Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen 67, núm. 2, 2015, p. 315-335 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2015v67n2a13

The Aztlán Fault System: control on the emplacement of the Chichinautzin Range volcanism, southern Mexico Basin, Mexico. Seismic and gravity characterization

José Oscar Campos-Enríquez^1,*, Javier Francisco Lermo-Samaniego², Yanet Teresa Antayhua-Vera³, Marcos Chavacán³, Victor-Manuel Ramón-Márquez^3,4

¹ Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, México, D.F., México.
² Instituto de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México, México, D.F., México.
³ Programa de Posgrado de Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México, D.F., Mexico.
⁴ Facultad de Ingeniería, Benemérita Universidad Autónoma de Puebla, Puebla, México.
^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Abstract

Gravity and seismic studies enabled us to establish the major features of the shallow crustal structure beneath Chichinautzin Range. Accordingly, the Chichinautzin Range evolved above Mesozoic calcareous rocks lying on a metamorphic basement. To the north and south this basement is downfaulted. Nevertheless the north dipping faults downward displace the basement to larger depths (2 to 3 km) in the Mexico and Toluca basins. In the Morelos Basin, the basin is shallower. As block-faulting evolved, the basement edge migrated southwards, thus widening an E-W oriented major depression south of the Mexico Basin. In particular, gravity modeling enabled us to integrate the different faults mapped up to today in and around the Chichinautzin Range into a fault system that can be correlated from the Nevado de Toluca. This system will be referred to collectively as the Aztlán Fault System.

The Xicomulco, Aztec (central and major fault) and La Pera faults are featured by seismicity. Orientation and dips obtained from simple and composite mechanisms indicate NW-SE to N-S extension with minor E-W left-lateral movement. In particular, seismicity extends down to the brittle-ductile transition crustal zone (maximum hypocentral depths of about 15 km) but consequently the major faults, considering their length, should reach lower crustal levels (approximately 40 km). This system is a major active fault system of at least 100 km in length and 30 – 40 km in width, with a density of approximately 10 E-W faults in 30 km, and local extension of about 10 %.

In conjunction with pre-existing NW-SE and NE-SW faults, this E-W fault system would have intensely fractured the crust beneath the Sierra de Chichinautzin. This high degree of fracturing would have enabled the relatively fast emplacement of large quantities of volcanic material to give rise to the Chichinautzin Range, closing the Mexico Basin to the south. The gravity model shows how the different styles of structures north and south of the Chichinautzin Range (extensional and compressive) accommodate themselves. In particular, faults of the Taxco-San Miguel de Allende system affect the basement of the Morelos Basin well further south.

Keywords: Chichinautzin Range, Mexico Basin, Aztlán Fault System, control of magma emplacementl, seismicity, shallow crustal model.

Resumen

Estudios gravimétricos y sísmicos nos permitieron establecer las características mayores de la estructura cortical somera por debajo de la Sierra de Chichinautzin. La Sierra de Chichinautzin evolucionó sobre rocas calcáreas mesozoicas descansando sobre un basamento metamórfico. Hacia el norte y el sur este basamento se encuentra fallado. En las cuencas de Toluca y de México, sin embargo, las fallas que buzan al norte desplazan el basamento a mayores profundidades (2 a 3 km). En la Plataforma de Morelos, la depresión es más somera. Conforme el fallamiento evolucionó, el extremo del basamento migró hacia el sur, haciendo más ancha una depresión E-W localizada al sur de la Cuenca de México. En particular, la modelación gravimétrica nos permite integrar las diferentes fallas estudiadas hasta la fecha en la Sierra de Chichinautzin y sus alrededores en un sistema de fallas que puede ser correlacionado desde el volcán Nevado de Toluca. Este sistema será denominado colectivamente el sistema de fallas Aztlán. Las fallas Xicomulco, Azteca (la falla mayor y central) y La Pera están caracterizadas por sismicidad. Las orientaciones y echados obtenidos de mecanismos compuestos y simples indican una extensión NW-SE a N-S con una componente menor lateral izquierda E-W. En particular, la sismicidad alcanza la zona cortical de transición frágil-dúctil (máximas profundidades hipocentrales de 15 km), y consecuentemente las fallas mayores, de acuerdo a su longitud, deberían alcanzar niveles de la corteza inferior (alrededor de 40 km). Este sistema es un sistema mayor activo de por lo menos 100 km de longitud, y con un ancho entre 30 y 40 km, con una densidad de 10 fallas E-W en 30 km, y un extensión local del 10 %.

Junto con fallas preexistentes NW-SE y NE-SW, este sistema de fallas E-W habría fracturado intensamente la corteza debajo de la Sierra Chichinautzin. Este fracturamiento mayor habría permitido el relativamente rápido emplazamiento de grandes cantidades de material volcánico que dio origen a la Sierra Chichinautzin la cual cerró la Cuenca de México por el sur. El modelo gravimétrico muestra la coexistencia de diferentes estilos de estructuras al norte y al sur de la Sierra Chichinautzin (de naturaleza extensional y compresiva). En particular, más al sur, fallas del sistema Taxco-San Miguel de Allende afectan el basamento de la Cuenca de Morelos.

Palabras clave: Sierra de Chichinautzin, Cuenca de México, Sistema de Falla Aztlán, control del emplazamiento del volcanismo, sismicidad, modelo cortical somero.

