Área de estudio

La presente investigación se llevó a cabo en el yacimiento arqueo-paleontológico de Tocuila, 19° 31’ 11” N; 98° 54’ 31” O a 2240 m de altitud, dentro del centro urbano de San Miguel Tocuila, Texcoco, estado de México (Figura 1). Pertenece a un ambiente geomorfológico aluvial lacustre del ex lago de Texcoco, con evolución de procesos sedimentarios y pedogenéticos de tipo químico y bioquímico (^{Gutiérrez-Castorena et al., 1998}).

Figura 1: a) Ubicación geográfica de San Miguel Tocuila, en la Cuenca de México, tomado de ^{Arroyo-Cabrales et al. (2006)}. b) Ubicación del depósito paleontológico, dentro del centro urbano de San Miguel Tocuila, Texcoco, México.  

Figure 1: a) Geographic location of San Miguel Tocuila, in the Basin of Mexico, taken from Arroyo-Cabrales et al. (2006). b) Location of the paleontological deposit, within the urban center of San Miguel Tocuila, Texcoco, Mexico. 

Trabajo de campo

Las cuatro paredes estratigráficas de este yacimiento que se designaron como norte, sur, este y oeste por su orientación (Figuras 2 y 3), se describieron morfológicamente para identificar las capas u horizontes y los rasgos pedogenéticos o sedimentarios que se relacionaron con la dinámica del ecotóno de Mamuthus columbi. En cada estrato se identificaron los rasgos característicos de los procesos sedimentarios aluviales, palustres-lacustres y eólica volcánica (Figura 2). Al realizar el muestreo, se consideró la variabilidad vertical e histórica de la estratigrafía utilizando los manuales de ^{Retallack (2001)}, ^{IUSS Working Group WRB (2015)} y ^{USDA (2017)}.

Figura 2: Estratigrafía y horizontes genéticos y de diagnóstico en el Yacimiento Paleontológico de Tocuila, municipio de Texcoco, Edo. de México. 

Figure 2: Stratigraphy, genetic and diagnostic horizons of the Tocuila Paleontological Site, municipality of Texcoco, Edo. of Mexico.  

Figura 3: Estadistica inferencial de modelos de regresión multiple de los parámetros químicos y físicos en relación con la profundidad estratigráfica y sus respectivas ecuaciones predictivas, software Statsoft 8. (^{Statsoft, 2007}).  

Figure 3: Inferential statistics of the multiple regression model of chemical and physical parameters in relation to stratigraphic depth and their respective predictive equations, Statsoft 8. software (^{Statsot, 2007}). 

Para los análisis de laboratorio solo se colectaron muestra alteradas (2 kg), en la pared este (11 muestras); mientras que para el análisis micromorfológico se colectaron 43 muestras inalteradas en cada capa u horizonte de las cuatro caras. Se utilizaron capas tipo Kubiena (5 × 7.5 ×10 cm). El trabajo de campo se llevó a cabo entre los meses de noviembre-enero de 2020-2021.

Trabajo de Laboratorio

Las 11 muestras alteradas que se recolectaron se secaron bajo la sombra durante 15 días, posteriormente se molieron y tamizaron (malla de 2 < mm) para obtener la fracción de tierra fina. Los análisis físicos y químicos se llevaron a cabo al considerar los horizontes pedogenéticos y se realizaron las siguientes mediciones analíticas de acuerdo con el manual de procedimientos de ^{Van Reeuwijk (2003)}.

Las propiedades edáficas que se realizaron fueron: textura (método de la pipeta), color (carta de Munsell) y densidad aparente (método de la parafina); además de pH 1:2.5 (método del potenciómetro marca Beckman), conductividad eléctrica con pasta de saturación (conductímetro puente de Wheatstone) y carbonatos cálcico equivalente (método Horto y Newson). Todos estos procedimientos analíticos se llevaron a cabo con base en las metodologías propuestas por ^{Van Reeuwijk (2003)}.

Finalmente, es importante mencionar que se utilizó la estadística inferencial con el uso del software Statistica, versión 8, mediante modelos de regresiones múltiples en los parámetros químicos y físicos para observar la dispersión del conjunto de datos y reconocer ecuaciones predictivas de los mismos (^{Statsoft, 2007}).

