Paleoambiente lacustre del cuaternario tardío en el centro del lago de Cuitzeo

Late Quaternary lacustrine paleoenvironment in the centre of lake Cuitzeo

Isabel Israde Alcántara¹, Victor Hugo Garduño-Monroy¹ y Rosario Ortega Murillo²

¹Instituto de Investigaciones Metalúrgicas. Departamento de Geología. Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo. Edif. U. Cd. Universitaria.

²Facultad de Biología. Edif. R. Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo.

Recibido: 25 de junio de 2001
Aceptado: 20 de marzo de 2002

Resumen

En el lago de Cuitzeo, situado en el centro de México, se extrajo un núcleo de 27 metros de longitud en el que con base en el estudio del contenido de diatomeas se documenta la evolución paleoambiental del centro del lago. El registro cronológico sólo incluye un tercio del núcleo entero y el fechamiento más antiguo obtenido se sitúa a 42,000 años A.P. Se estima una edad en la base del núcleo de 120,000 años realizando una extrapolación. El registro de diatomeas muestra en general que alrededor de 120,000 años a 17, 600 años A.P. el lago tuvo a Staurosira spp. como especie abundante sugiriendo que el centro del lago presentó tendencias a aguas dulces, alcalinas y con cierta profundidad. En particular durante dos pequeñas fases húmedas la primera ca. 44,000 años A.P a 42,000 años A.P y la segunda alrededor de 19,000 a 17,000 años A.P. son indicadas por la presencia de Stephanodiscus spp. y Aulacoseira spp. como dominantes. De ca. 8,000 años al presente Cyclotella meneghiniana es el taxón dominante en las asociaciones de diatomeas evidenciando aguas bajas y túrbidas en el lago de Cuitzeo. Tres depósitos de ceniza volcánica están preservados en el núcleo aportando mas de 60 cm de depósitos de caída in situ. Las edades aproximadas de esta erupción son registradas ca. 25,000 años A.P., ca. 35,000 años A. P y ca. 120,000 años A.P. algunas de ellas ligadas a la actividad de la caldera de los Azufres. Es importante mencionar que observa un hiatus entre 8,000 y 17,000 años que evidencia condiciones de erosión importantes que interrumpen el registro biológico y terrígeno. Los resultados de este estudio muestran que el lago de Cuitzeo ha sido un lago con condiciones muy fluctuantes con tendencia a bajas, con fases posiblemente más húmedas en el Plioceno inferior que durante el Holoceno. Condiciones similares para el Holoceno se observan también en los lagos limítrofes de Pátzcuaro y Zacapu.

Palabras clave: Diatomeas, Cuaternario tardío, evolución paleolimnológica, Lago de Cuitzeo.

Abstract

A 27-m-long drilled core taken from Lake Cuitzeo, central Mexico, preserves a late Quaternary paleoenvironmental record of the center of the lake. Radiocarbon dating of the upper third of the core indicates an age of about 42000 yr B.P.; an extrapolation of sedimentation rates from the upper part of the core suggests an age of approximately 120,000 yr B.P. at the base of the core. We studied diatom species and their abundance in the core that show Lake Cuitzeo fluctuated in water depth and chemistry. From approximately 110,000 to 17,000 yr B.P. Staurosira spp. was the abundant specie in the lake, suggesting that the center of the lake had open, either fresh and alkaline waters. During this same late Pleistocene episode, two short episodes of high-water levels are indicated by the abundance of Stepanodiscus spp. and Aulacoseira spp. taxa. One of these periods was from about 44,000 to 42,000 yr B.P. and the other about 19,000to 17,000 yr B.P. From about 8,000 yr B.P. to the present, conditions in the center of Lake Cuitzeo became more alkaline, with Cyclotela meneghiniana dominating the diatom assemblages. The presence of C. meneghiniana in abundance suggests that the lake evolved into a shallower, more turbid environment. Three volcanic ash layers are preserved in the core. Approximate ages of eruption and deposition of these ashes is 25,000 yr B.P., 35,000 yr B.P and 120,000 yr B.P. Results of this study show that environments in Lake Cuitzeo fluctuated in the late Quaternary but prevailing low lacustrine levels. During the late Pleistocene climatic contitions were generally more humid than during the Holocene. Similar trends are recognized elsewhere in the nearby Pátzcuaro and Zacapu lakes.

Introducción

Marco geológico

El lago de Cuitzeo es un cuerpo aislado, situado entre 19° 53' 15" y 20° 04' 34" de latitud Norte y 100° 50'20" y 101° 19' 34" de longitud W (Fig. 1) a 1,880 m. s.n.m. Después del lago de Chapala, es el segundo más grande en extensión.

El lago de Cuitzeo está limitado por una serie de semi-grabens con dirección NE-SW y E-W basculados hacia el sur, éstos han desarrollado dos sistemas lacustres que han migrado en el tiempo y en el espacio. En el primer período Mioceno superior-Plioceno inferior se origina el Lago en la paleocuenca de Charo (Israde,1995;) y el segundo en el Cuaternario.

Los fechamientos obtenidos en el basamento andesítico y en los flujos piroclásticos de la cima de los depósitos lacustres al sur del lago actual sugieren que el antiguo lago de Cuitzeo se desarrolla a partir de los ca. 7 millones de años (Neógeno) hasta ca. 2 millones de años.

En las antiguas sucesiones lacustres de la cuenca se registraron facies de aguas profundas en su centro las cuales se interrumpen por eventos tectónicos, volcánicos y climáticos que generaron cambios en los patrones de la paleored hidrológica (Israde et al., 1992; Israde, 1993; Israde I. 1995; Israde- Alcantara y Garduño-Monroy 1999).

La actividad tectónica (extensión y sucesivo basculamiento) permite que se desarrolle el lago más al Norte hasta su posición actual en tiempos posiblemente Pleistoceno inferior basándose en depósitos lacustres que sobreyacen basaltos fechados entre 0.75-0.87 millones de años (Pasquarè et al., 1991).

La actual cuenca está limitada al oriente, por productos basálticos calco-alcalinos pliocuaternarios de la región de Queréndaro fechados en 700,000 años A.P (Pradal y Robin, 1995) y el sistema geotérmico que conforma la caldera de Los Azufres; que ha generado diferentes períodos de reactivación en los últimos 20,000 años, generando grandes depósitos de flujos piroclásticos (Garduño, 1987; Pradal y Robin, 1995) que seguramente se depositaron dentro del Lago de Cuitzeo dada la similitud geoquímica entre ambos depósitos. Al oeste está limitado por el volcán Quinceo, con edades menores a 570,000 años (Suter et al., 2001), en sus productos efusivos se observan impresiones de mazorcas con edades inferiores a 3,500 años (Martínez y Hobson, 1907), mientras que al sur, lo limita la secuencia volcánica del Oligoceno- Mioceno de Mil Cumbres (24 a 7 M. a. IMP, 1986).

Tanto la cuenca de Cuitzeo como la de Chapala están directamente ligadas a la reorganización de placas tectónicas que han interaccionado en el Sudoeste de México a partir del Mioceno medio (Bourgois et al. 1988; De Mets y Stein, 1990). Esta tectónica ha dado lugar a fallamiento transtensivo y normal el cual ha sido acompañado de abundante vulcanismo favoreciendo el sucesivo entrampamiento de los lagos de ese sector (Israde 1998; Israde y Garduño, 1999; Israde, 1999).

La cuenca tectónica subsidente del lago de Cuitzeo ha sido rellena por un espesor de más de 1200 metros de depósitos aluviales y vulcano-sedimentarios sugiriendo una elevada tasa de subsidencia sucesiva al basculamiento Plio-pleistocénico.

Con estos datos y con ayuda de la gravimetría que define la configuración del vaso (Arredondo., 1983), ubicó el pozo a perforar.

El presente trabajo tiene como propósito mostrar la evolución paleoambiental del Pleistoceno-Holoceno de la región central del lago de Cuitzeo con base en el registro proporcionado por las diatomeas fósiles e indicar las características fisicoquímicas y abundancia de las diatomeas actuales en el lago.