1. Introduction

The Trans-Mexican Volcanic Belt (TMVB) is a Pliocene-Quaternary elongated volcanic province, approximately between the latitudes 19.5° and 21° N, spanning from the Pacific Ocean to the Gulf of Mexico (Figure 1). The most active dacitic-andesitic stratovolcanoes in Mexico are located in it. Also included are cinder cone fields, isolated occurrences of rhyolitic volcanism, large silicic caldera centers, and plateau lava sequences (Mooser, 1972; Demant, 1978, 1981a, 1981b; Negendank et al., 1985; Ferriz and Mahood, 1986; Ferrari et al., 2012). It is currently associated with plate subduction processes along the Middle America Trench (MAT). The non-parallel position of this volcanic arc, with respect to MAT, is associated with the oblique convergence of the Cocos plate. Several geophysical, geological and geochemical aspects cannot be fully accounted for by subduction, so other models have been proposed: mantle plume (OIB-type magmas) (Márquez et al., 1999a), an extensional tectonic setting (i.e., rifting) (Sheth et al., 2000, 2002; Verma, 2002; Velasco-Tapia and Verma, 2013), and propagation of a lithospheric tear (Ferrari, 2004; Ferrari et al., 2012).

Demant (1978, 1981a, 1981b) defined five major sectors along the TMVB: 1) at its western end, the Chapala-Tepic graben (which includes several large stratovolcanoes); 2) the Colima graben; 3) the Michoacán-Guanajuato cinder cone field; 4) the valleys of Toluca, Mexico, and Puebla (dominated by high stratovolcanoes around large lacustrine valleys), including an extensive monogenetic field called the Chichinautzin Range that delimits the Mexico Basin to the south; and 5) the eastern TMVB, including the N-S Pico de Orizaba-Cofre de Perote range (Robin, 1982) that extends down to the Gulf of Mexico coast (Negendank et al., 1985). In general, the TMVB occupies several depressions (Figure 1).

In the central part of the TMVB it has been assumed that the large basins of Toluca, Mexico, and Puebla are limited by major intracortical faults (Venegas-Salgado et al., 1985; Pérez-Cruz, 1988; Silva-Romo et al., 2002; Siebe et al., 2004a). Several studies have focused on the study of these faults in the Mexico Basin (Campos-Enríquez et al., 1997; Huizar-Álvarez et al., 1997; Campos-Enríquez et al., 2000; Campos-Enríquez et al., 2002; García-Palomo et al., 2002a).

From a tectonic point of view, Pasquaré et al. (1987) subdivided the TMVB into three sectors. The western one comprises the Tepic-Zacoalco graben. The central one includes the Chapala-Tepic and Colima grabens, and the E-W Chapala-Maravatio depression. This sector is featured by E-W to NE-SW regional depressions. Contrastingly, the eastern sector is featured by N-S, NW-SE, and NE-SW faults. These two last sectors are separated by the Taxco-San Miguel de Allende Fault System (TSMAFS). Ferrari et al. (2012) includes as a fourth sector the easternmost TMVB. Another important tectonic element is the Jalisco Block limited to the north by the Tepic-Zacoalco graben and to the east by the Colima graben (i.e., Allan et al., 1991).

It has been proposed that the southern limit of the TMVB south of the Mexico Basin corresponds to an E-W fault. To account for the large height difference between the Mesozoic calcareous rocks in the valley of Mexico City (at depths between 1200 and 3775 m) and to the south of it (about 1500 m.a.s.l.), it was assumed that the Chichinautzin Range was emplaced along a regional normal fault (i.e., Delgado-Granados et al., 1995, 1997; Márquez et al., 1999b; Ferrari et al., 2002). Along this fault, the Mexico Basin should be displaced downward. Also, alignments of more than 15 cinder cones on the Chichinautzin Range led to infer the existence of a major E-W fault along the Chichinautzin Complex (Márquez et al., 1999b).

According to Alaniz-Álvarez and Nieto-Samaniego (2005), from the Miocene to the Recent the TMVB has been the site of deformation, and since the Eocene the TMVB acted as a frontier or zone coupling the tectonic events taking place to the north and south of it. In particular, they postulated the existence of a major fault system (named La Pera) that during the Oligocene-Miocene accommodated deformation by N-S or NNW extension.

As mentioned, the existence of the La Pera Fault was hypothesized based on the arguments already summarized, but no formal study of it has been reported. As we will see below, several faults have been mapped to the north and south of, and within the Chichinautzin Range (Figure 2). More recently, the Tenango Fault System, located immediately to the west, has been related to La Pera Fault (i.e., García-Palomo et al., 2000, 2008; Norini et al., 2006). Norini et al.(2006) established its morphologic expression as well as its kinematics.

Here, based on the inference by Campos-Enríquez et al.(2000) of a north dipping fault delimiting the Basin of Mexico in the south, we establish the crustal structure of the Chichinautzin Range focused on faults affecting it. This study enabled us to establish a relationship between the previously mapped faults.

This gravity modeling enabled us to confirm the existence of a major crustal north-dipping fault delimiting Mexico Basin to the south (i.e. delimiting to the north the Chichinautzin Range) as originally inferred by Campos-Enríquez et al. (2000). Additionally, this model enabled us to infer that the already mapped faults are subordinate to this major crustal structure. Several of these faults were characterized seismically. In view that the originally proposed La Pera Fault is subordinate to the major north-dipping faults inferred by Campos-Enríquez et al.(2000), in this study all these faults will be referred collectively to as the Aztlán Fault System.

In this context, this study has as objectives: a) to analyze the local seismicity observed along the northern limit of the Chichinautzin Range, in the zones close to the towns of Xochitepec and Milpa Alta, as well as the seismicity in the southwestern part of the range, and b) to interpret a N-S gravity profile, from the western Chichinautzin Range southwards into the neighboring Morelos Basin.

Figure 1. The study area in the context of southern Mexico after Johnson and Harrison (1989). Location of major volcanic centers and main structural systems are indicated. Ch: Chichinautzin Range, LC: Sierra de Las Cruces, SN: Sierra Nevada, Iz: Iztaccihuatl, Pp: Popocatepetl, TSMAFS: Taxco-San Miguel de Allende Fault System.

