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Vallejo, G.E.; B.H. Cabadas; R.E. Solleiro; E. McClung; S. Sedov y C.J.E. Gama UNAM, Instituto de Geología, Cd. Universitaria, 04510 México D.F. vallejog@servidor.unam.mx Introducción El Valle de Teotihuacan (ubicado al noreste de la Cuenca de México, cubriendo un área de 20 km2), tiene un papel preponderante en la historia del Centro de México, dado que en él se han encontrado vestigios de asentamientos humanos desde el Holoceno Temprano (“Hombre de Tepexpan”). En este sitio floreció una de las civilizaciones más desarrolladas de Mesoamérica durante el Clásico, sin embargo durante el Clásico Tardío (800) redujo considerablemente su población, por causas aún desconocidas. Se ha planteado que su decadencia se asocia a cambios ambientales (McClung, 1998). Sin embargo, no se ha proporcionado evidencia suficiente que sustente esta hipótesis En este estudio se presentan los resultados del análisis de fitolitos en diferentes niveles estratigráficos, que aportan información acerca de las condiciones ambientales y su dinámica en diferentes periodos (últimos 20,000 años). El estudio integra información de perfiles ubicados en diferentes posiciones en el paisaje: (1) partes altas de edificios volcánicos (Cerro Gordo); (2) zona de pie de monte (Maseca); (3) planicie de acumulación (Otumba) y; (4) transición a zona lacustre en las partes bajas (Tepexpan). Adicionalmente, se analizan los rellenos del interior de construcciones prehispánicas (“Pirámide de la Luna”), con el fin de conocer el origen pedológico de los mismos y su relación con el terreno circundante. Metodología Se utilizaron técnicas selectas de análisis de suelos, para estudiar propiedades que son estables y no cambian después que el suelo es sepultado. Entre estás técnicas se encuentra el estudio de fitolitos en la fracción limo. Esta fracción es separada previamente del suelo total, mediante sedimentación por gravedad, con destrucción preliminar de agentes cementantes: carbonatos (HCl 3N), materia orgánica (H2O2 al 10%) y óxidos de hierro (extracción con ditionito-citrato-bicarbonato), según Mehra y Jackson (1960). La fracción limo se describe bajo el microscopio petrográfico para cada uno de los horizontes de los diferentes perfiles (40 muestras), con el fin de conocer la proporción de fitolitos y minerales en porcentaje. Se identificaron y contaron 1200 partículas en cada preparación, de acuerdo a Gol´yeva (1997). Dada la naturaleza del material parental, las muestras poseen un alto porcentaje de vidrio volcánico. Para discriminar entre éste y los fitolitos, que presentan propiedades ópticas similares (incoloros e isotrópicos), fue necesario usar un líquido de inmersión (glicerina) con un índice de refracción de 1.48: mayor que el de los fitolitos (1.41-1.45) y menor que el reportado para el vidrio (1.48-1.61). De esta forma se pudo realizar una mejor identificación, usando la línea de Becke. La morfología de fitolitos también se estudió con el microscopio petrográfico, usando las clasificaciones de Twiss (1992) y Fredlund y Tieszen (1994). Se examinaron y contaron 200 fitolitos en los horizontes seleccionados, registrándose en porcentajes, las frecuencias de sus formas. Las clasificaciones agrupan las formas de fitolitos, de células cortas de pastos según su camino fotosintético C3 o C4, lo cual es muy eficiente para reconstrucciones paleoambientales (Brown, 1984; Piperno, 1988; Fredlund y Tieszen, 1994). Esta diferencia bioquímica está relacionada con la eficiencia de las plantas en determinados ambientes: las plantas C3 en ambientes húmedos y las plantas C4 en ambientes secos. Resultados De acuerdo al esquema estratigráfico propuesto en los suelos del Valle de Teotihuacan, se han reconocido paleosuelos arcillosos con edades de 22,000 años A.P. y 18,000 años A.P. (Luvisoles crómicos, según WRB, 1998). Hacia la zona de pie de monte, se encontró un paleosuelo con una edad de 