas principales, descritas en la Figura 2.

 

Caracterización de facies

Composición

Los sedimentos en SMO están compuestos principalmente de tres fracciones: una litogénica mayormente cristalina, una química compuesta por carbonates autigénicos y biogénicos, y otra amorfa que incluye materia orgánica, sílice amorfo (de diatomeas) y vidrio volcánico. Las principales especies cristalinas son cuarzo, plagioclasa, piroxenos, magnetita y hematita, que abundan en todas las facies. Estos minerales, en los cuales están contenidos los elementos traza Ti y Zr, están relacionados a la erosión de las rocas de la cuenca y al aporte sinsedimentario de la actividad volcánica del Ceboruco.

Los carbonates (calcita, aragonitay siderita) son más abundantes en las láminas claras (facies limo ocre y verde). La aragonita y siderita se presentan como formas autigénicas, en tanto que la calcita forma cristales autigénicos así como testas de ostrácodos y moluscos. El contenido de Ti y Zr (FRX) es menor en las facies de limo ocre y turba. En los análisis de DRX no se reconocieron sulfuras de hierro. Las características de las facies identificadas se resumen en la Tabla 3.

 

Mineralogía magnética

En la mayor parte de las muestras analizadas, las curvas χ(T) fueron irreversibles durante el proceso de enfriamiento, lo que sugiere que ocurrió una alteración a fases mineralógicas más estables durante el calentamiento, principalmente la conversión a magnetita (Figura 4a). Casi todas las facies presentan una o dos fases magnéticas con Te entre 400 y 580 °C, que indican la presencia de titanomagnetita/titanomaghemita con bajo contenido de Ti y magnetita pura (Hunt et al., 1995). Los ejemplares de las facies de arena, limo verde, limo rojo y turba mostraron además una caída en x a temperaturas mayores a 580 °C, posiblemente asociada a hematita. Adicionalmente a la Ti–magnetita, algunas muestras de facies de limo verde muestran una débil inflexión cercana a 23 0 °C, lo que sugiere la presencia de pirrotita (Fe7S8) (Rochette et al, 1990). El limo ocre se caracteriza por curvas χ(T) que presentan un súbito incremento en x entre 300 y 400 °C, decae fuertemente a 480 °C, y finaliza con un pequeño decremento a 580 °C. Este comportamiento sugiere la existencia de siderita (FeCO3), un mineral paramagnético que a T > 300 °C se oxida y se transforma a fases fuertemente magnéticas (Pan et al, 2000).

Las curvas de desmagnetización a baja temperatura en todas las facies muestran un decaimiento entre 110 y 120 K, característico de la magnetita (Verwey et al., 1947) (Figura 4b). En estas curvas, la rápida pérdida de remanencia entre 5 y 40 K puede ser causada por la presencia de minerales supermagnéticos o paramagnéticos. Las curvas de adquisición de MRI no muestran diferencias significativas entre las distintas facies, y en ellas se presentan componentes magnéticamente suaves, como la Ti–magnetita/maghemita, que alcanza la saturación aproximadamente a 200 mT (Figura 4c). Los cocientes S300 > 0.9 confirman la dominancia de fases magnéticamente suaves. Es probable que existan minerales magnéticamente duros (hematita o goethita) en concentraciones relativamente bajas en los sedimentos de SMO, como lo sugieren las curvas χ(T), sin embargo, no es posible confirmar su existencia a partir de los parámetros de remanencia (MRI y S300) debido a su baja magnetización intrínseca. Las curvas de % en baja temperatura y varias frecuencias, presentan tanto la inflexión cercana a 120 K como una dependencia de frecuencia (Figura 4d).

En las observaciones de MEB en extractos magnéticos se encontraron únicamente cristales de magnetita pobres en Ti y de magnetita pura. Estos cristales presentan forma octaédrica, con escasos o nulos rasgos de alteración (Figura 5).