Figure 2. Detailed study area. Geologic background after the mining and geologic maps E-14-4 and F-14-2 of the Servicio Geológico Mexicano (Rivera-Carranza et al., 1998; De la Teja-Segura et al., 2002). In map F-14-2 no differentiation of the volcanic products of Nevado de Toluca was made. Left: the gravity model along the meridian 99° 30’ W, at same scale for comparative purposes. Right: Location of major volcanic and tectonic structures. Brown lines represent lineaments inferred by Márquez et al. (1999) (see Table 1). Key to gravity model is indicated in Figure 4. Summary of faults is given in Table 1. NT: Nevado de Toluca, LC: La Corona Volcano, SM: San Miguel Volcano, A: Ajusco Volcano, P: Popocatepetl Volcano, I: Iztaccihuatl Volcano. H: Holotepec Volcano, Z: Zempoala, T: Tenango. Telf: Teloloapan thrust Fault (i.e., Cabral-Cano, 2000a, b). Chf: Chichila Fault (Alaniz-Álvarez et al., 2002). Tf: Tetipac Fault (Alaniz-Álvarez et al., 2002). Txf: Tuxpan F, Amf: Los Amates Fault (i.e., Morán-Zenteno et al., 2005).

2. Geological setting

The Chichinautzin Range consists of a conspicuous concentration of Quaternary monogenetic volcanoes mainly to the south of the Mexico Basin (de Cserna et al., 1988). This monogenetic volcanism, mainly of the Strombolian type, closes the Mexico Basin to the south. The sequence of lavas and tephras of this range were considered as the Chichinautzin Group by Fries (1960). As Bloomfield (1975) and Martin del Pozzo (1982) succeeded in establishing the separation between its different members, this volcanic sequence became the Chichinautzin Formation. Lavas comprise blocky andesites, with some dacites and basalts (Martin del Pozzo, 1982). Verma (2000) reported hy-normative mafic rocks. According to the combined geochemical and isotopic data, he concluded that there is a lack of evidence to associate the origin of these rocks to subduction of the Cocos plate. He proposed that they probably were generated in a rifting tectonic setting. More recently, Velasco-Tapia and Verma (2013) described more cases of mafic rocks, distributed along 99° 10' longitude, with affinity to an extensional tectonic setting. Also Arce et al.(2013) reported more cases on this significant compositional heterogeneity.

The normal geomagnetic polarities of these rocks constrain its age to less than 700000 years (Mooser et al., 1974). Initial reported radiometric dates range from 9.4 to 2.4 ky (Bloomfield, 1975; Arnold and Libby, 1951), bracketing its age between Late Pleistocene and Holocene. Siebe et al. (2004b) recently fixed the age of the most recent activity of this monogenetic field at 1675 +/- 35 years BP. To the east and west it is limited by Paleogene volcanic rocks, and lies discordantly on volcanic products of a similar age (Martin del Pozzo, 1982; de Cserna et al., 1988).

A K-Ar age of 0.39 Ma has been reported for the andesitic Ajusco volcano (Mora-Álvarez et al., 1991). For the main Chichinautzin eruptive period Velasco-Tapia and Verma (2013) reported ¹⁴C dates of less than 40 ka. Arce et al. (2013) presented additional geochronologic dates older than 1 Ma, which indicate that the magmatic activity started much prior to 40000 years as previously reported (Bloomfield, 1975; García-Palomo et al., 2002b; Siebe et al., 2004b), and probably was of an episodic nature at 0.8, 0.2, and 0.08 Ma. Thus, its initial stage was coeval with the southern Sierra de Las Cruces volcanism which has been bracketed between 3.6 and 1.8 Ma (Osete et al., 2000). The activity of Zempoala volcano has been dated at 0.7 Ma, and that of La Corona volcano at 1.0 Ma (i.e., Arce et al., 2013). Fries (1960) estimated its thickness at 1,800 m, which represents an upper limit. Estimates based on subsurface data are similar (i.e., Alaniz-Álvarez and Nieto-Samaniego, 2005).

More than 200 monogenetic structures have been mapped (i.e., scoria cones, lava cones and fissural lava flows) (Martin del Pozzo, 1982). The general E-W trend of these structures has been noted by several authors (i.e., Fries, 1960; Demant, 1978; de Cserna et al., 1988; Martin del Pozzo, 1989; Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera, 1989; Mooser et al., 1996). Márquez et al. (1999b) established quantitatively that volcanic cones are oriented E-W, but also present subordinate NE-SW and NW-SE orientations. As already mentioned, several faults and cone lineaments had already been reported inside the Chichinautzin Range, as well as in its vicinity (i.e., the Tenango Fault by Bloomfield and Valastro, 1974; Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera, 1989).

Concerning the southern limit of the Chichinautzin Range, Delgado-Granados et al. (1995), to account for the large height difference between the Chichinautzin Range and the Morelos Basin, proposed a south dipping fault system delimiting to the south the Chichinautzin Range. Lermo et al. (1995) also reported seismological evidence supporting the existence of such a fault. Delgado-Granados et al. (1997) presented morphological, structural, seismological and gravimetric evidence of the existence of La Pera Fault. Campos-Enríquez et al. (1999) elaborated the first gravity model of the Mexico Basin–Morelos Platform transition. Additional geologic evidence was reported by Delgado-Granados et al.(1999).

New faults were reported within the Chichinautzin Range (i.e., Ávila-Bravo, 1998; García-Palomo et al., 2008). Detailed studies were undertaken on known faults. In particular, the Tenango Fault System was morphologically and kinematically characterized by Norini et al.(2006). Even if not completely characterized all these faults have been considered, together with assumed faults, as comprising a fault system (up to now named La Pera Fault System). Accordingly, this hypothesized fault system can be traced from south of Nevado de Toluca volcano, through the Chichinautzin Range.