Análisis Micromorfológico

Los bloques de suelo inalterados se secaron a la sombra y se impregnaron con resina poliéster insaturada y monómero estireno, relación 3:1 y se mantuvieron en procesos de gelación durante tres semanas. Los bloques endurecidos se cortaron con un disco de punta de diamante y las secciones de suelos se pulieron con diferentes abrasivos hasta alcanzar un espesor 30 µm. Las secciones delgadas (7.5 × 5 cm × 30 30 µm) se elaboraron usando la metodología de ^{Murphy (1986)} y ^{Stoops, Poch, Loaiza y Casamitjana (2014)}.

Las secciones delgadas se describieron utilizando un microscopio petrográfico (Olympus BX51 TRF) y tres fuentes de luz: polarizada plana (LPP), polarizada cruzada (LPC) y con compensador (LPC). La identificación y descripción micromorfológica se basó en los manuales de ^{Bullock, Stoops, Jongerius, Fedoroff y Tursina (1999)}, ^{Stoops, Langohr y Van Ranst (2020)} y Stoops et al., 2014), ya que estos análisis son relevantes para inferencias sobre posibles variaciones climáticas (^{Stoops et al., 2014}). Los siguientes componentes que se describieron fueron: microestructura, porosidad; componentes básicos inorgánicos y orgánicos; masa basal, fábrica birrefringente; además de rasgos sedimentarios, biológicos y edáficos.

Estratigrafía

Con base en la descripción estratigráfica y morfológica del yacimiento arqueo-paleontológico de Tocuila se reconocieron 11 capas hasta una profundidad de 380 cm. Los sedimentos clásticos tienen orígenes aluviales y lacustres, vulcano clásticos (pómez, cenizas, tobas) y biogénicos (palustre y límnico); con arreglos estructurales masivos, bloques subangulares, algunos angulares y granulares, que indican la existencia de un suelo actual y un paleosuelo como ha sido reportado por otros autores para la ribera del lago (^{Gutiérrez y Ortiz 1999}; ^{Gutiérrez-Castorena, López, Segura, Ortiz y Flores, 2003}; ^{Sedov et al., 2010}).

Si se habla de sedimentación lacustre entre las profundidades 215-300 cm, están conformados por arcillas plásticas alternándose con depósitos piroclásticos, lo que significa que hubo espesores de agua más profundos y estables (Figura 2).

Por otro lado, los estratos que mostraron evidencias de depósitos de turba, raíces verticales de sílice biogénica, entre 150 cm y 220 cm sugiere condiciones palustres con evolución a pantanos y posteriormente a un paisaje terrestre de secano. Ahora, si hablamos de aluviones incrustados en depósitos lacustres se interpreta como retrocesos lacustres, aumento de sedimentación fluvial como clástica, lo cual se reconoció al interior de la estratigrafía, en los horizontes genéticos designados como C (Figura 2).

Esta secuencia estratigráfica consiste en un suelo moderno designado como Akup de 35 cm de espesor, con fuerte estructuración y alteración por actividades agrícolas y cerámica. Por debajo de este y con un límite horizontal y abrupto se tiene dos horizontes (de 65 cm de espesor) ricos en carbonatos de calcio (Bk o Bkm), que corresponde a una sedimentación tipo marga; se diferenciaron por su grado de cementación (cálcico y petrocálcico), con carbonatos secundarios como revestimientos y rellenos. Estos rasgos son característicos de procesos de disolución y precipitación (^{Bockheim et al., 2014}). Las margas son sedimentos carbonatados de origen biológico por la ocurrencia de restos de gasterópodos, oolitos, y de grano fino.

Posteriormente, hay tres estratos subyacentes de 3 a 4 cm de espesor cada uno, también de naturaleza límnica, pero con abundancia de diatomeas, por lo que se designó como Ldim (^{Splinter, Dahms y May, 2005}; ^{Huang y Sumner, 2011}). En ambientes volcánicos con abundancia de vidrios volcánicos es común la presencia de sílice amorfa, la cual es utilizada por las diatomeas. Adicionalmente, se reconoce que en los límites del Holoceno ocurrieron mayores niveles de pluviosidad, lo que facilitó la formación de sedimentos límnicos (^{Bradbury, 1989}; ^{Huang y Sumner, 2011}; ^{Gutiérrez-Castorena et al., 2006}).