 

Concentración y tamaños de grano magnéticos

Los gráficos en los que se combinan dos parámetros medidos o cocientes calculados han resultado ser de utilidad para analizar las propiedades magnéticas de las diferentes facies. La relación lineal entre χ y MRIS refleja principalmente las variaciones en la concentración de minerales ferrimagnéticos (Figura 6a). El limo rojo y algunas arenas presentan las mayores concentraciones, en tanto que el limo ocre y la turba presentan las menores. La mayor contribución de la susceptibilidad paramagnética (χp) a la total (χ) está en el limo ocre (20 – 30%), en tanto que el menor porcentaje de χp está en el limo verde (5 –10%); en el resto de las facies, la contribución χp es de alrededor de 10% (Figura 6b). El limo ocre y algunas turbas tienen el más alto CIT, debido a la presencia de ostrácodos y otros restos orgánicos con carbonato de calcio. Las facies de arenay de limo verde, rojo y pardo muestran el más bajo contenido tanto de COT como de CIT (Figura 6c). Si bien existe un efecto de dilución en la concentración de minerales magnéticos por el contenido de COT, al normalizar la χ con COT (a fin de resaltar las variaciones únicamente en la concentración de minerales magnéticos, independientemente del contenido orgánico), se mantiene la relación de concentración observada en el gráfico χ vs. MRIS (Figura 6d).

La mayor abundancia de granos finos de dominio sencillo (DS, > MRA/MRIS) se encuentra en el limo ocre y la turba, en tanto que el limo rojo y la arena tienen los minerales magnéticos más gruesos (Figura 6e). El contenido de granos ultrafinos superparamagnéticos (SP) es moderado (χdf % < 8), menor al 75 % en todas muestras (Dealing, 1994; Tabla 1). Existe una correlación directa entre el contenido relativo de granos DS y SP, aunque ésta es baja (Figura 6e).

No hay una distribución distintiva en la coercitivi–dad de los diferentes grupos de acuerdo a los cocientes S, la mayor parte de las muestras presenta cocientes S300 > 0.95%. De acuerdo con los parámetros de histéresis y sus relaciones, prácticamente todas las muestras caen sobre la curva de mezclas DS + MD (multidominio) del diagrama de dominios (Day et al, 1977; Dunlop, 2002) (Figura 6f).

 

Modelo de facies

De acuerdo con los resultados de los parámetros magnéticos y no magnéticos, se propone un modelo de las condiciones ambientales que se infieren durante el depósito de las facies.

Limo ocre. Los bajos valores de Ti, Zr y minerales magnéticos, en relación a las otras facies, sugieren menor flujo de detritos hacia el lago y dominancia de autigénicos, con bajas concentraciones de minerales ferrimagnéticos de tamaño predominantemente fino (DS) y ultrafino (SP). La presencia de siderita implica condiciones anóxicas reductoras libres de azufre (Berner, 1981) que favorecen la disolución de magnetita y otros óxidos de Fe. La disolución de minerales magnéticos es considerada por varios autores como un fenómeno responsable del engrasamiento del conjunto de minerales magnéticos (p. ej., Rosenbaum et al., 1996), ya que la disolución destruye preferentemente a los minerales más finos. Sin embargo, de acuerdo a nuestra interpretación, la distribución de tamaños observada obedece a que el depósito inicial tiene un bajo contenido de terrígenos con granos gruesos (MD), en donde la disolución solamente decrece el tamaño de las partículas magnéticas (Geiss et al., 2003). Las condiciones propicias para la precipitación de siderita y otros carbonates presentes (calcita y aragonita) se explican por cambios en la alcalinidad en el agua causados por un incremento de pH, que pudo ser favorecido por un aumento en la temperatura (Wetzel, 2001). Un incremento en la temperatura favorecería una mayor productividad en el lago (Dean, 2002), resultando en mayor acumulación de materia orgánica, anoxia, aumento en el pH y precipitación de carbonates. Las condiciones anóxicas en el fondo del sitio de muestreo (12 m) pueden presentarse por el calentamiento de las aguas superficiales, que a su vez permiten el establecimiento de la estratificación térmica, que impide la circulación y disminuye la solubilidad de gases en el epilimnion. Esto provoca una importante liberación de O2 a la atmósfera, y propicia condiciones de anoxia en el fondo (hipolimnion). Las condiciones ambientales inferidas para esta facies son: temperaturas atmosféricas relativamente más cálidas, baja erosión, alta productividad biológica, aguas concentradas y anoxia en los sedimentos, en los que ocurre la disolución de óxidos de hierro y la precipitación de carbonates.