In the following, we summarize the major faults and lineaments known up to the present around the Chichinautzin Range. We will proceed from west to east (Figure 2, Table 1).

1. The Tenango (1), Joquicingo (2), and San Pedro (3) faults were reported by Bloomfield and Valastro (1974). They were also mapped and reported by several authors (i.e., Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera, 1989; Márquez et al., 1999b). García-Palomo et al. (2000) and Norini et al. (2006) studied the kinematic of these and associated faults (i.e., the Tenango Fault System).
2. Faulting of the southern Sierra de Las Cruces was studied by García-Palomo et al.(2008). In particular, in the southernmost sector, two approximately E-W minor faults are reported. One fault is south (4) of El Ajusco volcano on the valley side slope. The other fault (5) is about 5 km to the south (between La Corona and Zempoala volcanoes).
3. Within the Chichinautzin Range García-Palomo et al.(2008) mapped an E-W, south-dipping fault where the Chichinautzin southward topographic slope begins, and called it La Pera Fault (6).
4. Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera (1989) reported cinder cones along a fault (in Figure 2 fault number 7). Also the E-W cinder cone alignments of Márquez et al.(1999b) are indicated (8-12). The central one is referred to as lineament number 8.
5. On the southern slope of the western Chichinautzin Range, Ávila-Bravo (1998) mapped several south-dipping, E-W faults based on cinder cone alignments as well as the tectonic tilting observed in the blocks delimited by these faults. She called these local faults the La Pera Fault System (13).
6. Campos-Enríquez et al. (2000), as already mentioned, found that to the south, the basin is delimited by north dipping normal faults (14). One of these faults correlates with the central alignment of Márquez et al.(1999b) (14).
7. On the slope to the Mexico Basin, García-Palomo et al.(2008) mapped the parallel E-W, north-dipping Xochimilco, and Xicomulco faults (15 and 16) up to the foothills of Sierra de Las Cruces.
8. At a local scale, Campos-Enríquez et al.(1997) established the existence of shallow E-W trending faults conforming graben and half-graben type structures in the Chalco sub-basin (17), where previously Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera (1989) proposed the existence of a graben.

Different stress regimes are observed to the north and south of the Trans-Mexican Volcanic Belt. At the end of the Cretaceous, the Laramide orogeny associated with a compressive tectonic regime, gave rise to N-S and E-dipping folds in the Morelos Platform (Alaniz-Álvarez and Nieto-Samaniego, 2005). Also W-dipping folds are observed at the western and eastern limits of this platform. Already during the Eocene, north of the TMVB, there was an extensional regime, while southern Mexico was affected by transcurrent tectonics. In the Oligocene, north of the TMVB, there was N-S and E-W extension, while in southern Mexico lateral faults gave rise to NE-SW extension and NW-SE contraction (Alaniz-Álvarez and Nieto-Samaniego, 2005). From the Miocene to the Recent, deformation is concentrated in the TMVB, which is characterized by NW-SE to N-S extension and minor E-W left-lateral transcurrent movement (Alaniz-Álvarez and Nieto-Samaniego, 2005).

Neotectonics in the TMVB is featured by extension, mainly in its western and central portions with a minor left-lateral component, which is absent in its eastern part (Suter et al., 2001a, 2001b).

Establishment of the structure of the Aztlán Fault system can enable us to see how the different tectonic styles are accommodated.

Table 1. Mean features of faults and lineaments discussed in the text.

3. Previous gravity studies

Regional gravity studies have focused partially on the study area (Molina-Garza and Urrutia-Fucugauchi, 1993; Campos-Enríquez and Garduño-Monroy, 1995; Urrutia-Fucugauchi and Flores-Ruiz, 1996; Campos-Enríquez and Sánchez-Zamora, 2000).

Molina-Garza and Urrutia-Fucugauchi (1993) and Urrutia-Fucugauchi and Flores-Ruiz (1996) focused on the long wavelength crustal-thickness variations beneath Central Mexico.

Constrained by seismological data, Campos-Enríquez and Garduño-Monroy (1995) modeled crustal intermediate wavelength details along a transect from the Pacific Ocean to the Gulf of Mexico. Beneath Cuitzeo Lake, they inferred a crustal thickness of about 35 km. Furthermore, based on the regional pattern of the Bouguer anomaly (i.e., Tanner et al., 1988) they inferred that the Tepic-Chapala rift and its eastern extension, the Chapala-Queretaro depression, are featured by crustal thinning in correspondence with extensional tectonics affecting this western sector of the TMVB.

Campos-Enríquez and Sánchez-Zamora (2000) established a normal thickness for the crust in the eastern sector (45 km below the Mexico Basin). Campos-Enríquez and Sánchez-Zamora (2000) included the Mexico Basin in their regional model, with major faults bounding this tectonic depression to the north and south. This constitutes the first antecedent of a normal fault bounded depression. These studies were based on smoothed, regional versions of the gravity field in central México (i.e., Monges-Caldera and Mena-Jara, 1973; Tanner et al., 1988; De la Fuente et al., 1991). These gravity data sets are based on the pioneer gravity work conducted in Mexico by Monges-Caldera and Mena-Jara (1973).

4. Gravity studies

More detailed gravity data have been recently used by Delgado-Rodríguez (1995), García-Pérez (1995), Campos-Enríquez et al. (2000) and Ortega-Gutiérrez et al.(2008). These gravity measurements were made with a Worden Master Gravity Meter every 200 m along a net of closed traverses of 5 – 8 km. Maximum closure times were two hours. Measurements were tied to the Tacubaya gravity pendulum base station in Mexico City belonging to the International Gravity Standardization Net 1971 (IGSN71). The overall accuracy of the data set is 0.5 mGal. Details are given in Delgado-Rodríguez (1995) and García-Pérez (1995).