Antecedentes

Las investigaciones relacionadas con los lagos del Norte de Michoacán han sido sujetas a gran debate, la teoría más antigua sugiere que el lago de Cuitzeo estaba unido con los lagos de Pátzcuaro, Zirahuén y Chapala durante el período Mioceno-Plioceno. Este gran lago se dividió por efecto de fenómenos volcánicos durante algún momento durante el Plioceno quedando aislados los lagos en su posición actual (De Buen, 1943). Sin embargo con apoyo de la tectónica y de la cronología de los edificios volcánicos que establecen la distribución de las cuencas, se ha llegado a definir que existió conexión entre Cuitzeo y Pátzcuaro solo por canales o drenes fluviales mientras que entre Zirahuén y Cuitzeo no existió conexión alguna (Garduño e Israde 1998; Israde 1999 en Garduño et al., 1999; Moncayo et al.,2001). Con base en la edad de los aparatos volcánicos que rodean las cuencas de Zirahuen y Pátzcuaro, se observa que durante la construcción del Cinturón Volcánico Mexicano los lagos de Zirahuen y Pátzcuaro fueron represados por los eventos tectónicos y magmáticos generados durante el Plio-Cuaternario (Pasquare et al., 1991,Garduño y Negrín, 1992, Ban et al., 1992) mientras que el lago de Cuitzeo y el de Chapala han sido formados por fenómenos predominantemente tectónicos teniendo ambos un basamento de edad miocénica (superior a 8 M.a) Garduño et al. 1993, Rosas et al. 1997) presentando similitudes importantes entre ambas provincias morfoestructurales (Israde y Garduño 1999).

Otra evidencia ictiofaunística que sugiere la existencia de antiguos drenes fluviales entre Pátzcuaro y Cuitzeo es la presencia de Hubsina turneri, un goodeido que se observa en ambos lagos (De Buen 1943, Moncayo et al. 2001).

Por su parte Álvarez (1972) sugiere una corriente a partir de las cercanías de Uruapan hacia Zacapu, pasando por Zirahuén y Pátzcuaro, la cual se truncó por procesos tectónicos iniciados hace 1 M.a y cuyo cierre ocurrió hace ca. 700 mil años A.P. Sin embargo la unión entre los lagos de Zacapu y Zirahuén no podría ser posible debido a que la edad de los eventos tectono-magmáticos que formaron a Zirahuén es Cuaternaria (Pasquarè et al. 1992; Ban et al. 1992) mientras que aquellos que generaron la depresión de Zacapu son Mio-Pliocenicos (Pasquarè et al. 1991, Moncayo et al. 2001).

Estudios paleolimnológicos relativos al Cuaternario del lago de Cuitzeo abarcan análisis de susceptibilidad magnética y geoquímica (Israde et al. 1997, 1998, 2000; Urrutia et al. en proceso), palinología (Velázquez 1999, Velázquez et al., 2000), diatomeas fósiles (Israde, 1997; Israde et al., 2000). En los lagos cercanos de Pátzcuaro los estudios comprenden análisis de polen y diatomeas (Hutchinson et al., 1956; Bradbury, 1971,1998, 2000; Watts y Bradbury ,1982), propiedades magnéticas y química de sedimentos (O'Hara et al., 1993), ostrácodos (Bridgwater et al., 1999). En Zacapu (Metcalfe et al., 1989; Metcalfe, 1995) y La Piscina de Yuriria (Metcalfe et al., 1994) los estudios han sido más detallados y a pesar de la intensa actividad volcánica y la influencia antrópica, que complica la interpretación paleoclimática, se observa a grandes rasgos que coinciden con una tendencia a niveles lacustres bajos y condiciones secas en el Holoceno. Estas tendencias son interrumpidas por una fase con características húmedas entre ca. 5,500 y 8,500 años A.P. y la otra con condiciones fluctuantes entre 2,000 y 4,000 (Fritz et al., 2001). Las condiciones paleoambientales registradas en los lagos de Zacapu y la Piscina de Yuriria cambian sobre todo durante el Holoceno medio (ca. 7,000 a 5,000 anos A.P) al igual que en el lago de Pátzcuaro, observándose bajos niveles lacustres que pueden ser atribuidos a un ingreso importante de sedimentos. Mientras que en Pátzcuaro entre 3,200 años A.P. y 2,800 años A. P. un depósito de arcillas ricas en hierro asociadas a un incremento de Aulacoseira ambigua (Grunow) Simonsen, indica posiblemente altos niveles lacustres en respuesta a un incremento de precipitación sucesiva a los bajos niveles registrados en el Holoceno medio y Holoceno tardío (Bradbury, 2000).

En general los estudios han sido dirigidos a conocer las fases climáticas del Holoceno a excepción de los estudios de Watts y Bradbury, 1982, Bradbury, 2000 y Metcalfe, 1992) que abarcan una parte del Pleistoceno superior.

Condiciones actuales del lago

Hidrológicamente Cuitzeo se encuentra en una cuenca con amplias planicies en su parte central, presentando un relieve montañoso de la Sierra de Mil Cumbres hacia el Sur. La superficie aproximada de la cuenca es de 4,000 km² variando de acuerdo a los cambios en la precipitación y sequías (Mendoza, 2002). El lago cubre alrededor de 300 km² y se subdivide en dos grandes vasos. En general es muy somero contando con una profundidad media de 0.76 m y máxima de 1.85 m en el vaso este. El vaso oeste mantiene pocos centímetros de profundidad en período estivo. Es alimentado por dos ríos el Río Grande y el de Queréndaro (Fig. 1), otros aportes de agua hacia el lago provienen de los 30 reservorios termales que descargan a lo largo de un sistema regional E-O. De acuerdo a las investigaciones de Mendoza (2002), la región mantiene un gradiente térmico y de humedad, incrementándose la precipitación de Norte a Sur, mientras que la temperatura asciende de S a N. Conforma la transición entre los climas templado seco al templado húmedo, presentando lluvias de tipo convectivo que están restringidas de los meses de junio a octubre con una precipitación media anual de 841.98 mm que es muy variable (Desv. St = 190.41, C.V = 22.6). Su temperatura media es de 17.3 grados centígrados (Desv. St = 1.4, C.V = 8).

Los análisis de series de tiempo realizados por Mendoza (2002) indican tres períodos relativamente secos, de 1940 a 1960, de 1980 a 1990 y de 1995 al 2000, teniendo el vaso Oeste períodos de total desecación anual recurrente. Este cuerpo de agua se secó casi en su totalidad en los años 1942, y 1962 (Alvarado et al. 1994) y los ochentas (Chacón-Torres et al., 2000) presentando un corto período húmedo entre 1990 y 1995 en el que la superficie ocupada por el lago (en 1995), fue de 350 km². Una reducción importante de la amplitud del lago fue registrada en 1986 ocupando un área de 250 km².

Desde el punto de vista de la fisicoquímica del lago los parámetros que dominan son muy variables (tabla 1) vistos los diferentes ambientes que lo conforman y su asociación con las numerosas fuentes hidrotermales que bordean el lago. Las concentraciones iónicas menores se observan en el drén Queréndaro (Cloro, Sodio, Potasio, bicarbonatos y sulfatos), por efecto de dilución al ingreso de los afluentes. En cambio las conductividades más altas se observaron en la Palma, Iramuco y San Agustín que presentan condiciones de evaporación más es notoria aumentando grandemente los valores de Cloro y Sodio. Respecto al pH, este se mantiene entre 8 y 9, las aguas de los puntos muestreados en el lago son de tipo Sódico-cloruradas-bicarbonatadas. Los sulfatos presentan altas concentraciones en la estación Queréndaro y San Juan Tararameo, estos son aportados por las aguas termales aunque otra componente la conforma la gran cantidad de residuos de origen urbano e industrial descargan hacia al lago principalmente a través del Río Grande de Morelia, así como agroquímicos de las zonas de cultivo de su entorno a través de canales y por filtración.

La influencia del hidrotermalismo en el borde sur del lago tiene un reflejo en los anteriores resultados. Los análisis de los manantiales de la rivera del lago que han sido realizados por la C.F.E. (Tello 1984), tabla 2, muestran que las temperaturas de estos reservorios varían entre 29°C (San Bartolomé Coro) hasta 93°C (Zimirao) presentándose, desde el punto de vista geoquímico, tres tipos de aguas sódicas-bicarbonatadas, sódicas-sulfatadas y sódicas-cloruradas-bicarbonatadas.