La siguiente unidad sedimentaria corresponde a materiales detríticos (135 a 190 cm), bajo una condición palustre con abundante presencia de raíces fosilizadas por sílice (^{Gutiérrez-Castorena et al., 2006}). La formación de ecotonos palustres se desarrolló bajo condiciones húmedas y cálidas en paisajes estables (^{Duchaufour, 1984}; ^{Ortiz-Solorio, 2019}). Sin embargo, ocurrieron procesos erosivos que arrastraron materias detríticas y generaron ondulaciones en la superficie de los sedimentos palustres. Los materiales quedaron expuestos a la superficie y se formaron grietas de desecación y estructuras columnares. Este proceso dio origen a un paleosuelo por la presencia de estructuras edáficas e iluviación de arcillas que generó prominentes revestimientos arcillosos, de ahí que se designaran como BCt.

En la fase sedimentaria, donde se presenta el mayor número de restos óseos de mamut, los sedimentos se designaron como C y Cg (190-300 cm de profundidad). Estos están conformados por microagregados entre granos y el límite superior tiene ondulaciones rellenados con sedimentos detríticos y minerales de magnetita, además de rasgos redoximórficos. Estos rasgos son evidencias de anegamientos prolongados de cuerpos de agua y de exposición a la superficie (^{Bronger y Heinkele, 1989}; ^{Beverly et al., 2015}). Las ondulaciones indican la entrada de nuevos sedimentos aluviales de baja energía.

Análisis físicos y químicos

De acuerdo con la distribución de los valores obtenidos en las marchas analíticas, estas indican una diferenciación cuantitativa e irregular en las capas estratigráficas por el proceso de sedimentación que les dio origen, pero también una tendencia a la acumulación en algunos horizontes (Cuadro 1). Con base en estas determinaciones analíticas arriba mencionadas, las condiciones litológicas de Tocuila, evidenciaron procesos de lixiviación temporal durante temporadas de mayor pluviosidad a finales del pleistoceno, lo demuestran los sedimentos límnicos y de margas calizas a 110 cm de profundidad en la estratigrafía. En contraparte, la concentración de carbonatos fue propiciado por eventos de evapotranspiración.

Los pHs de los sedimentos son dominantemente alcalinos, solo bajan a moderadamente ácidos cuando ocurren cenizas volcánicas. Con base en ^{Huang y Sumner (2011)}, la alta alcalinidad en ambiente lacustre indica elevadas concentraciones de iones de sodio, así como de carbonatos. La conductividad eléctrica osciló entre 1.5 a 54.6 a mS cm^-1, con una tendencia a concentrarse en los sedimentos palustres y límnicos, lo que indica que hubo un predominio de procesos de evaporación; es decir, fenómenos de ascensión capilar. Se indica que, en este yacimiento, los fenómenos de ascensión capilar debido a la evapotranspiración, ocurrió hasta los 95-100 cm de profundidad, más acordes con las condiciones climáticas actuales.

El porcentaje de carbonatos es mayor en las capas superficiales (hasta 44.5%) y disminuye con la profundidad. De acuerdo con la distribución de pH, conductividad eléctrica (C.E.) y el porcentaje de CaCO₃, los gradientes de variabilidad están relacionados con la profundidad.

En la Figura 3, se muestra un análisis de estadística inferencial de modelos de regresión múltiple de los parámetros químicos y físicos, con sus respectivas ecuaciones predictivas Esto con el fin de observar el comportamiento de la variación con respecto a la profundidad del perfil estratigráfico.

En cuanto a las clases texturales, densidad aparente y contenido de materia orgánica son un reflejo de los procesos de sedimentación, de ahí que tengan un comportamiento irregular con la profundidad. Las texturas oscilan entre francas a franco-limosas, densidades entre 1.34 g cm^-3 a 1.02 g cm^-3 y el porcentaje de Materia Orgánica varía entre 0.26 a 2.45, característico de procesos sedimentarios (^{USDA, 2017}). Este yacimiento está marcado por procesos sedimentarios temporales que ocurrieron en periodos diferentes, ya que, con base en los resultados de granulometría, textura y las determinaciones analíticas; se robustece la evidencia que existieron discontinuidades litológicas en la estratigrafía de este sitio paleontológico. A lo largo de los milenios los perfiles litológicos del yacimiento de Tocuila se saturaron con flujos hídricos salino-sódicos debido primero a los sedimentos detríticos, los materiales volcánicos que venían de arrastres aluviales de la erosión y, en segundo término, al intemperismo químico de los minerales primarios y secundarios con influencia del lago de Texcoco (Del Valle, 1983¹; ^{Ortega, 1993}). Esto significó, precisamente la formación de diferentes procesos sedimentarios y pedogenéticos, desde aproximadamente 15 000-14 000 A.P., hasta el presente. Estos eventos no solo muestran los efectos de cambios de los gradientes climáticos sobre la pedogenésis de esta zona, sino también nos da información para comprender mejor como pudieron haber sido en parte los nichos ecológicos donde se establecieron no solo las comunidades biológicas a finales del Pleistoceno, sino también las sociedades humanas prehistóricas hasta el comienzo de las actividades agrícolas, y el sedentarismo de las sociedades prehispánicas en el Holoceno.