From this more detailed gravity data set, a 140 km long, gravity profile perpendicular to main gravity anomalies was obtained along the meridian 99° 30’.

The first 10 km are located in the Valley of Toluca (Lerma Basin) (yellow line in Figure 2). The rest of the profile is in the Morelos Basin (Morelos Platform). It begins at 19° 12.5’ north latitude, in a Pliocene product covered plain (southern Lerma Basin) comprising the site of a seismic sequence (Yamamoto and Mota, 1988). Continuing to the south, the profile runs parallel to southern Sierra de Las Cruces (to the west of San Miguel and La Corona volcanoes). It crosses Las Tres Cruces cinder cone complex where the Holotepec volcano is located (to the east of the Nevado de Toluca volcano). In this area it cuts the E-W Tenango Fault System (Tenango Fault, Joquicingo-San Pedro Fault, and other NW-SE faults) (Bloomfield and Valastro, 1974; García-Palomo et al., 2000; Norini et al., 2006) and passes 2 km to the east of Tezontle volcano (about 10 km west of Zempoala), and west of Malinalco (i.e., about 20 km west of Cuernavaca). Here, the profile already traverses the Zunpahuacan horst (García-Palomo et al., 2000) where Mesozoic limestones rest on the Ixtapan-Teloloapan volcano-sedimentary and metamorphic sequence. This N-S strip of Cretaceous rocks extends to Taxco and Iguala. Between Iguala and Taxco, the Morelos Formation rocks crop out and constitute the top of a topographic high – Cerro Grande. In this portion, the profile is cut by the NW-SE Tetipac and Chichila faults, the southernmost mapped structures of the Taxco-San Miguel de Allende Fault System (Alaniz-Álvarez et al., 2002). The rest of the profile is covered by rocks of the Zicapa Formation. The profile ends at 18° north latitude, some kilometers before the Huizillipec sedimentary fold dome already in the Balsas River Basin (i.e., Cerca-Martínez, 2004).

In the western portion of the Morelos Platform, the rocks of the Morelos Formation folded in a N-S direction are observed to thrust rocks of the Mezcala and Zicapa formations and even younger rocks. The southern profile runs some kilometers east and parallel to the Teloloapan thrust (Telf in Figure 2) (i.e., Cabral-Cano et al., 2000a, 2000b). The Acatlan Complex is located about 90 km to the east of the southern end of the profile.

A regional-residual separation was performed (Figure 3). The respective residual anomaly (Figure 3c) is featured, in the Toluca Valley, by a gravity low of about -20 mGal featured by a gradient with several steps, attaining a local high of about 24 mGal around the latitude of Chalma (about km 35 in the profile). Then, the gravity values tend to decrease smoothly southwards giving rise to a regional 40 km length gravity high, delimited to the south by a gradient at the latitude of Taxco volcanic center. Afterwards, the values tend to decrease faster between kilometers 70 and 80. Around Iguala, they climb again. The gravity low between Taxco and Iguala represents a conspicuous gravity feature.

The forward modeling of the gravity residual anomaly was based on Talwani et al. (1959). Since the profile cuts geologic structures with a general N-S strike and widths of 40 – 50 km, a 2 – 1/2 D forward modeling was done (i.e., Rasmussen and Pedersen, 1979).

The gravity model was constrained by the geologic maps of the study area (i.e., Rivera-Carranza et al., 1998; De la Teja-Segura, 2002), as well as by available geologic studies (i.e., Meschede et al., 1996; Cabral-Cano, 2000b; Salinas-Prieto et al., 2000; Alaniz-Álvarez et al., 2002; Cerca-Martínez, 2004; Morán-Zenteno et al., 2005). Topography (Figure 3d) was also included as a constraint in the modeling process.

According to the model (Figure 4), at the latitude of the Chichinautzin Range and of the Nevado de Toluca volcano, basement blocks (calcareous rocks) are downward displaced along six faults into the Lerma Basin (southern Toluca Valley) where it attains depths between 2 and 3 km.

These faults are indicated by the well defined steps and respective slopes featuring the major gradient facing the Basin of Toluca. Sediments and volcanic products of southern Lerma Basin cover existing faults. Recent seismic activity (Yamamoto and Mota, 1988; this study) supports the presence of active E-W faults at the northernmost portion of the profile. Also, aligned cinder cones at the foot of Sierra de la Cruces range constitute a geomorphologic element supporting the existence of the two northernmost E-W buried faults (Figure 2). A posteriori, a quite good correlation is found between the rest of these north-dipping faults and the Tenango Fault System (i.e., García-Palomo et al., 2000; Norini et al., 2006). Ongoing magnetotelluric studies support a thickness of volcano sedimentary infill of about 2 to 3 km in this region (Campos-Enríquez et al., 2013).

These north-dipping faults reproduce, fairly well, the steep gravity gradient of this area. The gravity model south of Chichinautzin Range shows shortening structures probably associated with transpressive regimes acting during the Late Cretaceous and the early Paleogene (i.e., Meschede et al., 1996; Cabral-Cano, 2000a, 2000b; Salinas-Prieto et al., 2000; Alaniz-Álvarez et al., 2002; Cerca-Martínez, 2004).

Southwards the faults dip to the south. The main gravity high between 35 and 45 km was modeled in function of a structural high (simulating the Zunpahuacan horst of García-Palomo et al., 2000), where the Ixtapan-Teloloapan volcano-sedimentary and metamorphic sequence underlie Mesozoic limestones. According to the model, the basement and lower sequences are overthrusting the limestones. This structural high resembles a positive flower structure (structures normally associated with transpressive tectonics) probable acting during the Paleogene.