El primero de tipo sódico-bicarbonatado corresponde a las captaciones de Coro, Chucándiro, Atzimba y Huandacareo. Se trata de aguas de origen meteórico con baja salinidad (300 a 400 mg/l) y con un contenido de cloruros menor a 10 mg/l.

El segundo tipo geoquímico es sulfatado-sódico y comprende los manantiales de San Agustín del Pulque, Estación Queréndaro, San Agustín del Maíz y San Juan Tarameo. Las concentraciones de cloruros en estos manantiales varía de 95 mg/l en San Agustín del Pulque hasta 280 mg/l en San Juan Tararameo.

La zona de Araró presenta abundancia de CO₂, H₂ y H₂O y altas temperaturas, que la han hecho atractiva para generar energía eléctrica a partir de vapor endógeno (Tello 1984).

El ecosistema subacuático del lago lo conforman plantas xerofíticas, halófitas, Typha spp. y Sagittaria principalmente. Mientras que la producción biológica dentro del lago está concentrada a algas entre ellas diatomeas y algas azul verdes, éstas últimas dominando en la estación de Iramuco), peces (goodeidae, Cyprinidae y Atherinidae), culebras y aves migratorias(Chacón -Torres et al., 2000).

Las diatomeas que viven actualmente en el lago así como su abundancia relativa fue registrada en el año 1999 y abarcó los períodos estivo y de estiaje. Los sitios que presentan una abundancia mayor de diatomeas corresponden a la estación Querendaro y el Dren Querendaro que son las descargas de uso doméstico e industrial que llegan a través del rio Grande de Morelia y del río Zinapécuaro-Querendaro.

En la tabla 3 se observa que en el lago dominan las especies pennales sobre las centrales siendo Amphora lybica la especie presente en todas las épocas y en todos los sitios.

Materiales y métodos

Basados en los precedentes estudios geológicos y gravimétricos (Arredondo, 1983; Israde et al., 1992; Israde, 1995) en la cuenca de Cuitzeo se seleccionó un sitio en el centro del lago (101° 08'25"W y 19° 55' 18" N) en el que se perforó un pozo de 27 metros (Fig.1).

Se extrajeron intervalos de sedimentos con longitudes de 30 a 90 cm con la ayuda de una máquina marca Longgear operada a presión neumática.

Los intervalos fueron encapsulados en tubos de aluminio. La longitud y ancho (4 pulgadas) de los tubos evitó la deformación en los intervalos de sedimentos extraídos y siendo la litología homogénea (arcillas y limos arcillosos) se obtuvo una recuperación al 90% del material.

Una vez extraídos los sedimentos del tubo se dividieron a la mitad para realizar distintos muestreos en intervalos de 10 cm.

Con el propósito de eliminar impurezas de las diatomeas se requirió pesar 0.5 gr de sedimento seco, que fue tratado con peróxido de hidrógeno al 30% para eliminar la materia orgánica. Después de sucesivos enjuagues con agua destilada hasta alcanzar el pH neutro, la muestra fue tratada con HCl con el fin de eliminar los posibles carbonatos. Se enjuagó nuevamente la muestra hasta alcanzar la neutralidad.

En ambos casos el material fue precalentado por alrededor de ocho horas a temperaturas menores a 100°C. Sucesivamente una alícuota de dos microlitros se colocó en un cubreobjetos y se dejó secar a temperatura ambiente. Una vez seca la muestra se montó con nafrax (resina con alto índice de refracción i.r = 1.73).

Se contaron por laminilla 500 valvas en la mayoría de los casos, solo cuando se observaban escasas o fragmentadas se contaban un mínimo de 200 valvas. Las frústulas enteras se contaron como valvas y en el caso de diatomeas fragmentadas solo se contaron cuando se observaba algún rasgo característico para su determinación, tal como el centro de la valva, o su ornamentación en más de la mitad de la valva. La determinación de las diatomeas se llevó a cabo mediante las siguientes referencias taxonómicas: Hustedt, 1930, 1957; Hubber-Pestalozzi, 1942; Krammer y Lange Bertalott, 1986, 1988, 1991; Gasse, 1980; Gasse, 1986; Yang y Dickman, 1993 y B. Hartley, 1996. En total se distinguieron 148 taxa graficando solamente los taxa representativos que eran comunes (abundancia relativa entre 5 y 30%) y dominantes (porcentajes mayores al 30%).

Los datos obtenidos de los fueron transformados a porcentajes y graficados como abundancias relativas. Las diatomeas más comunes y abundantes a lo largo del núcleo se graficaron mediante el programa Tilia (Grimm, 1991-1993) representando la profundidad a la que se encontraban, la abundancia relativa de cada especie y su diversidad. Una vez obtenido el diagrama fueron insertadas zonas de diatomeas con base en los cambios observados en las agrupaciones de las especies dominantes, que son producto de cambios en la ecología a través del tiempo.

Las diatomeas que ofrecen información ecológica y que son comunes o dominantes fueron seleccionadas en grupos y representan hábitat y salinidad característicos en el intervalo de tiempo estudiado distinguiendose formas planctónicas de agua dulce, ticoplanctónicas, bénticas de agua dulce, planctónicas de aguas con tendencia a ser salinas y bénticas de aguas de hábitat salinos las cuales están indicadas en la Fig. 4.

Se realizaron nueve fechamientos por C14 (Carbono catorce) con corrección de D¹³ en muestra total en el laboratorio de Geocronología de la Universidad de Arizona. Se muestrearon sedimentos orgánicos insolubles en los primeros ocho metros del núcleo que abarcan una edad de 42,000 años).

El proceso consistió en la remoción de los carbonatos tratando las muestras con una solución de NaOH al 2% para remover el carbono orgánico soluble. Se dejo la muestra ligeramente ácida antes de secarla para tener la certeza de que no se incluyera CO₂ atmosférico durante el secado.

Todos los fechamientos fueron normalizados a δ¹³C = -25 por mil. Las muestras cuyo δ¹³ C fue alto (>-18 por mil) no fueron tomadas en cuenta. Tales muestras evidenciaron claramente la adición de bicarbonatos provenientes de manantiales termales hacia el carbono orgánico original en la muestra.

Resultados

ESTRATIGRAFÍA

La litología característica del núcleo está conformada por una serie de sedimentos color gris a gris verdoso, de textura suave en los que predominan las arcillas plásticas, seguidas por limos arenosos que se intercalan con diatomitas y cenizas volcánicas (Fig. 3). Estas últimas registradas muy claramente de los 4.70 a los 5.48 m. y de los 25 a 25.20 m. Se observan otros episodios de influencia volcánica, sin embargo están retrabajadas (depósitos epiclásticos).

Con la finalidad de tener más claridad en la variación de las edades en los sedimentos, los resultados de los fechamientos se colocaron en una gráfica profundidad-tiempo en ella se observa un incremento en edad conforme se incrementa la profundidad. Utilizando la recta obtenida para estos datos, podemos sugerir una edad aproximada de 120,000 años en la parte terminal del núcleo (Fig. 2).

Se observa un hiatus importante entre 8,000 y 17,605 años en el lago de Cuitzeo, éste también ha sido registrado en otros lagos y debe tener una importancia regional.

Períodos de aridez y /o erosión en el centro de México han sido registrados igualmente en la cuenca de Zacapu c.a 9,000 años a.P (Metcalfe 1994, 1995 ) y bajos niveles lacustres en el lago de Patzcuaro alrededor de 9,500 a.P. extendiéndose hasta 13,000 años a.P (Bradbury, 1982, Bradbury 2000).

En lagos más lejanos de la cuenca de Mexico evidencias de fases más secas se observan en Texcoco entre 14,000 to 6,000 años A.P. Lozano y Ortega 1998), en la cuenca de Tecocomulco un hiatus se registra entre ca. 15,000 a 3,500 años. A.P. (Caballero et al. 1999), mientras que en la cuenca de Chalco aparece un hiatus entre 9,000 y 5,000 años A.P. (Urrutia-Fucugauchi et al. 1995, Caballero 1997).