Micromorfología

Con base en la profundidad y haber considerado la verticalidad sistemática de láminas delgadas, se han conseguido interpretaciones ambientales en este depósito. El análisis micromorfológico reconoció rasgos diferenciadores de ambientes sedimentarios y pedogenéticos. En el Cuadro 2 se reportan los principales componentes de los suelos estudiados. Patrones como la microestructura, porosidad, la masa basal o rasgos pedogenéticos fueron evidencias de pedogénesis, y ofreció información para comprender los nichos ecológicos de la biodiversidad pleistocénica de este sitio. A continuación, se describen y discuten los aspectos más importantes de estos patrones micromorfológicos:

Microestructura y porosidad. Los tipos de microestructuras varían de tipo pedal y apedal, según su profundidad estratigráfica en la que se encuentra. Los horizontes caracterizados como Bkkm y Ldim, fueron los dominantes en relación a la estructura masiva y apedal. En la Figura 4a se reporta el material límnico con su microestructura de canales. Por el contrario, las microestructuras de tipo bloques subangulares y algunos angulares se asociaron con horizontes como Akup y BCtd. Posteriormente, cambió a microestructuras de tipo apedal, de grano compacto y microagregados entre granos hasta los horizontes más profundos y se designaron como Cg (Figura 4b). Las microestructuras pedales y de tipo apedal reconocidas en la estratigrafía está condicionada por la presencia de rasgos orgánicos, especialmente botánicos.

Figura 4: a) Microestructura apedal de canales fluviolacustre, horizonte Ldim b) Estructura apedal de microagregados entre granos y restos de tejidos orgánicos; horizonte 10C, 245; en LPP. Longitud de marco a) 5.3 mm y b) 100 µm. 

Figure 4: a) Apedal microstructure of fluviolacustrine channels, Ldim horizon b) Apedal structure of microaggregates between grains and remains of organic tissues; horizon 10C, 245; in PPL. Frame length a) 5.3 mm and b) 100 µm.  

Es relevante señalar que no solo aspectos como el grado o desarrollo de peds, determinan la pedalidad en la microestructura; también los tipos de agregados que estén definidos en términos de tamaño, forma y arreglo de las partículas primarias. Esto tuvo consecuencias en la complejidad, evolución y funcionamiento de la organización edáfica; ya que la dinámica evolutiva en la micromorfología de los agregados, es consecuencia de la actividad biológica (sílice biogenica) o de procesos pedogenéticos (carbonatación, pedoturbación y estructuración), ocurridos en la zona de estudio. Con estos hechos, es posible esperar la formación de estructuras pedales de desarrollo edáfico fuerte y profundo (^{De León-González, Gutiérrez, González y Castillo, 2007}; ^{Gutiérrez-Castorena et al., 2006}). Las raíces abundantes fosilizadas influyeron en la micromorfología edáfica en la estratigrafía de Tocuila, hasta los 200 cm de profundidad, expresándose en agregación y porosidad. La porosidad predominante es de empaquetamiento compuesto, además canales, cavidades como fisuras y a mayores profundidades es reconocida la presencia de porosidad de empaquetamiento simple a complejo.

Componentes minerales básicos y ordenamiento de partículas. Con base en el análisis de láminas delgadas, y siguiendo las concepciones de ^{Pettijohn (1976)} y ^{Colombo (2010)}, el ordenamiento textural es reconocido de pobre a moderado (Figura 5b). Adicionalmente, los clastos presentaron evidencias de madurez incipiente, ordenamientos y clasificaciones pobres; en especial, entre los 210 a 300 cm de profundidad. La presencia de sedimentación inmadura es por la existencia de minerales poco estables: amorfos, feldespatos y limos detríticos. Aquí es donde se registró la mayor abundancia de megafauna pleistocénica, en especial de Mamuthus columbi. Por lo tanto, los elementos que predominaron en los procesos sedimentarios fueron morfologias subredondeadas y subangulares pobremente seleccionadas, indicativas de partículas transportadas a poca distancia.