According to Rivera-Carranza et al. (1998), De la Teja-Segura et al. (2002) and Cerca-Martínez (2004), this cover of Cretaceous rocks extends to Taxco and Iguala, constituting a strip with a N-S direction. The wide gravity anomaly high between 40 and 70 km can be interpreted as a repetition of the Mesozoic sequences (Morelos and Mezcala Formations) simulating a N-S recumbent fold in agreement with the thrusting tectonic style as have been mapped in the Morelos Platform (i.e., Rivera-Carranza et al., 1998; De la Teja-Segura, 2002; Cerca-Martínez, 2004).

The gradient limiting the above mentioned regional gravity high to the south has been interpreted as a south-dipping fault (between km 70 and 75) (see Figures 2, 3, and 4) partially coinciding with the northwestern tip of Los Amates, Tuxpan, and other unnamed NW-SE lateral faults mapped to the east of the profile (Cerca-Martínez, 2004; Morán-Zenteno et al., 2005). But they also can be correlated with one of the southernmost NW-SE faults of the Taxco-San Miguel de Allende Fault System: Tetipac Fault (Alaniz-Álvarez et al., 2002) that cross the Taxco area and would reach the profile obliquely. The faults affecting the Taxco volcanic center had a strike-slip phase during the Paleogene. Because of it, we simulated the fault as an old inactive shear-zone affecting the greenschists of Taxco and now covered by volcanic rocks.

The gravity low between 75 and 95 km (beneath the Iguala region) was interpreted as a repetition of the sedimentary sequence simulating a recumbent syncline or the effect of thrusting. Such structures are present in the Alto Rio Balsas Basin. The southern gradient limiting this gravity low (at about km 100) was interpreted as a north dipping fault (corresponding to the southeastern projection of the Chichila fault described by Alaniz-Álvarez et al., 2002).

Our model suggest that the Tetipac-El Muerto, and Chichila faults and those mapped to the east of the profile (i.e., Los Amates, Tuxpan, etc.) form a stepwise continuous NW-SE fault system that can be traced southeastwards to the Acatlan Complex.

In the rest of the profile the sedimentary sequence and underlying basement tend to be shallow. The profile ends at 18º north latitude before the sedimentary dome of Huiziltepec. In this last portion, we interpreted the presence of a recumbent syncline, and a duplication of the sedimentary formations due to underthrusting.

Figure 3.Gravity profile (see location in Figure 2). a): Bouguer anomaly; b): regional anomaly; c): residual anomaly; d) topographic profile. H: Holotepec volcano, M: Malinalco, Ch: Chalma, Tx: Taxco Volcanic Field, I: Iguala City.

Figure 4. Gravity model (see location in Figure 2). Upper panel displays observed and calculated residual anomaly. Lower panel: model. Geologic units and respective density range are as follows. 1: undifferentiated volcanic rocks (2.63 – 2.81 gm/cm³); 2: undifferentiated infill (2.52 – 2.69 gm/cm³); 3: limestones of the Mezcala Formation (2.55 – 2.70 gm/cm³); 4: fault rock (2.52 – 2.72 gm/cm³). 5: limestones of the Morelos Formation (2.60 – 2.85 gm/cm³); 6: crystalline (igneous) basement (2.76 – 2.84 gm/cm³); 7: metamorphic basement (2.60 – 2.72 gm/cm³).

5. Seismicity in the southern Mexico Basin

Devastating subduction related earthquakes in Mexico have fostered seismic research on understanding their causes and effects on major cities. However, crustal seismic activity in the Mexico Basin, and in particular that originating along the Chichinautzin Range, has been less studied because of the lower magnitudes (< 4 Mc – coda magnitude), and shallow depths (< 20 km).

Nevertheless, seismic studies conducted with a limited number of seismic stations have indicated the frequent occurrence of local earthquakes in zones close to and within the Mexico Basin (i.e., Figueroa, 1971; Prince, 1974; Havskov, 1982; Yamamoto and Mota, 1988), some of intensity V MM (Modified Mercalli) (Havskov, 1982). Inhabitants felt that the earthquakes of February 4 and 15, 1981 were of unusual 3.2 Mc magnitude. Recent events include that of February 2, 1984 (Rodríguez et al., 1984), and of 21 January, 1995 (UNAM and CENAPRED Seismology Group, 1995). Lermo et al.(1995) and Delgadillo (2001) have again indicated the constant occurrence of low magnitude earthquakes.

Based on events from the recorded initial seismic activity and that documented since 1970, we characterize 70 earthquakes registered in the neighboring area and in the Mexico Basin; source parameters are obtained and correlated with the documented faults. In particular, we analyze 4 main seismic zones: I), Xochimilco-Milpa Alta, II) Xochitepec, III) Zempoala, and IV) Toluca.

6. Data

Analyzed seismic events come from a compilation based on the studies of Bravo et al. (1988), Lermo et al. (1997), Delgadillo (2001), and Pacheco et al.(2003). It also includes analog and digital records from the different seismic networks gradually installed since 1970: Servicio Sismológico Nacional (SNN), Red Sismotelemétrica del Valle de México from the Engineering Institute (SISMEX), Red Sísmica del Valle de México (RSVM), and the Popocatepetl volcano monitoring net from the Centro Nacional de Prevención de Desastres (CENAPRED). Figure 5 shows the location of the seismic stations of these networks.

A total of 70 earthquakes were compiled and relocated using SEISAN (8.1 version) (Havskov and Ottemöller, 2005), considering a 1.73 Vp/Vs ratio and the Mc coda magnitude). We used the magnitude of Hasvkov and Macías (1983), and the velocity model of Lermo et al.(2001) (Table 2). Correspondingly, depths were less than 20 km and magnitudes range between 1.1 and 4.0 Mc (Figure 5, Table 3). Hypocentral location errors are less than 5 km for zones I and II, but larger than 5 km for zones III and IV due to a poor azimuthal coverage in these two last zones.