ANÁLISIS DE DIATOMEAS

En el registro de diatomeas del núcleo de 27 metros se observan tres breves episodios en que el nivel del lago es tendiente a alto dominando Aulacoseira sp. y Stephanodiscus sp., sin embargo la flora dominante es de tipo arafideo y ticoplanctónica en la que Staurosira construens y su var. venter sobresale por su abundancia ,esta última especie compite con las formas epifítico-bentónicas sobre todo en la zona 1 (Fig.4).

Hantzschia amphioxys (Ehrenberg) Grunow, que es un taxa común en hábitats aerófilos se reporta hacia la cima del núcleo acompañada de formas de hábitats más salinos sugiriendo un espejo de agua muy bajo y concentrado en sales.

En cuanto al pH se observa que aumenta hacia la cima del núcleo testimoniada por Anomoeoneis sphaerophora (Kutzing) que prefiere nichos con valores de pH mayores a 8.5 (alcalifila-alcalibionte) indicando concentraciones iónicas más elevadás, especies que se reportan en aguas con alcalinidad elevada son A. lybica, A. granulata, Stephanodiscus minutulus y Stephanodiscus niagarae (Gasse 1986).

Otras formas salinas más comunes en los últimos ca. 40,000 años son Navícula halophila y Campilodiscus clypeous esta última se ha observado en hábitats con conductividades que oscilan entre 3,000 y >10,000 µS cm⁻¹ (Gasse 1986). Asociándose C. Meneghiniana que soporta un alto rango de conductividades ( Gasse 1986, Cholnoky 1968).

A nivel de la sedimentación se observa una anomalía identificada como un hiatus entre 17,605 y 8,830 años A.P que marca un cambio en el depósito de las diatomeas del lago reemplazandose Staurosira construens por Cyclotella meneghiniana (Fig.4).

Niveles volcánicos in situ se presentan dentro de tres episodios de no depósito a diatomeas reconocibles de 4.70 a 5.48 m (ca.25,000 años A.P), 7.10 a 8.20m (ca.35,000 años A.P) y entre 25 a 25.20 m. (ca. 120,000 años A.P). Se observa que sucesivamente a un evento volcánico la especie colonizadora es S. construens, Ehrenberg. Fig.4.

Los sedimentos extraídos se pueden subdividir en tres fases lacustres que son separados en la mayoría de los casos por ausencia de diatomeas e incremento de material terrígeno en tres ocasiones dentro del ciclo sedimentario, a estos intervalos de ausencia de diatomeas les hemos denominado discontinuidades, en el sentido que son interrupciones en el registro de diatomeas (Figs. 3 y 4 y Tabla 4 y 5).

PRIMERA FASE

ZONA A; 27.30 a 22.60m (después de 100,000 años A.P?).

Litológicamente la base del núcleo esta constituida por arcillas color negro que hacia la cima se vuelven limo-arenosas de color verdoso.

Las especies características de 27.29 a 25.10 m corresponden a N. amphibia (Grunow), A. granulata (Herenberg), R. gibberula (Ehrenberg) y P. gibba y P. viridis (Nitzsch).

Ascendiendo estratigráficamente el genero Staurosira domina entre los 24.50 a 26.50 m y el taxa subdominante es N. cryptocephala (Kützing), acompañado de C. placentula (Ehrenberg) y Epithemia spp.,aunque resalta la aparición de S. niagarae.

Hacia la cima cambian las asociaciones dominando Epithemia, spp., C. placentula, N. cryptocephala y R. gibberula.

Este conjunto sugiere para esta zona 1A un lago circumneutral a ligeramente alcalino, que por un corto período aumenta su nivel con más alta concentración de sales hacia la cima.

ZONA 1B; 22.60 a 21.30 m. (ca.90,000 años A.P.?).

Esta zona esta caracterizada por tres especies dominando S. minutulus y A. distans con menores porcentajes de S. niagarae.

La interpretación paleoecológica en esta zona indica que después del anterior intervalo el lago experimenta una ligera recuperación en su nivel, evidenciado por los taxa dominantes S. minutulus y A. distans. En general estas especies habitan ambientes tendencialmente eutróficos y aguas bajas (Bradbury 2000).

A. distans es una especie que prefiere hábitats con ácido a circumneutral, posiblemente este episodio se caracterizó por una abundante vegetación acuática y turbulencia, sin embargo porcentajes menores de S. niagarae y la ausencia de formas más bentónicas sugieren una tendencia hacia el aumento del nivel del lago.

La aparición de formas acidófilas (A. distans) asociadas con formas alcalófilas (S. minutulus, S. niagarae y R. gibberula) sugieren cambios en el régimen hidrológico de la cuenca. Estos cambios en la siguiente etapa de depósito produjeron el sucesivo ingreso de abundante material terrígeno y la ausencia de diatomeas que caracteriza la siguiente discontinuidad.

DISCONTINUIDAD

21.30 a 11.60 m. (entre 90,000 a ca. 50,000 años A. P?).

En este intervalo hay esporádicas apariciones de diatomeas tales como A. lybica y la litología es dominada por limos arenosos intercalados con niveles de cenizas volcánicas trabajadas.

SEGUNDA FASE

ZONA II A; 11.60 m a 8.30 m, (ca. 50,000 años a.P a ca. 41.000 A. P)

Esta zona está caracterizada por distintas facies litológicas que varían de arcillas finas, limos arcillosos y arcillas limosas (con horizontes oxidados que pueden ser indicativos de frecuentes períodos de emersión) haciéndose más limo arenoso hacia la cima.

En esta zona es abundante S. construens alternando con C. meneghiniana. Se observa la presencia de Amphora lybica., P. salinarum (Grunow) y Epithemia spp. y N. amphibia como formas acompañantes.

Paleoecológicamente los altos porcentajes de S. construens sugieren condiciones con cierta alcalinidad (pH 7.5 a 7.8) (Cholnoky, 1968), coloniza generalmente ambientes circumneutrales de poca turbidez. Esta especie alterna con C. meneghiniana, N. amphibia y E. adnata (Kutzing) que son taxa perifíticos de ambientes generalmente túrbidos.

S. construens y C. meneghiniana son dos taxa antagónicos ya que Staurosira es de ambientes oligo- mesotróficos mientras que C. meneghiniana es de ambientes más túrbidos y eutróficos. Esta alternancia está indicando que el lago se torna muy inestable con numerosas fluctuaciones en su nivel probablemente períodos estacionales de lluvias y secas.

En el centro de este episodio S. niagarae asociada con A. granulata son indicativas de una tendencia al incremento en la alcalinidad y profundidad en el nivel del lago sugiriendo otra posible pequeña fase húmeda. Esta fase tiene una corta duración ya que sucesivamente un repentino descenso del nivel del lago está representado por P. salinarum (Grunow) donde alcanza su máxima abundancia acumulativa. Se trata de una especie bentónica o perifítica y se observa en aguas someras y concentradas de lagos alcalinos y concentrados en sales disueltas (Patrick y Reimer 1966).

Hacia el intervalo final de la zona A. lybica (Ehrenberg) que es un taxón epifítico, de aguas estancadas y ligeramente ácidas, alcanza su máxima dominancia. Sin embargo la especie dominante en todo el intervalo es S. construens y su variedad venter alcanza el 80% del total de las diatomeas contadas.

DISCONTINUIDAD 2.

Sucesivo al anterior episodio (zona II A), se observa otro nivel con ausencia de diatomeas dominando sedimentos epiclásticos en la base que llegan a conformar espesores de hasta 60 cm que pasan a un limo arenoso. Este último sugiere un nivel del lago muy bajo en grado de depositar en su centro sedimentos de granulometría media. Como en la discontinuidad 1, se observan abundantes restos de gasterópodos que requieren para desarrollarse aguas bajas y oxigenadas.

ZONA IIB; 6.90 a 5.40 m. (ca. 30, 000 años A.P).

Las especies características de esta zona muestran fragmentación, sin embargo existe una tendencia a la dominancia de Staurosira, siendo otras especies dominantes en breves intervalos C. meneghiniana y A. granulata. Como se observa en la Figura 4 ,en la base C. meneghiniana alcanza el 80% de abundancia en la muestra, acompañada de A. sphaerophora y C. placentula como formas acompañantes.