Arena. El aumento en Ti, Zr, % y MRIS, en relación a la facies anterior, y la presencia de Ti–magnetita gruesa (mezclas de DPS–MD) sin rasgos de alteración, y hematita, así como la ausencia de diatomeas, indican un aumento en la fracción terrígena. El bajo contenido de carbono, COT y CIT indica poca productividad y aguas menos concentradas. Estas características sugieren que la arena representa acumulaciones rápidas en corto tiempo y condiciones de mayor erosión, probablemente originadas por intensas lluvias.

Limo verde. La mayor parte de los parámetros magnéticos y no magnéticos presentan alta dispersión. El contenido de Ti y Zr es mayor que en la facies de arena, sin embargo la x normalizada por COT resulta menor que en aquéllas, lo que sugiere que, al menos parcialmente, ocurre la disolución de los minerales ferrimagnéticos. La presencia de siderita (y probablemente pirrotita) en algunas muestras, así como el color de los sedimentos, indican condiciones reductoras. En general, el rango de tamaño de los granos magnéticos es amplio (MD – DS), con una mínima o nula cantidad de ultrafinos SP. De acuerdo con lo anterior, esta facies representa condiciones ambientales variables, con ocasionales condiciones reductoras, anoxia, y aguas más concentradas, sin llegar a las condiciones presentes en el limo ocre.

Limo pardo obscuro. Presenta valores dispersos, similares al limo verde, tanto en mineralogía magnética, concentración de minerales magnéticos y contenido de Ti y Zr, como contenido de carbono. La carencia de aragonita indica aguas menos concentradas que en el limo verde. Es la facies con mayor representación en la secuencia, ya que presenta los mayores espesores. Por la dispersión de los datos, es posible que esta facies y la de limo verde, representen condiciones ambientales promedio.

Limo rojo. Esta facies presenta la más alta concentración de minerales magnéticos, dominados por partículas gruesas MD, con baja concentración de granos DS y variable contenido de granos SP Las concentraciones de Ti y Zr son también altas. Las características interpretadas para esta facies son alta erosión con abundante aporte de terrígenos, aguas diluidas, oxigenadas, y poca productividad.

Turba. Presenta baja cantidad de fracción mineral detrítica (Ti, Zr), altos valores de CIT y los mayores COT, con máximos de toda la secuencia a 7.9 m (35%), 2.4 m (10.8%) y 0.2 m (24.7%). Los tamaños de los minerales magnéticos son mezclas dominadas por granos gruesos MD. Sin embargo, algunas muestras en las que dominan los granos finos DS y SP presentan altos valores de χ y MRIS. Los sedimentos enriquecidos en materia orgánica pueden originar condiciones anóxicas, a partir de las cuales las reacciones de reducción–oxidación (redox) inducen la disolución, disminución, reubicación y precipitación de minerales de hierro (Snowball, 1993; Tarduno, 1995). La formación autigénica de minerales de hierro puede ser causada por procesos bióticos y abióticos que producen magnetita de tamaño DS y SP (Petersen et al, 1986), favorecidos por la liberación de Fe durante los procesos de reducción. La coexistencia de granos MD y DS–SP puede deberse también a que los granos finos estén incluidos dentro de silicatos, protegidos de la disolución. Sin embargo, los procesos de autigénesis tienden a producir partículas pequeñas (DS o SP), por lo que consideramos más plausible a éstos como el origen para la fracción fina.

El conjunto de características magnéticas y no magnéticas indica que en esta facies, a diferencia de la facies de limo ocre, hay inicialmente mezclas de minerales de grano grueso MD y fino DS–DPS, y en ella ocurre el engrasamiento de la fracción magnética por disolución de la fracción más fina, así como la precipitación de magnetita fina autigénica cuando cambian las condiciones reductoras. Estos depósitos representan la erosión de la cubierta vegetal, suelos y rocas, con acumulación rápida que permite la conservación de los clastos biogénicos y las condiciones anóxicas temporales.