Table 2. Velocity model of Lermo et al. (2001).

Figure 5. Relief map indicating location of the seismic stations in the Mexico Basin installed since 1970, and distribution of faults drawn with light lines (names are given in Table 1, Figures 2 and 12). Bold symbols represent the location of seismic stations indicating the name of the respective seismic network. SSN: Servicio Sismológico Nacional, CENAPRED: Centro Nacional de Prevención de Desastres. RSVM: Red Sísmica del Valle de México, SISMEX: Red Sismotelemétrica del Valle de México from the Instituto de Ingeniería of the Universidad Nacional Autónoma de México. The light gray lines represent the gravity profiles studied by Campos-Enríquez et al.(1997) and the respective inferred faults are shown also in light gray.

Table 3. Hypocentral parameters of 7 for the 70 analyzed seismic events. Mc, coda magnitude; Mw; magnitude moment; Mo*E+12, seismic moment in Nm; St*E+5, strength drop in Pa; Fo, corner frequency in Hz, and R, rupture radii in km.

7. Seismicity

7.1. Zone I: Xochimilco-Milpa Alta

For this zone, 25 local earthquakes, with magnitudes between 2.2 and 4.0 Mc, were relocated. The spatial distribution (Figure 6I) presents an approximately E-W trend, and correlates with the Xochimilco Fault. According to the NE-SW profile A-A' (Figure 6II) events are located at shallow depths (7 – 15 km), and distributed around a vertical plane. Recent seismicity migrates southwards close to cone lineament number 12 as proposed by Márquez et al. (1999b). This is the most seismically active zone of the Mexico Basin according to Figueroa (1971), Prince (1974) and Bravo et al.(1988). The larger magnitude corresponds to an event recorded on 21 January, 1995 (UNAM and CENAPRED Seismology Group 1995).

Figure 6. Earthquake localization in Zone I (Xochimilco-Milpa Alta) with corresponding error bars. I) plan view, II) profile A-A’. Number tags of faults and lineaments are the same as in Figure 2 and Table 1. Seismic events indicated by black filled circles. Numbers close to seismic events indicate the event number in Table 3.

7.2. Zone II: Xochitepec

A total of 28 earthquakes, with magnitudes between 1.1 and 3.7 Mc, were relocated. The largest ones are that of February 7, 1984 (Rodríguez et al., 1984) and of November 6, 2003 (Velasco, 2003). The respective spatial distributions show a general NW-SE orientation (Figure 7I). However, seismicity of the second event, presents an approximately NWW-SEE cluster. This seismicity is distributed between lineament number 10 of Márquez et al. (1999b) (also with the eastward continuation of the Azteca Fault–number 14 in the figure), and cone lineament 11 of Márquez et al. (1999b) and fault 7 inferred by Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera (1989). The hypocenters (Figure 7II) occur at depths between 5 and 18 km, around a vertical plane. Shallow seismicity corresponds to the second event. Márquez et al. (1999b) also found secondary cone lineaments with a NW-SE orientation (one such NW-SE cone lineament can be observed in Figure 7I). This orientation might be related to subordinated faults (i.e., Riedel type faulting) associated with the main E-W faults.

Figure 7. Earthquake localization in zone II (Xochitepec) with their corresponding error bars. I) plan view, II) profile B-B'. Number tags of faults and lineaments are the same as in Figure 2 and Table 1. Seismic events indicated by black filled circles. Numbers close to seismic events indicate the event number in Table 3.

7.3. Zone III: Zempoala

For this zone, 8 earthquakes were relocated, with corresponding magnitudes between 2.1 and 3.2 Mc (Figure 8I). The representative events are those of October 26, 1998 (Chavacán, 2003), that of March 1^st, 2001, and April 12, 2003 (Pacheco et al., 2003). All these events have well defined p and s first arrivals and are of high frequency content (i.e., they are of tectonic origin). So far no tremors, etc. have been detected within the array deployed here. Their spatial distribution follows an E-W trend correlating with cone lineament number 9 of Márquez et al.(1999b) and the northernmost fault of Ávila-Bravo (1998), and has a general south-dip in agreement with Ávila-Bravo (1998). Depth distribution (Figure 8II) shows that hypocenters occur between 2 and 15 km.

Figure 8. Earthquake localization in Zone III (Zempoala) with their corresponding error bars. I) plan view, II) profile C-C'. Number tags of faults and lineaments are the same as in Figure 2 and Table 1. Seismic events indicated by black filled circles. Numbers close to seismic events indicate the event number in Table 3.

7.4. Zone IV: Toluca

In August, 1980, a local earthquake swarm occurred in the valley of Toluca. The epicenter relocation of these 9 events, with magnitudes between 2.7 and 3.7 Mc, follows an E-W orientation (Figure 9I) similar to that observed in zone III. Even if relocation errors are larger due to less azimuthal coverage, the events are correlated with the reactivation of the Tenango Fault (Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera, 1989; García-Palomo et al., 2000; Norini et al., 2006; García-Palomo et al., 2008) (i.e., a left-lateral, subvertical fault dipping to the north). The depth profile indicates a sub-vertical depth distribution between 3 and 21 km, relatively deeper that in the previous zones (Figure 9I).

Figure 9. Earthquake localization in Zone IV (Toluca) with corresponding error bars. I) plan view, II) profile D-D'. Number tags of faults and lineaments are the same as in Figure 2 and Table 1. Seismic events indicated by black filled circles. Numbers close to seismic events indicate the event number in Table 3.

8. Focal mechanisms and modeling

To characterize the source parameters, composite focal mechanisms were obtained. For zone III, it was only possible to obtain a simple mechanism (Figure 10 and Table 3).