Figura 5: a) Pobre ordenamiento de las partículas, en un ambiente palustre. Longitud del marco 5.3 mm en LPP. b) Intemperismo moderado solo de ferromagnesianos, característicos de sedimentos inmaduros. Longitud del marco 0.5 mm en LPP. Ambos horizontes 10 Cg.  

Figure 5: a) Poor ordering of particles, in a swamp environment. Frame length 5.3 mm in PPL. b) Moderate weathering only of ferromagnesians, characteristics of immature sediments. Frame length 0.5mm. in PPL. Both horizon 10 Cg. 

Esto último presenta implicaciones sobre escenarios posibles de nichos ecológicos en la zona de estudio, debido a que con base en ^{Siebe et al. (1999)} y ^{González et al. (2014)}; se consideraron flujos sedimentarios turbulentos, y fluviales rápidos como también lahares en la ribera palustre de Tocuila. De acuerdo a nuestra discusión de las características sedimentarias y de los ordenamientos de las partículas, son reflejo de un transporte sedimentario corto, junto al predominio de corrientes efímeras fluviales. En contraposición de masas sedimentarias turbulentas provenientes de fuentes lejanas como, por ejemplo, los flujos de lahares, lo cual contrasta con lo reportado por ^{Siebe et al. (1999)}. El redondeamiento observado en los minerales fue escaso, con intemperismo físico de bajo a moderado, interpretándose como evidencias de movimientos sedimentarios efímeros (Figura 5a). Esto significa intemperismo físico de bajo ha moderado, indicativo de una sedimentación inmadura y poco desarrollada, que para la zona de estudio implica corrientes fluviales que no fueron fuertes ni rápidas o la mayor parte de los clastos provinieron de fuentes cercanas a la ribera lacustre o del piedemonte y no de las cordilleras montañosas, como se especuló con las concepciones de flujos laharicos (Figura 5a).

Masa basal (patrón de distribución relacionada g/f y fábricas-birrefringentes). El tipo de fábrica de los estratos con carbonatos pedogenéticos es b-cristalítica con cristales micríticos, desarrollados a partir de la formación de la marga (Figura 6 y 7).

Figura 6: a) Fábrica b-cristalítica con precipitación de carbonatos primarios. y b) Carbonatos secundarios, ambos en LPC. Longitud de marco 5.3 mm. Horizonte 2BK.  

Figure 6: a) b-Crystalhitic factory with precipitation of primary carbonates. and b) Secondary carbonates, both in CPL. Frame length 5.3 mm. Horizon 2BK. 

Figura 7: Sedimentos límnicos Ldim. a) Microestructura apedal de canales, cavidades y vesículas, en LPP; b) Fábrica indiferenciada en LPC. Longitud del marco 5.3 mm. LPP. Horizonte Ldim.  

Figure 7: Limnic sediments Ldim. a) Apedal microstructure of canals, cavities and vesicles, in PPL; b) Undifferentiated factory in CPL. Frame length 5.3 mm. PPL. Horizon Ldim. 

Rasgos sedimentarios

Las génesis de los sedimentos de este yacimiento tienen orígenes clásticos (aluvial, lacustre), vulcano clásticos (pómez, cenizas, tobas) y biogénicos (palustre y límnico) como se puede apreciar en el Cuadro 2 y concuerda con lo reportado por varios autores (^{Gutiérrez-Castorena et al., 1998}; ^{Sedov et al., 2010}; ^{Córdova, 2022}). Es importante precisar, que las texturas presentaron discontinuidades litológicas de tipo monogenético (^{Morett et al., 2003}; ^{Colombo, 2010}; ^{González et al., 2014}). En esta investigación se llevó a cabo una categorización de los rasgos micromorfológicos más determinantes en relación con su pedogenésis y nichos ecológicos de este yacimiento. A continuación, se realizó una síntesis de los mismos.

Rasgos biológicos

Los rasgos de origen bioquímico y biológico, como fitolitos y pseudomorfo de raíces, son materiales compuestos por sílice amorfa, y dejaron canales verticales y aleatorios entre 150 cm-210 cm de profundidad. Presentan forma poliédrica que permite suponer un tipo de vegetación herbácea. Estos rasgos están asociados con cambios en el nivel hídrico, estabilidad del paisaje y formación de superficies edáficas, lo cual propició el desarrollo de ecosistemas palustres (^{Geis 1978}; ^{Gutiérrez-Castorena et al., 1998}; 2006). La importancia de estos resultados, es la evidencia de sílice biogénica nos da pruebas de desarrollo pedogenético, que facilitó el desarrollo de superficies estables para el establecimiento de comunidades vegetales con afinidades palustres y terrestres. Lo cual pudo propiciar la evolución de nichos para el posterior uso de hábitat por parte de la megafauna (^{Bradbury, 1989}; Gutiérrez-Castorena et al., 2006; ^{Sedov et al., 2010}).