En la parte central de este intervalo se vuelve dominante A. granulata y otras especies características como C. clypeus (Ehrenberg) y A. Sphaerophora.

Esta zona tiene semejanza con la anterior difiriendo por la mayor abundancia de formas que habitan nichos salinos. Se sugiere para este episodio un lago con aguas bajas, con alcalinidad posiblemente mayor a 8.5 por la presencia de A. sphaerophora y C. clypeous que a pesar de que se encuentran en concentraciones menores al 20% están indicando una fase de incremento en la concentración de sales (Gasse 1986) así como turbidez sugerida por A. granulata y C. meneghiniana; al final de este intervalo y por un corto período, el lago se vuelve paulatinamente más profundo, alcalino y tendencialmente oligotrófico a mesotrófico alcanzando S. construens una abundancia relativa casi del 100%.

DISCONTINUIDAD 3

5.40 a 4.70 m (ca 25,000 años A.P.).

El depósito de diatomeas se interrumpe debido a una importante actividad volcánica manifestándose en la secuencia lacustre con el depósito de 70 cm de ceniza volcánica.

ZONA IIC 4.10 m a 2.60 m. (ca. 20,000 a ca. 18,500 A.P.).

Hacia ca. 20,000 años A.P. y sucesivo al anterior evento volcánico, el lago retoma sus características anteriores con S. construens y P. pinnata (Ehrenberg) como dominantes y una constancia de A. sphaeropora como forma acompañante. Esta zona termina con la presencia de S. niagarae (>70%).

El ambiente que se infiere en esta zona corresponde a bajos niveles lacustres, con aguas tendientes a mesotróficas, circumneutrales a ligeramente alcalinas, con ingresos de iones en solución por la constancia de A. sphaeropora. Posiblemente la actividad hidrotermal fue importante para permitir el desarrollo de esta especie.

Hacia la cima el lago se vuelve más profundo y turbido por un corto intervalo apareciendo S. niagarae (80%) y A. granulata.

TERCERA FASE

ZONA III; 2.60 m a 0 m. (ca.17,605 años A.P al reciente).

La última fase que se registra en el lago de Cuitzeo inicia a los 17,605 años A.P, y muestra un repentino decremento de S. construens que dominó a todo lo largo de la fase anterior para dar paso a un paulatino aumento de C. meneghiniana. La acompañan N. cryptocephala, N. amphibia, A. sphaeropora y A. granulata.

En general se trata de concentraciones iónicas más elevadas (A. sphaeropora), mayor turbidéz (C. meneghiniana y A. granulata) y menor profundidad dado el incremento de especies perifíticas (N. cryptocephala, N. Amphibia, A. lybica).

Este último evento puede separarse en tres momentos (Tabla 4).

El primero inicia en el tardo Glacial manifestandose un claro decremento en Staurosira que dominó en la historia Cuaternaria de Cuitzeo.

Considerando las tazas de depósito que hubo arriba y debajo de ese lapso, se observa una anomalía en el patrón de sedimentación, infiriendo un importante hiatus corroborado además porque durante este episodio no se observaron suelos ni niveles oxidados sugiriendo que no hubo emersión del fondo del lago.

En el segundo momento registrado durante el Holoceno medio de ca 7,000 años A.P a ca 4,000 años A.P (1.80 a 1.10 metros), C. meneghiniana-N. cryptocephala-C. clypeus-A. minutissima (Küzing) componen la asociación de diatomeas.

N. cryptocephala es la especie dominante pero hacia la cima se incrementa el porcentaje de C. meneghiniana con Rhopalodia gibba como especie acompañante sugiriendo un incremento en las condiciones iónicas.

El conjunto de diatomeas muestra una tendencia a condiciones de niveles más bajos, posiblemente más áridas, pero con pequeños episodios fluviales en los que el nivel del espejo de agua se incrementa permitiendo el desarrollo de A. granulata que se desarrolla en ambientes túrbidos. Sucesivamente Staurosira sp. decrece considerablemente para dar lugar al desarrollo de C. meneghiniana y R. gibba.

C. cymbiformis (Agardh), N. cryptocephala y otras especies perifíticas también incrementan pero entre ellas es muy característica la presencia de A. minutissima, los datos sinecológicos de esta especie sugieren un ambiente de aguas oxigenadas (Gasse 1986).

En el tercer momento, durante el Holoceno tardío de 3,000 años A.P a ca 400 años A. P (110 to 40 cm) C. meneghiniana y N. amphibia son las especies dominantes y son características de ambientes eutróficos, estas dos especies se han encontrado asociadas en los lagos Kindai y Gawani (Gasse 1986).

Para los últimos ca. 400 años A.P. (cima del núcleo) la diversificación de las diatomeas es muy escasa y se vuelve una comunidad casi monoespecifica de C. meneghiniana, que habita el plancton de lagos someros (Gasse 1986).

Comparando el registro paleoambiental de estos últimos 400 años con la flora que habita el presente lago, en la que los taxa dominantes son N. palea, N. amphibia y A. lybica se deduce un incremento de la conductividad del lago, del trofismo (Shoeman 1973) y un espejo de aguas más bajas. N. palea ha sido observada en lagos que presentan influencia antropogénica (Lowe, 1974). En el lago de Cuitzeo la contaminación actual es evidente.

RECONSTRUCCION PALEOLIMNOLÓGICA

Primera fase: 21.30 a 27.30 m

Inicia de los 27.30 metros entre ca.120,000 a ca. 105,000 años A.P. El centro del extenso lago de Cuitzeo fue de profundidad moderada (menos de 10 metros) circumneutral a alcalino, con abundante vegetación acuática y cierta turbulencia.

Al final de este episodio el lago muestra una tendencia a una marcada recuperación en el nivel lacustre con diatomeas planctónicas que indican un lago abierto y más profundo con poca vegetación acuática

El depósito de diatomeas viene interrumpido por un intervalo de ca. 10 m. en el que los limos arenosos son comunes y se intercalan con eventos volcánicos.

Segunda fase: 11.60 a 2.60 m.

De ca. 56,000 años A.P a ca. 25,000 años A.P el lago muestra bajos niveles lacustres seguidos por breves episodios de recuperación aunque la tendencia general es un nivel bajo.

Químicamente hay un regreso a las condiciones circumneutrales a levemente alcalinas sin embargo hay una tendencia a condiciones más salinas.

Este segundo episodio es interrumpido por otro importante evento volcánico que deposita .70 m de fina ceniza volcánica en este momento el registro de diatomeas desaparece.

Al final de la segunda fase y durante la tercera fase (2.60 a 0 metros) ca.20,000 años A.P. al reciente se observa claramente un progresivo cambio de condiciones menos túrbidas a más túrbidas alrededor de los 18,000 años A.P, con un incremento de las especies ticoplanctonicas y el decremento de formas litorales.

C. meneghiniana es característica de los últimos 17,605 años A.P hasta la parte superior del núcleo. Este taxón es muy común en aguas ricas en materia orgánica de medio a alto contenido mineral.

En general en el registro de Cuitzeo el conjunto de especies dominantes Staurosira spp. y C. placentula (5.50 a 7.00 m y 9.50 m a 10.00 m) indica probablemente períodos de reflujo de corrientes fluviales en el sitio siendo un lago de agua dulce (Bradbury 1989).

A. sphaerophora aparece entorno a 50,000 años A.P y es casi constante desde ca. 18,000 años A.P. hasta los 930 años A.P., este taxón es eurihalobe (Kolbe,1927) y alcalibionte alcanzando su máximo desarrollo en aguas ricas en bicarbonato de sodio (Iltis 1974).

COMPARACION CON OTRAS CUENCAS DE MICHOACÁN

Cuencas limítrofes a Cuitzeo comprenden la de Zacapu, que ha sido ampliamente estudiada a partir del último máximo glacial (ca. 25,000 años) hasta el presente (Metcalfe, 1992 y la de Pátzcuaro Bradbury (2000) cuyo registro se extiende hasta el intervalo pleniglacial-tardiglacial. Comparando este rango de tiempo que abarca los primeros metros del registro del núcleo de Cuitzeo (Fig. 3) se observa que entre 25,000 y 10,000 años A.P. (intervalo pleniglacial y tardo glacial), el lago de Pátzcuaro se caracteriza por Aulacoseira y Stephanodiscus que indican condiciones frías y niveles lacustres profundos (Bradbury, 2000). Altos porcentajes de Staurosira spp. en el lago de Pátzcuaro entre 13,000 y 10,000 años A.P. sugieren bajos niveles lacustres. Sin embargo, la presencia de S. oregonicus y A. islandica indica ingresos de humedad hacia la cuenca (Bradbury 2000).