 

Variaciones verticales

Las facies, por ser láminas discretas, representan condiciones de periodo corto (horas a meses); en contraste, las tendencias verticales reflejan variaciones de mayor duración, por lo que estas últimas reflejan en gran escala las condiciones que controlan el desarrollo de las laminaciones. Se reconocen cinco zonas principales con características magnéticas contrastantes (I – V, Figura 7). Estas zonas en general coinciden con las unidades litoestratigráficas. La similitud en los patrones de %, MRAy MRIS, sugiere que las principales variaciones de estos parámetros están relacionadas con cambios en la concentración de los minerales ferrimagnéticos (Figura 7). Esta concentración está afectada, a su vez, por la dilución por componentes no magnéticos (como COT y CIT). Los intervalos menos afectados por la dilución presentan concentraciones relativamente altas de minerales ferrimagnéticos con una mezcla de tamaños MD–DS (Figura 7, zonas IV, II y I, regiones más claras). Estas asociaciones pueden explicarse por un modelo que involucra el aporte de minerales magnéticos detríticos con mezclas de tamaños, la dilución del contenido de los mismos por COT y CIT, y la pérdida por disolución de la fracción más fina de estos minerales en condiciones reductoras.

Se observa también que en intervalos con máximos de COT y CIT, localmente aumenta la concentración de minerales ferrimagnéticos y disminuye el tamaño de grano (>MRA/MRIS), como en la zona V (8.3 – 7.9 m), zona IV (7.21 – 6.9 m), la zona III y zona I (2 – 1.7 m) (Figura 7, regiones más obscuras de las zonas IV, III y I). En los intervalos de la zona V (8.3 – 7.9 m) y en el detalle de la zona III (Figura 8) se observa que, por arriba del pico en COT o CIT, aumenta la concentración de minerales ferrimagnéticos y los granos finos DS, incluso en algunos intervalos acompañados por granos ultrafinos SP. Esto sugiere que la disolución de los minerales ferrimagnéticos ocurre en aumento de COT o CIT, bajo condiciones reductoras, y la re–precipitación de minerales de Fe, como se discutió en la sección de los modelos de facies. La intensidad de los tonos de gris en la Figura 7 indica dónde se reconocen los intervalos con mayor disolución. Procesos semejantes de ciclos de disolución y precipitación de minerales magnéticos han sido documentados en sedimentos marinos (Funk et al., 2004).

La secuencia de los cambios ambientales documentada en los sedimentos de SMO a partir del análisis de los parámetros magnéticos y no–magnéticos, en el marco cronológico establecido por las fechas de 14C calibradas a años calendario (antes y después de nuestra era, aC y dC), se describe siguiendo las zonas definidas (V –1).

 

Zona V(ca. 600 –180 aC; 8.8– 7.66 m)

Esta zona está caracterizada por el más alto contenido de materia orgánica (COT), a excepción de otros máximos puntuales en el registro, y bajo a moderado contenido de CIT. En la subunidad litoestratigráfica 5b, dominada por facies de limo pardo obscuro y arena, la mineralogía magnética está caracterizada por baja concentración y granos gruesos (MD, < MRA/MRIS, S300 y Mr/Ms, > BcxIBc) (Figura 7, región obscura). En la subunidad 5a, por arriba de los máximos en COT, hay un aumento en la concentración de ferrimagnéticos y disminución en el tamaño de grano (> MRA/MRIS), lo que concuerda con los fenómenos de disolución y re–precipitación de minerales ferrimagnéticos (magnetita) interpretados en la facies de turba, que es una de las facies dominantes en este intervalo. El conjunto de características magnéticas y no magnéticas indica erosión de cubierta vegetal, suelos y rocas de la cuenca, y acumulación rápida de sedimentos, lo que sugiere condiciones de mayor humedad con intensas precipitaciones.

 

Zona IV(ca. 180 aC – 600 dC; 7.66 – 5.33 m)

La transición a la zona IV está marcada por el decremento en COT, y el incremento en CIT y en la concentración de minerales magnéticos (unidad litoestratigráfica 4). En el intervalo 7.21 – 6.9 m (Figura 7, región más obscura), ocurre la precipitación de carbonates, la disolución de minerales magnéticos y una posterior precipitación de ferrimagnéticos en tamaños finos.