11,000 años (Luvisol estágnico, según WRB, 1998). En la planicie aluvial, los suelos son bastante más jóvenes y muestran un desarrollo menor (Fluvisol mólico, WRB, 1998). En Tepexpan, borde del ex─lago de Texcoco, la secuencia incluye un pedosedimento formado en un ambiente pantanoso, sobre del cual se encuentran tres paleosuelos (tipo Fluvisoles, de acuerdo a WRB, 1998). El análisis de la distribución de los fitolitos en los perfiles, presentó características complementarias al estudio de suelos de paleosuelos. En Cerro Gordo, en el paleosuelo más antiguo de la secuencia, se observó una concentración de casi 20% de fitolitos, señalando claramente la posición de la antigua cubierta edáfica. Esta proporción disminuye en el paleosuelo que le sobreyace (0.6-1.5%), mientras que en el suelo moderno se tiene un incremento hasta de 14%. En Maseca, los paleosuelos también muestran diferencias similares en la concentración de estas partículas silíceas. En Otumba, los paleosuelos son evidentes mediante el conteo de fitolitos, pero no de una forma tan marcada como en las otras localidades, ya que se observaron pocas variaciones entre horizontes modernos y sepultados. Tepexpan mostró un comportamiento similar al de Otumba, concentrando pocos fitolitos en sus horizontes superiores (1.5%). Sin embargo, en los paleosuelos la proporción es mayor (3.5-5%). De llamar la atención fueron los rellenos de la “Pirámide de la Luna”, en los que se encontró la mayor cantidad de fitolitos (21.5%), en relación a todos los perfiles estudiados. Con respecto a su morfología, dominaron las formas típicas de pastos en todos los suelos modernos y paleosuelos e incluso en los rellenos de la “Pirámide de la Luna”. Estas se derivan principalmente de la silicificación de células epidérmicas. En general, los horizontes A de suelos modernos, así como los rellenos de la “Pirámide de la Luna” mostraron un predominio de la forma de silla de montar (60%), representativa de plantas C4. En los paleosuelos más antiguos como los de Cerro Gordo, las formas dominantes fueron piramidales, cónicas y quilla, típicas plantas C3. También se observaron formas tipo stipa y panicoide, con lo que se evidenció que el perfil de ese sitio, presentaba la mayor variedad de morfologías. En Maseca, la predominancia de plantas C4 (70%), se observó incluso en algunos horizontes sepultados con características de iluviación de arcilla, los cuales presentaron fitolitos con huellas de disolución, evidenciando que los procesos de intemperismo están más desarrollados en los palesuelos que en los suelos modernos. En Otumba predominan plantas C4 en todo el perfil. Los fitolitos presentaron colores oscuros, incluso dando una apariencia porcelanizada en campo claro. La concentración de estas células, con posibles contenidos de materia orgánica interior, es la mayor de todos los perfiles estudiados. También se encontraron restos de tejidos vegetales muy alterados. Tepexpan mostró una mayor cantidad de plantas C4 como en Otumba, aunque esto no fue tan evidente, debido a la falta de material. En este perfil se observó una influencia clara de las condiciones lacustres que imperaban, dada la presencia de diatomeas. Interpretación El estudio de fitolitos junto a otras evidencias (mineralogía de la fracción arcilla y micromorfología) encontradas en los suelos y paleosuelos han apoyado la interpretación paleoambiental. Los paleosuelos más antiguos (22,000 años A.P.) fueron formados en un ambiente húmedo tal como lo indica la supremacía de plantas C3 y la presencia de minerales caoliníticos. Hacia los 18,000 años A.P. estas condiciones cambiaron tornándose más secas, reveladas por una mayor proporción de plantas C4. Inclusive, en Maseca, los paleosuelos poseen carbonatos de calcio, estimándose una edad aproximada de 11,000 años A.P. Cabe destacar, que este sitio puede presentar rasgos de un suelo poligenético, dado que se observan también características de un ambiente húmedo (cutanes de arcilla) previas a las condiciones más secas. La etapa más reciente de formación de suelos corresponde al Holoceno representada por los perfiles de Otumba y Tepexpan. En estos sitios se observa la influencia de períodos secos. En Tepexpan, la influencia de una zona lacustre en fluctuación es evidente, mediante la presencia de restos de diatomeas y espículas de esponjas, que sobrepasan a la cantidad de fitolitos reportada (1-5%). La actividad humana en el valle se estima existe desde hace 3,100 años A.P., y su impacto pudo modificar la evolución natural de los suelos, bien a través de una acción directa, interviniendo bruscamente, como lo es el cultivo o a por una acción indirecta, lenta y progresiva, que se ejerce por medio de la vegetación. La vegetación original producto del equilibrio del suelo, pudo ser destruida progresivamente, incluso en la utilización de materiales para construcciones monumentales, como la “Pirámide de la Luna”. Los altos porcentajes de fitolitos (13-21.5%), así como las diversas formas encontradas en los rellenos de la “Pirámide de la Luna”, denotan la presencia de una cubierta vegetal, de la cual se encuentran muy pocos restos en los horizontes superficiales modernos. La disminución en el contenido de fitolitos en los horizontes A modernos, podría estar relacionada con “degradación” en el suelo, como producto de cambios en el uso del mismo. Los fitolitos encontrados en los rellenos de la pirámide, al igual que los pocos localizados en los horizontes de suelos modernos (Otumba y Maseca), denotan actividades de tipo agrícola con Gramíneas. El color de la mayoría de estos fitolitos es pardo, debido a la presencia de materia orgánica ocluída o incluso como producto de sometimiento a quema. La antropo-pedoturbación está también apoyada por rasgos micromorfológicos, como la mezcla de microestructuras, recubrimientos de arcilla retrabajados, y restos de cerámica en horizontes superficiales, así como cutanes de arcilla “sucios” (características distintivas de horizontes agrícolas o ágricos). Bibliografía BROWN, D.A. (1984) Prospects and limis of phytolith key of grasses in the central United Status. Journal of Archaeological Science, 11: 345-368. CABADAS, B.H. (2004) Paleosuelos como indicadores de Cambio Ambiental en el Cuaternario Superior: El caso del Valle de Teotihuacan. Tesis de Licenciatura, Facultad de Ingeniería, UNAM, 167 p. FREDLUND, G.G, TIESZEN, L.L. (1994) Modern phytolith assemblages from the North American Great Plains. Journal of Biogeography 21: 321-335. GOL´YEVA, A.A. (1997) Biomorph analysis as a component of the genetic and morphological study of soil. Eurasian Soil Science, 30: 927-936. McCLUNG, E., ZURITA, N.J., IBARRA, M.E., CERVANTES, B.J., MEZA, S.M. (1998) Cronología de procesos geomorfológicos en el Valle de Teotihuacan. Los ritmos de cambio en Teotihuacan: reflexiones y discusiones de su cronología (R.Brambila y R. Cabrera, coords.), INAH, pp. 503-518. McCLUNG, E., SOLLEIRO, R.E., GAMA, C.J.E., VILLALPANDO, J.L., SEDOV, S. (2003) Paleosols in the Teotihuacan Valley, Mexico: Evidence for paleoenvironment and human impact. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 20: 270-282. MEHRA, O.P., JACKSON, M.L. (1960) Iron oxide removal from soils and clays by a dithionite-citrate-bicarbonate sytem buffered with sodium-bicarbonate. Clays and Clay Minerals 7, 317-327. PIPERNO, R.D. (1988) Phytoliths analisis: an archaeological and geological perspective. Academic Press, Inc., San Diego, 280 p. TWISS, P.C. (1992) Predicted world distribution of C3 and C4 grass phytoliths In: Rapp, G.J., Mulholland, S.C., (Eds.), Phytoliths Systematics Emerging Issues: Advances in Archaeological and Museum. Science 1, Plenum Press, 113-128. WRB (1998) World Reference Base for Soil Resources. World Soil Resources Reports 84.Food and Agriculture Organization of the United Nations, Rome 88 p.
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