En el registro de Cuitzeo se observan porcentajes bajos de Stephanodiscus y Aulacoseira (<20%) entre ca. 17,000 y 20,000 años A.P. que sugieren también cierta profundidad. Entre ca. 16,000 años A. P y 6, 000 años (tardi glacial), se presenten condiciones de aguas tendientes a diluídas con vegetación de pantano, a pesar de que domina Staurosira se tienen porcentajes bajos (<5%) de formas halófilas y una constancia de formas perifiticas a lo largo de este período. En el lago de Cuitzeo, un hiatus entre 8,830 y 17,605 años A.P interrumpe la sedimentación.

En relación a la cuenca de Zacapu, Metcalfe 1994,1997 y Fritz et al., 2000, sugieren la existencia de un lago profundo antes de 28,000 años A.P., seguido por una interrupción en el registro durante el último máximo glacial (Metcalfe, 1992). El registro reaparece entre 6,000 y 8,000 años A.P. identificando episodios de pantano poco profundo en el contexto de un clima tendiente a templado húmedo. A partir del Holoceno medio tardío, de ca. 7,000 a ca. 4,000 años A. P. (Arnauld, 1997) y entre 6,000 y 5,000 años A. P. (Fritz et al., 2000) condiciones más secas se establecen, presentándose un lago de aguas salobres y eutróficas. Mientras que de ca. 5,000 años A.P. a 2,069 A.P. se detecta un clima seco que va de acuerdo con las tendencias registradas para los lagos de Pátzcuaro y Cuitzeo.

En el lago de Pátzcuaro entre 7,000 y 5,000 A.P. (Holoceno medio) las asociaciones de diatomeas testimonian que fue un lago de aguas dulces pero con bajo nivel lacustre probablemente por incremento de la sedimentación (Bradbury 2000). Condiciones más áridas se establecen durante el Holoceno alrededor de los 5,000 años A.P. (Watts y Bradbury 1982).

En Cuitzeo se registran condiciones semi templadas a tendientes a áridas entre ca. 6,000 años A. P. a 1,700 años A.P. esta tendencia es interrumpida por una fase más árida hacia 5,000 años A.P. que se manifiesta por la aparición de formas salinas tales como R. gibberula y C. rudolpii. N. halófila, estas dos últimas en porcentajes menores a 5%.

Las asociaciones de diatomeas y polen observados en los últimos 1,000 años en al lago de Cuitzeo sugieren un incremento de erosión y condiciones de turbidez y eutroficación y una tendencia a condiciones más secas (Velázquez et al., 2000). Esto se observa también en las cuencas aledañas de Pátzcuaro y Zacapu. Probablemente la presencia del hombre ha contribuido a estos cambios en las condiciones ambientales de estos lagos.

En resumen existen semejanzas entre el registro de diatomeas de los últimos ca. 35,000 años en el Lago de Pátzcuaro (Bradbury, 2000) con el de Cuitzeo, principalmente entre ca. 25,000 y 13,000 años A.P, entre ca.13,000 y 10,000 y a los ca.5,000 años A. P.

En el lago de Zacapu el registro de diatomeas de los últimos 8,000 años muestra en general condiciones de aguas bajas al igual que en el lago de Cuitzeo y el de Pátzcuaro.

Cabe mencionar que la geometría de los lagos representan otro parámetro que aunado a la circulación atmósferica produce cambios importantes en los niveles lacustres. En el caso de la región norte de Michoacán, la superficie expuesta a la evaporación ha sido más amplia en la cuenca plana de Cuitzeo que en la cuenca en "V" de Pátzcuaro, además de la diferencia de tirantes de agua entre Cuitzeo y Pátzcuaro por razones de la morfología del vaso.

El comportamiento de los patrones de circulación atmósfera-océano (particularmente el desplazamiento e intensificación de la celda de alta presión de las Bermudas) deben tener una influencia importante en los registros paleolimnologicos de los lagos del norte de Michoacan generando cambios climáticos a nivel continental como lo sugieren Metcalfe et al., 2000. Según las autoras durante el último máximo glacial (23,000 a 10,000 años A.P.) fases húmedas se observan a lo largo de la costa pacifica desde la región de centro América hasta el suroeste de Estados Unidos, mientras que en el Holoceno medio tardío el desplazamiento de las celdas de alta presión de las Bermudas genera condiciones secas en el centro de México (Metcalfe et al., 2000) que coincide con lo observado en el lago de Pátzcuaro, Zacapu y Cuitzeo.

Conclusiones

El sistema lacustre de Cuitzeo ha evolucionado a partir del Mioceno tardío como resultado de dos fases tectónicas. En la segunda fase el lago se establece en su posición actual. La subsidencia de esta cuenca ha sido continua para permitir que el aporte sedimentario sea menor que el ingreso de agua al lago a través de drenajes superficiales, precipitación y manantiales.

El conjunto de diatomeas de los 27 metros de sedimentos extraídos del centro del lago de Cuitzeo sugieren que en tres períodos el lago ha tenido un nivel lacustre tendiente a alto, sin embargo condiciones profundas no se han dado en particular a través del Holoceno (últimos 10,000 años). Es importante mencionar que tendencias semejantes para el holoceno se observan en los lagos de Pátzcuaro y exlago de Zacapu, al sur y oeste del lago de Cuitzeo respectivamente.

Los bajos niveles lacustres observados en el último decenio están asociados a la extracción de agua superficial y subterránea para usos urbanos y agrícolas y a la reducción de la precipitación media anual.

Los procesos vulcano-tectónicos han sido fundamentales en la evolución Plio-Cuaternaria del lago de Cuitzeo y no permiten una clara interpretación sobre todo del registro biológico. Las oscilaciones climáticas también tienen una influencia directa sobre los episodios de ascenso y descenso de los niveles lacustres en el pasado.

Un hiatus de probable importancia regional se observa entre 8,000 y 17,000 años A.P indicando una fase intensa de erosión en la región.

El análisis del origen y evolución de los lagos del centro de México puede contribuir grandemente a entender las relaciones con la tectónica y los procesos climáticos que se dieron en la zona. Los datos obtenidos a través de la extracción de núcleos continuos en los distintos lagos acompañados de fechamientos con severo control apoyará al banco de datos a nivel mundial encaminados a reconstruir los patrones de circulación atmosférica para los períodos glaciares e interglaciares.

Agradecimientos:

Los autores manifiestan su agradecimiento a la C.F.E. (Ing. Nicolás Velásquez) por el análisis de las aguas del lago y al Dr. E. Tello por permitirnos presentar la química de los manantiales del lago, a la Dra. Margarita Caballero M. y a la Dra. Sarah Davies por las sugerencias en la elaboración de este trabajo, a la Dra. Vera Markgraf y al Dr. Platt Bradbury por su ayuda y sugerencias con las graficas presentadas.

Esta contribución se realizó gracias al financiamiento del CONACYT proyecto G28528-T y de la coordinación de Investigación Científica de la Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo.