Estas características, que sugieren condiciones anóxicas y más cálidas semejantes a las de la facies limo ocre, tuvieron una duración menor a 100 años. A partir de ca. 70 dC (6.9 m), disminuye el COT y la concentración de los minerales magnéticos de tamaño grueso (parte superior de la subunidad 4c). La mínima concentración de minerales magnéticos coincide con la subunidad 4b, en la que abundan cenizas félsicas. El máximo de %, MRAy MRIS en ca. 455 dC (5.76 m) coincide con una probable tefra. Por arriba de ese nivel disminuyen gradualmente los parámetros de concentración y el tamaño de granos (> DS). Los depósitos volcaniclásticos y el carbón asociado señalan el impacto del volcanismo en las condiciones ambientales y la vulnerabilidad del terreno a la erosión eólica o fluvial.

 

Zona III (ca. 600 –1140 dC; 5.33 – 3.8 m)

Esta zona presenta un claro contraste respecto a la anterior. El CIT presenta la mayor frecuencia de valores mayores a 2%, semejantes sólo en la región centrada en 7.1 m de la zona IV, y el intervalo de transición entre las zonas II a I. En esta zona ocurre la disolución y re–precipitación de minerales magnéticos más intensa y prolongada, lo que indica la sucesión de condiciones reductoras y oxidantes. Como se discutió para la facies de limo ocre, esta zona probablemente representa condiciones de mayor temperatura, con el establecimiento de una estratificación periódica en el lago que produce condiciones anóxicas en el fondo que permiten la conservación de la materia orgánica, concentración de carbonates y alto pH, lo que sugiere mayor evaporacióny condiciones más secas. La Toba Jala ocurre en este periodo, y provoca un aumento en la concentración de minerales magnéticos de tamaño grueso. Las características de los parámetros magnéticos, COT y CIT descritos para esta zona abarcan las unidades litoestratigráficas 3 y 2b.

 

Zona II (ca. 1140 – 1410 dC; 3.8 –1.98 m)

Los registros analizados indican un cambio en las condiciones ambientales, en relación a la zona anterior. Esta zona abarca la unidad litoestratigráfica 2a. La concentración de los minerales magnéticos es más alta y los granos son más gruesos. Aunque se registran variaciones de mayor amplitud en los parámetros de concentración y tamaño de grano en donde el CIT presenta valores altos (3.18– 2.35 m), éstas no presentan de manera clara el patrón definido para la zona III. Lo anterior sugiere que si bien se presentaron condiciones que permitieron la precipitación de carbonates, no se produjo una disolución particularmente fuerte como en la zona III. Las condiciones inferidas son un balance precipitación/evaporación (P/E) mayor que en la zona III (mayor humedad o menor temperatura), con episodios secos en donde aumenta el CIT

 

Zona I (1410 – 2002 dC, 1.98–0 m)

La transición a la zona I (unidad litoestratigráfica 1) presenta características semejantes a la zona III, en las que se interpretan condiciones cálidas–secas por un periodo de ca. 30 años. Posteriormente hay un regreso a condiciones similares a las de la zona II. En esta zona se presentan las mayores variaciones de la concentración de los minerales magnéticos, en la que los tamaños de grano permanecen relativamente constantes. Cuatro episodios centrados enea. 1475, 1560, 1650 y 1830 dC presentan baja concentración de minerales magnéticos. Los tres más antiguos tienen características similares a los intervalos de disolución/precipitación descritos en la zona III. Las características de la mineralogía magnética sugieren para esta zona condiciones variables, con periodos relativamente húmedos, alternados con intervalos más cálidos y/o secos (< P/E). En los últimos ca. 180 años hay una disminución en la erosión, reflejado en la disminución de concentración de minerales magnéticos, lo que indica que no hay mayor erosión por actividad antropogénica en el cambio de uso del suelo en las últimas dos centurias.