A partir de las inferencias sobre las concentraciones de diatomeas de los géneros Nitzichia dissipata o Nitzichia frustulum y evidencias de fitolitos (entre 90 cm-110 cm) es posible indicar la presencia de ecotonos asociados con pastos herbáceos y pequeños estanques en donde vivó megafauna (^{Ibarra-Arzave, Solleiro, Sedov y Leonard, 2019}; ^{Sycheva et al., 2022}), (Figura 8). Esto es conducente con los indicadores palinológicos y de diatomeas en sedimentos de paleolagos cercanos a Texcoco y Chalco (^{Bradbury, 1989}; ^{Lozano-García y Ortega, 1998}; Sedov et al., 2010). Esta productividad biológica posiblemente obedeció a gradientes en salinidad, profundidad lacustre, nutrientes y a la influencia del pH (^{Mallol et al., 2011}; ^{Lucas et al., 2014}). Las distribuciones verticales de restos biogénicos silíceos de origen botánico entre profundidades de 170 cm-210 cm, apoya la inferencia hipotética de retroceso y avances en las láminas de agua del antiguo lago de Texcoco, en tiempos del Pleistoceno (Bradbury,1989; ^{Sedov et al., 2010}).

Figura 8: a) Alta abundancia poblacional de comunidades de diatomeas, sedimentos límnicos. Longitud del marco en 5.0 mm in PPL. Prof. 110 cm. Horizonte 4-6 Ldim. b) Pseudomorfos de raíces con alta concentración en sedimentos palustres. Longitud del marco 5.0 mm en LPP. Prof. 160-210 cm. Horizonte 9C. 

Figure 8: a) High population abundance of diatom communities, limnic sediments. Frame length in 5.0 mm. (PPL). Depth 110 cm. Horizon 4-6 Ldim. b) Pseudomorphs of roots with high concentration in marsh sediments. Frame length 5.0 mm in PPL. Depth 160-210 cm. Horizon 9C.  

Rasgos pedológicos

En este apartado fue importante diferenciar entre el intemperismo químico de los carbonatos lacustres (oolitos y margas), con la precipitación de carbonatos pedogenéticos como nódulos e hipo revestimientos (entre 40 cm-90 cm de profundidad). También se identificaron rasgos redoximórficos moteados y pardo rojizos o amarillentos, relacionados con procesos de gleyzación entre 210 cm-300 cm de profundidad en la estratigrafía (Figura 9). Esto tiene implicaciones en el retraimiento y expansión de los niveles lacustres, que permitió el establecimiento de vegetación lacustre-palustre, según condiciones redoximórficas.

Figura 9: Rasgos pedológicos. a) hipo revestimientos de hierro a lo largo de paredes del poro. Longitud de marco 1.0 mm en LPP. Horizonte 11Cg b) relleno suelto de goethita en LPC. Longitud del marco 0.5 mm. Horizonte 9C.  

Figure 9: Pedological features. a) hypo iron coatings along pore walls. Frame length 1.0 mm in LPP. 11Cg Horizon and b) goethite loose fill in CPL. Frame Length 0.5mm. Horizon 9C. 

En contraparte, las condiciones insaturadas vadosas de climas más áridos y templados, provoca la presencia generalizada de nódulos de carbonatos, producto de la cristalización mineralógica, lo que sugiere una estrecha relación con el manto freático fluctuante con sistemas de arroyos abundantes y escaza pendiente (^{Stoops y Eswaran, 1985}; ^{Gutiérrez-Castorena et al., 1998}; Tanner, Galli y ^{Lucas, 2014}). Por otro lado, los rasgos redoximórficos sugieren una hidromorfia de tipo moderada con concentraciones localizadas y difusas en la masa basal, como indicativo de drenaje interno deficiente y se considera que tiene origen autigénico (^{Veneman, Vepraskas y Bouma, 1976}; Stoops y Eswaran, 1985; ^{Lindbo, Stolt y Vepraskas, 2010}; ^{Durand, Monger, Canti y Verrecchia, 2018}). Los revestimientos están asociados con minerales como goethita (Figura 9), así como lepidocrocita y ferrihidrita reportados por ^{Vepraskas, Wilding y Drees (1993)} y ^{Huang y Sumner (2011)}.