ALVARADO DÍAZ, J. T., T. R. ZUBIETA ROJAS, R. ORTEGA MURILLO, A. CHACÓN TORRES y R. ESPINOZA GÓMEZ, 1994, Hipertroficación de un lago tropical somero (Lago de Cuitzeo, Michoacán, México). En: Comisión de ecología del H. Congreso de Michoacán. LXVI Legislatura.         [ Links ]

ARREDONDO, F. J., 1983. Levantamiento gravimétrico en la zona central de la Laguna de Cuitzeo, Mich. (Comisión Federal de Electricidad), Informe 29/83 G.P.G. 11p.         [ Links ]

BAN, M., T. HASENAKA, H. DELGADO y N. TAKAOKA, 1992. K-Ar ages of lavas from shield volcanoes in the Michoacan-Guanajuato volcanic field, Mexico. Geofísica Internacional 4: 467-473.         [ Links ]

BARD, E., M. ARNOLD, R. G. FAIRBANKS y B. HAMMELIN, 1993. ²³⁰Th^-234 U and ¹⁴C ages obtained by mass spectometry on corals. Radiocarbon 35: 533-556.         [ Links ]

BRADBURY, P., 1971. Paleolimnology of lake Texcoco, Mexico, evidence from diatoms. Limnology and Oceanography 16: 180-200.         [ Links ]

BRADBURY, J. P., 1989, Late Quaternary lacustrine paleoenvironments in the Cuenca of Mexico, Quaternary. Science Reviews 8: 75-100.         [ Links ]

BRADBURY, J. P., 1998. A paleolimnological record of climate from Lago de Patzcuaro for the past 45 k.y. AMQUA. Puerto Vallarta. Mexico. 5-7 sept. p. 91        [ Links ]

BRADBURY, J. P., 2000. Limnologic history of Lago de Patzcuaro, Michoacan, México for the past 48,000 years: impacts of climate and man. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 163, p. 69-95.         [ Links ]

BRIDGWATER, D. N., A. J. HOLMES y S. O'HHARA, 1999. Complex controls on the trace-element chemistry of non marine ostracods: an example from Lake Patzcuaro, central Mexico. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 148: 117-131.         [ Links ]

BOURGOIS, J., V. RRNARD, J. AUBOIN, E. BARRIER, W. BANDY, T. CALMUS, J. C. CARFANTAN, J. GUERRERO, J. MAMMERICKX, B. MERCIER DE LEPINAY, F. MICHAUD y M. SOSSON 1988. Fragmentation en cours du bord Oest du Continent Nord-Americain: Les frontieres sous-marines du Block Jalisco (Mexique): Comptes Rendus Academie des Sciences, Paris, II, v.307, p.617-626.         [ Links ]

CABALLERO-MIRANDA, M., S. LOZANO-GARCÍA, J. URRUTIA-FUCUGAUCHI y J. L. MACÍAS, 1999. Environmental characteristics of Lake Tecocomulco Northern Basins of Mexico for the last ca. 50,000 years. Journal of Paleolimnology 22: 399-411.         [ Links ]

CHACÓN-TORRES, A., C. ROSAS-MONGE y J. ALVARADO-DÍAZ, 2000. The effects of hypereutrophication in a tropical Mexican lake. In: Aquatic Ecosystems of Mexico: Status and scope. (Edited by M. MUNA-WAR, S.G . LAWRENCE, I. F. MUNAWAR and D. F. MALLEY. Ecovision World Monograph Series. 89-101. The Netherlands.         [ Links ]

CHOLNOKY, B. J., 1968. Die Okologie der Diatomeen in binnengewassern, Kramer-Lehre, 699p.         [ Links ]

COMISIÓN FEDERAL DE ELECTRICIDAD, 1986. Muestra CU-8. Dataciones radiométricas en rocas del NW de Michoacán. Oficina de Geología. Reporte GG 10/86. (Inédito).11p.         [ Links ]

DE METS C. y S. STEIN, 1990. Present days kinematics of the Rivera Plate and implications for tectonics in Southern Mexico. Journal of Geophysical Research 95: 931-948.         [ Links ]

DE BUEN, F., 1943. Los lagos Michoacanos. I. Caracteres generales. Revista de la Sociedad Mexicana de Historia Natural 4: 211-232.         [ Links ]

FRITZ, C. S., S. METCALFE y W. DEAN, 2001. Holocene climate patterns in the Americas inferred from paleolimnological records. En Interhemispheric climate linkages. Vera Markgraf ed. Academic press. p. 241-263.         [ Links ]

GARDUÑO, V. H. e I. ISRADE, 1998. Existió interconexión entre los lagos de Zirahuén, Patzcuaro y Zacapu, Mich. Un punto de vista de la evolución geológica de las depresiones lacustres. Resumen 1º Congreso Nacional de Limnología. Morelia, Michoacan. p. 63        [ Links ]

GARDUÑO, V. H., 1987. Estudio Geológico preliminar del área de Tlalpujahua, Senguio, Mich. Comisión Federal de Electricidad. Reporte interno. GG 2/87. pp.30.         [ Links ]

GARDUÑO-MONROY, V. H., J. SPINNLER y E. CERAGIOLI, 1993. Geological and structural study of the Chapala rift state of Jalisco, México. Geofisica Internacional 32(3): 487-499.         [ Links ]

GASSE, F., 1980. Les diatomées lacustres Plio-Pleistocenes du Gadeb (Etiophie) Systematique, Paléoécologie, biostratigraphie. Revue algologique-Mémoire Hors-serie 3: 249 p.         [ Links ]

GASSE, F., 1986. East african diatoms.Taxonomy, ecological distribution. Biblioteca diatomologica. Band 11. J.Cramer .Berlin. Stuttgart. 201p.         [ Links ]

GASSE, F., 1991. African diatom Palaeocology and Biostratigraphy. Journal of African Earth Sciences 12 (1/2): 325-334.         [ Links ]

GRIMM, E. C., 1991-1993. "Tilia software". Illinois State Museum,Springfield.         [ Links ]

HARTLEY B., H. G. BARBER y J. R. CARTER, 1996. An atlas of British diatoms. Edited by P.A. Sims. 601p.         [ Links ]

HUBER-PESTALOZZI, G.,1942. Das Phytoplankton des Susswassers Diatomeen unter Mitwirkung von Dr. F. Hustedt. In A. Thiennemann (de.), Die Binnengewasser, Stuttgart. Band 16:367-549.         [ Links ]

HUSTEDT, F., 1930. Bacillariophyta (Diatomae). In Pascher, Die Susswasser-Flora Mitteleuropa, G. Fisher Henna 10: 466p.         [ Links ]

HUSTEDT, F., 1957. Die Diatomeenflora des fluss-systems der Wesser im Gebiet der Hansestand Bremen. Abh. Nat. Ver. Bremen 34 (3): 18-140.         [ Links ]

HUTCHINSON, G. E., R. PATRICK y E. S. DEEVEY, 1956. Sediments of Lake Patzcuaro, Michoacán. Mexico. Geologic Society American Bulletin 67: 1491-1504.         [ Links ]

ILTIS A., 1974. Phytoplancton des eaux nantroneés du Kanem (Tchad). VII. Structure des peuplements. Cah. O.R.S.T.O.M., Serie Hydrobiologie 8 (1): 51-76.         [ Links ]

INSTITUTO MEXICANO DEL PETRÓLEO, 1986. Estudio Petrogenético de las rocas igneas de la porción central del Eje Neovolcánico. Proyecto C-2006. Instituto Mexicano del Petroleo, Internal Report. 30.         [ Links ]

ISRADE I., V.GARDUÑO y M., FERRARI, 1992. El origen Transtensivo de la depresión del lago de Cuitzeo, VII Congreso Latinoamericano de Geología, Salamanca, España 4:127-131.         [ Links ]

ISRADE I., 1993. Diatomeas Neogenas del Sector Central del Cinturón Volcanico Mexicano (lago de Cuitzeo) y su relacion con la evolucion vulcano-tectonica. First International Conference on Climatic Change in Mexico. 1993: 69-70.         [ Links ]

ISRADE I., 1995. Bacini Lacustri dal Settore Centrale dall'arco vulcanico messicano. Stratigrafia ed evoluzione vulcanotettonica basata sulle diatomme.PhD Thesis. Università degli Studi di Milano. 254p.         [ Links ]

ISRADE I., 1997. Neogene-Holocene stratigraphy and paleolimnology of Cuitzeo Basin, North Michoacan. 14Th North American Diatom Symposium. University of Michigan. U.S.A pp.16.         [ Links ]

ISRADE I., 1998. Neogene diatoms of the central sector of the Mexican Volcanic Belt (Cuitzeo Lake) and its relationship with the volcano tectonic evolution. Quaternary International. Special publication. (43/44): 137-143.         [ Links ]