 

RELACIONES ENTRE EL REGISTRO DE SANTA MARIA DEL ORO Y LOS CAMBIOS CLIMÁTICOS REGIONALES

La información derivada de los registros lacustres se encuentra sintetizada en la Figura 9. Se utilizan los registros que presentan una aceptable escala cronológica de los últimos 3,000 años, así como información sobre la relación P/E o la temperatura. Los registros de Michoacán incluyen Zacapu, Yuriria y Zirahuén (Metcalfe, 1995; Metcalfe y Hales, 1994; Davies et al, 2004). EnPáztcuaro (Michoacán) existe ambigüedad en las interpretaciones de los registros, especialmente para el periodo entre 700 y 1100 dC (Bridgwater et al., 1999; Fisher et al, 2003), por lo que se excluyen de la síntesis. Del Alto Lerma se incluye el registro de Santa Cruz Atizapán (Caballero et al., 2002). En Los Tuxtlas: Lago Verde y Pompal (Lozano–García et al, 2004; Caballero et al., 2006; Ortega et al., 2006; Goman y Byrne, 1998), y del área Maya: Punta Laguna (Curtis et al, 1996) y Chichancanab (Hodell et al, 1995, 2001), Salpetén (Rosenmeier et al., 2002), y Pantano Manchón en la costa del Pacífico en Guatemala (Neff et al., 2006) (Figura 1).

Las secuencias de la región lacustre de Michoacán ofrecen un registro más detallado a partir de ca. 650 dC. Antes de ese tiempo, los registros son discontinuos y fragmentados. En Zacapu, el Alto Lerma y el área Maya se reconoce un aumento en el balance P/E y niveles lacustres relativamente altos antes de 200 aC, condiciones húmedas que también se observan en SMO. El incremento en la temperatura hacia la parte final del Formativo tardío en SMO coincide con el decremento de los niveles lacustres en Alto Lerma y Los Tuxtlas. El impacto de la actividad volcánica durante el Formativo terminal y el Clásico temprano en SMO impiden elaborar interpretaciones climáticas con los parámetros analizados. Para este período se documentan el inicio de condiciones secas en el centro y oriente y sureste de México.

La disminución de los niveles lacustres, el balance negativo en la relación P/E, y en algunos sitios modificaciones en el uso del suelo (agricultura o abandono de los sitios), son características que indican un patrón regional de condiciones más secas durante el Clásico enMesoamérica, y que tuvieron una duración de alrededor de 500 años (Figura 9). Éstas se reconocen claramente en el registro de SMO hacia el final del Clásico, entre ca. 600 y 1140 dC (zona III), periodo durante el cuál se documentan fases con un balance P/E negativo. Los avances del análisis de isotopía en ostrácodos apuntan también en ese sentido (Rodríguez et al., en preparación). De acuerdo con las escalas de tiempo disponibles, tanto en SMO como en Zirahuén las condiciones secas se prolongan por más de 200 años, en relación a las documentadas en Los Tuxtlas.

Después del Clásico, entre ca. 1000 y 1400 dC, los registros paleoambientales del Alto Lerma, Los Tuxtlas y el área Maya muestran un cambio hacia condiciones más húmedas, el aumento de niveles lacustres, y en algunos casos el cese de la perturbación antrópica. Los registros de Michoacán son ambiguos, y sólo coinciden en señalar incremento en la erosión entre ca. 1250 – 1400 dC. En SMO se reconoce también un aumento en la relación P/E durante la mayor parte del Postclásico, entre ca. 1140 y 1410 dC (zona II). Estos periodos de mayor humedad coinciden con el "Periodo Cálido Medieval" (ca. 950 – 1350 dC), término que al igual que "Pequeña Edad de Hielo" son usados de manera informal en este trabajo, y que se refieren al calentamiento y posterior enfriamiento iniciados hace aproximadamente 1000 años (Bradley et al., 2003; Hughes y Diaz, 1994).

Para la "Pequeña Edad de Hielo" (ca. 1350–1800 dC), el registro de Zirahuén marca la transición de periodos de erosión a estabilidad en la cuenca, el establecimiento de condiciones más secas hacia 1750, y el impacto de las actividades humanas en el siglo XVIII. En Los Tuxtlas y algunos registros del área Maya se reconocen condiciones húmedas durante este tiempo. SMO presenta fluctuaciones entre condiciones relativamente húmedas alternadas con episodios más cálidos y secos entre 1410 y 1830 dC (zona I). En estudios de dendrocronología en Durango (NW de México), se reporta la peor sequía de los últimos 700 años entre 1540 y 1579, y otra entre 1857 y 1872 (Cleaveland et al, 2003). En Los Tuxtlas se reportan bajos niveles lacustres entre 1785 y 1885 dC (Caballero et al, 2006). Estas señales de disminución en P/E y las sequías documentadas en Durango entre 1540 y 1579, correlacionan con el registro de SMO.

En los últimos ca. 180 años disminuye la erosión en SMO. No hay evidencia de mayor erosión por la actividad antropogénica en el cambio de uso del suelo en las últimas dos centurias. Aunque es probable que SMO haya sido un lugar atractivo para el establecimiento de poblaciones en los milenios recientes, el registro de la historia de ocupación y la evolución de sociedades prehispánicas en la región es muy fragmentado, aunque se considera que al menos desde ca. 200 aC existieron grupos semisedentarios asentados en las márgenes del Río Grande de Santiago, que se desplazaban con las estaciones del año (Barrera–Rodríguez, 2006).

 

CONCLUSIONES

Los sedimentos laminados del lago Santa María del Oro preservan el registro de alta resolución de los cambios ambientales y climáticos ocurridos durante el Holoceno tardío. Los resultados obtenidos, en los que se emplearon técnicas multiproxy, proporcionan el primer registro lacustre de la parte más occidental del centro de México de los últimos 2,600 años. Los sedimentos están compuestos de tres componentes principales: 1) detritos litogénicos, 2) carbonates autigénicos y biogénicos, y 3) material amorfo de restos biológicos y volcánicos. Las acumulaciones volcaniclásticas incluyen dos tefras, una de ellas identificada como la Toba Jala (ca. 860 dC), producida por el volcán Ceboruco.

La variación de las características magnéticas y no magnéticas en los sedimentos puede explicarse a través de modelos que involucran la disolución y re–precipitación de minerales de hierro, variaciones en la relación P/E y cambios en la erosión de la cuencay el aporte de detritos. El intervalo entre 600 y 1140 dC se reconoce como el periodo con la menor relación P/E. En éste se postula el establecimiento de condiciones cálidas y secas que originaron anoxia en las aguas del fondo del lago, donde ocurrió la disolución de óxidos de hierro y la precipitación de carbonates, entre ellos siderita. Este episodio seco coincide con el patrón regional de condiciones más secas durante el Clásico en Mesoamérica (300 – 900 dC), particularmente hacia el fin de este periodo, y que tuvieron una duración de alrededor de 500 años. El fin de este intervalo seco y el posterior establecimiento de condiciones relativamente más húmedas coinciden con el "Periodo Cálido Medieval". Durante la "Pequeña Edad de Hielo", se observan constantes fluctuaciones entre condiciones relativamente húmedas, alternadas con episodios más cálidos y secos. En apariencia, no hay evidencias de impacto humano prehispánico en la cuenca.

 

AGRADECIMIENTOS

I. Márquez realizó los modelos de elevación. S. Sosa, R. Robledo, L. Oseguera y A. González colaboraron en la obtención de los núcleos. Agradecemos la ayuda de R. Lozano, T. Pi y S. Angeles en los análisis de FRX, DRX y MEB, respectivamente. Este trabajo fue financiado por los proyectos DGAPAIN107928 e IN203102, y CONACyT G28528T Los parámetros de magnetismo de rocas medidos en bajas temperaturas fueron realizados en el Institute for Rock Magnetism (IRM) y las determinaciones de COT/CIT en el Limnological Research Center, ambos de la Universidad de Minesota, EEUU. El IRM es financiado por la Earth Sciences Division of the National Science Foundation y la W.M. Keck Foundation. Los autores agradecen los valiosos comentarios de la Dra. Ana Moreno y el Dr. Blas Valero.

 

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