ISRADE-ALCÁNTARA, I. y V. H. GARDUÑO. 1999. Lacustrine record in a volcanic intra-arc setting: The evolution of the Late Neogene Cuitzeo Basin System (Cntral Western Mexico). Special Issue. In "Ancient and Recent lacustrine systems in convergent margins". L.Cabrera y A. Saez. Eds.         [ Links ] Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. Vol.151 Nº 1-3 PP. 209-227.         [ Links ]

ISRADE I., 1999. Lagos Tectónicos y Volcánicos En: GARDUÑO, CORONA P., ISRADE I., MENNELLA y ARREYGUE E., La carta geologica de Michoacán. Escala 1:250,000". CORONA CHAVEZ e ISRADE ISABEL, Editores. pp.45 a 73        [ Links ]

ISRADE, A. I. 1997. Neogene-Holocene stratigraphy and paleolimnology of Cuitzeo Basin, North Michoacan. 14Th North American Diatom Symposium. University of Michigan. U.S.A Pp. 16.         [ Links ]

ISRADE, I., M. CABALLERO, G. VILACLARA y A. RODRÍGUEZ-RAMÍREZ, 2000. Paleolimnological records from Central México basins, a multidisciplinary project.16 th. International Diatom Symposium. Atenas. Agosto 25 al 27, 2000.Pp.50.         [ Links ]

ISRADE ALCÁNTARA, I., J. URRUTIA FUCUGAUCHI y V. H. GARDUÑO MONROY, 1998, Rock magnetism and sediment chemistry of Pleistocene-Holocene sediments from Cuitzeo lake, Northern Michoacán, Mexico. AMQUA 1998. Abstracts of the 15Th bienial meeting. Vallarta, Mexico. Pp.118        [ Links ]

KRAMER, K. y H. LANGE BERTALOT, 1986. Bacillariophyceae Teil.1.Naviculaceae Susswassweflora von Mitteleuropa. Gustav Fisher,Stuttgart, New York. 876p.         [ Links ]

KRAMER, K. y H. LANGE BERTALOT, 1988 Bacillariophyceae 2/2Susswassweflora von Mitteleuropa. Gustav Fisher, Stuttgart, New York. 569 p.         [ Links ]

KRAMER, K. y H. LANGE BERTALOT, 1991. Bacillariophyceae, 2/3).Susswassweflora von Mitteleuropa. Gustav Fisher Verlag, New York. 576p.         [ Links ]

KRAMER, K. y H. LANGE BERTALOT, 1991. Bacillariophyceae, 2/4).Susswassweflora von Mitteleuropa. Gustav Fisher Stuttgart, New York. 437p.         [ Links ]

KOLBE, R. W., 1927- Zúrökologie, Morphologie und Systematik der Brackwsser. Diatomeen. Die Kieselalgen des Sperenberger Salzgebiets. Planzenforschung 7: 1-146.         [ Links ]

LOWE, R. L., 1974, Environmental requirements and Pollution tollerance of freshwater diatoms. Environmental Monitoring series. Environmental protection agency. Report N.: EPA-670/4-474-005.         [ Links ]

MARTÍNEZ, S. M. y B. HOBSON, 1907, " Restos de Plantas en Basalto". Boletín de la Sociedad Michoacana de Geografía y Estadística. Tomo III. 15:238-240.         [ Links ]

MENDOZA CANTU, M. E. Implicación del cambio de cobertura vegetal y uso del suelo en el balance hídrico regional. El caso de la cuenca del Lago de Cuitzeo. Tesis Doctoral. Instituto de Geofísica de la UNAM. 284.p.         [ Links ]

METCALFE S., A. STREYY-PERROTT, A. BROWN, P. HALES, R. PERROTT y F. STEININGER, 1989, Late Holocene Human Impact on Lake Basins in Central Mexico. Geoarcheology 4(2): 119-141.         [ Links ]

METCALFE, S. E., 1992. Changing environments of the Zacapu basin, central México: a diatom based history spanning the last 30,000 years. Research paper 48, School of Geography. Oxford.         [ Links ]

METCALFE, S.E. y HALES 1994. Holocene diatoms from a Mexican crater lake-La Piscina de Yuriria. Memoirs of the California Academy of Sciences 17: 501-505.         [ Links ]

METCALFE, S., STREET-PERROTT, S. L. O'HARA P. E. HALES y R. A. PERROTT, 1994. The palaeolimnological record of environmental change. Examples from the arid frontier of Mesoamerica. Environmental change in Drylands: Biogeographical and Geomorphological Perspectives. Edited by A.C. Millington and K. Pye. P.131-145.         [ Links ]

METCALFE S. E., 1995. Holocene environmental change in the Zacapu basin, Mexico: a diatom based record. The Holocene 5: 196-208.         [ Links ]

METCALFE, S. E., S. L. O'HARA, M. CABALLERO y S. J. DAVIES, 2000, Records of Late Pleistocene-Holocene climatic change in Mexico- a review. Quaternary Science Reviews 19: 699-721.         [ Links ]

MONCAYO R., I. ISRADE-ALCÁNTARA y V. H. GARDUÑO, 2001. La cherahuita hubsina Turneri (pices goodeidae), como caso de restricción geográfica de una especie endémica del Lerma. Características de su identidad Taxonómica y distribución en el tiempo. Hidrobiologica 11(1): 1-18.         [ Links ]

O'HARA S. L., F. A. STREET-PERROTT y T. P. BURT, 1993. Accelerated soil erosion around a Mexican highland lake caused by prehispanic agriculture. Nature 362: 48-51.         [ Links ]

PASQUARE G., L. FERRARRI, V. H. GARDUÑO, A. TIBALDI y L. VEZZOLI, 1991. Geologic map of the central sector of the Mexican Volcanic Belt, states of Guanajuato and Michoacan, México: Geologic Society of America. Map and Chart Series MCHO72, scale 1:300,000        [ Links ]

PATRICK y C. W. REIMER, 1966. "The diatom flora of the United States. Vol.1" Monographs of the Academy of natural Sciences of Philadelphia. Nº 13.         [ Links ]

PRADAL, E. y E. ROBIN, 1995. Long Lived magmatic phases at Los Azufres Volcanic center, Mexico. Journal of Volcanology and Geothermal Research 63: 201- 215.         [ Links ]

ROSAS, J., L. FERRARI, M. LÓPEZ y F. J. URRUTIA, 1997. Stratigraphy and Tectonics of the Guadalajara region and Triple-junction area. Western Mexico. International Geology review. Vol. 39. p.125-140        [ Links ]

SUTER, M., M. LÓPEZ, L. O. QUINTERO y M. M. CARRILLO, 2001. Quaternary intra-arc extension in the central Trans-Mexican belt. GSA Bulletin. 113, (6).         [ Links ]

SHOEMAN, F. R., 1973. Diatoms from Diatomaceous deposit in the Nortern Transvaal, South Africa. Review Biology 9(1-4): 115-125.         [ Links ]

STUIVER, M. y P. J. REIMER, 1993. Extended ¹⁴C data base and revised CALIB 3.0 14 C calibration program. Radiocarbon 35: 215-230.         [ Links ]

TELLO HINOJOSA, E., 1984. Reconocimiento y evaluación geoquímica de las zonas termales del lago de Cuitzeo. Informe 33-83. Subgerencia de Estudios Geotérmicos. Departamento de Exploración. Comisión Federal de Electricidad. 43 p.         [ Links ]

VELÁZQUEZ, D. R., 1999. Palinología en relación a paleoambientes de los últimos 35,000 años en el lago de Cuitzeo, Michoacan. Mexico. Tesis de licenciatura. Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo.         [ Links ]

VELÁZQUEZ D. R., I. A. ISRADE y G. M. S. LOZANO, 2000, Registro palinológico en el lago de Cuitzeo. Implicaciones ambientales en los últimos 35,000 años A. P., Geos 20(3): 167.         [ Links ]

WATTS, W. A. y J. P. BRADBURY, 1982, Palaeocological studies at Lake Pátzcuaro on the West Central Mexican Plateau and at Chalco in the basin of Mexico. Quaternary Research 17: 56-70.         [ Links ]

YANG, J. R. y M. DICKMAN, 1993. Diatoms as indicators of lake trophic status in central Ontario, Canada. Diatom Research 8: 179-193.         [ Links ]