The nodal plane, dipping to north (and corresponding to a normal fault) obtained for zone I (Figure 10a), would correlate with the normal Xochimilco Fault. Concerning the NW-SE right-lateral transcurrent mechanism of Figure 10b, no fault has been mapped. However, Márquez et al.(1999b) also reported secondary cone alignments in a NW-SE direction, and possibly this is the case. In zone III the chosen plane (Figure 10c) correlates fairly well with faults described by Ávila-Bravo (1998). The transcurrent mechanism of Zone IV correlates very well with an E-W, north dipping fault associated with the Tenango Fault system (Figure 10d). Zone II and III focal mechanisms are not very well constrained. If, for zone II, the almost north-south plane is well constrained, the other plane is weakly constrained and open to other interpretations. The mechanism for zone III is not very well constrained because its azimuthal coverage corresponds mainly to stations to the north.

In these cases we used the event epicenter distribution, as well as available geological information (faults and cone lineaments) to choose between both nodal planes. To assess the feasibility of the chosen mechanism we modeled waveforms following Bouchon (1979) corresponding to the chosen fault planes.

For this modeling, we selected events analyzed in this study, as well as from the UNAM and CENAPRED Seismology Group (1995), if they were recorded by the broadband stations CUIG, PPIG, and YAIG. Results are satisfactory (i.e., shape and magnitude of first and second arrivals are similar in the observed and synthetic seismograms), as can be observed in two examples shown in Figure 11. They correspond to events of July 25, 1999 of zone I (Xochimilco-Milpa Alta), and that of October 26, 1998 of zone III (Zempoala). Furthermore, following Brune (1970), the source parameters were estimated: seismic moment (Mo), stress drop (St), corner frequency (Fo), and source radius (R) (Table 4).

Table 4. Fault parameters obtained from the focal mechanisms. Shaded areas represent the principal fault planes. T and P, compression and tension axis.

Figure 10. Focal mechanism representative of each of the four studied zones.

9. Discussion

The gravity model obtained in this study enables us to infer that the faults discussed in this study are correlated, and constitute a fault system (the Aztlán Fault system). Next, we will indicate how these faults, which were already mapped and reported by geologic and geophysical studies respectively, correlate with the gravity model. We will proceed from west to east (and from north to south in the model).

1. According to the gravity model, the Tenango Fault System comprises a series of north dipping faults, some of them covered by volcanic and sedimentary products. At depth, the northernmost model fault in our model correlates quite well with the area where a seismic sequence has been reported by Yamamoto and Mota (1988). This fault can also be correlated with the northern alignment of Márquez et al. (1999b) (number 12 in Figure 2). This alignment is featured by seismic activity at its western and eastern ends (Lerma Basin and Xochitepec areas).
2. The central alignment of Márquez et al. (1999b) (number 10 in Figure 2), when extrapolated to the west, coincides fairly well with the Tenango Fault (number 1 in Figure 2). It correlates quite well with a north-dipping fault (number 5 in Figure 2) mapped by García-Palomo et al. (2008) to the west of the southern Sierra de Las Cruces (around La Corona Volcano). The westward extrapolation of this central lineament correlates with the second model fault. The western tip of the fault trace reported by Vázquez-Sánchez and Jaimes-Palomera (1989) (number 7 in Figure 2) joins this central alignment. The major fault inferred by Campos-Enríquez et al.(2000) to limit the Mexico Basin (number 14 in Figure 2) coincides with this central alignment when extrapolated to the surface. We propose that this central major crustal fault be named Aztec Fault.
3. The two northernmost faults mapped by Ávila-Bravo (1998) (i.e., La Pera Fault system) (number 13 in figure 2) coincides with the southern lineaments (number 8 and 9 in Figure 2) of Márquez et al. (1999b). Seismic activity is reported along this lineament around Zempoala (this study). The third model fault also coincides with this lineament.
4. The Tenango Fault System southern faults (San Pedro and Joquicingo) coincide in latitude with the second northernmost fault of Ávila-Bravo (1998) (number 13 in Figure 2), as well as with La Pera Fault as defined by García-Palomo et al.(2008) (number 6 in Figure 2). However, the respective vergences are opposite. San Pedro and Joquicingo faults coincide with the third model fault.
5. The Xochimilco Fault (number 15 in Figure 2; García-Palomo et al., 2008) can be extrapolated to the west up to the north-dipping fault mapped by these authors to the north of Ajusco Volcano (number 4 in Figure 2).
6. The Xicomulco Fault (number 16 in Figure 2; García-Palomo et al., 2008) correlates quite well with the faults delimiting graben and half-graben type structures in the Chalco sub-basin (number 17 in Figure 2; Campos-Enríquez et al., 1997). It is featured by seismic activity around Milpa Alta (Rodríguez et al., 1984; UNAM and CENAPRED Seismology Group, 1995, this study).

The location of the first modeled south-dipping fault (about km 35 in the gravity model of Figure 2) coincides with the southern limit of the Chichinautzin Range. South of this fault, the Mesozoic rocks are relatively shallow compared to their position in the Lerma Basin (correlating with the subsoil geology of the Mexico Basin). According to the gravity model, the south-dipping La Pera Fault postulated by Delgado Granados et al. (1997) and Delgado-Granados et al. (1999) corresponds to a relative shallow fault. Contrastingly, the north-dipping fault proposed by Campos-Enríquez et al. (2000), also corroborated in the Lerma Basin, is more conspicuous (i.e., deeper).

Figure 12 indicates that the 70 analyzed events distribute themselves along and around several of the faults already mentioned here. Similar results were obtained by Figueroa (1971), Prince (1974), Rodríguez et al. (1984), Yamamoto and Mota (1988), Lermo et al. (1995), the UNAM and CENAPRED Seismology Group (1995), and Delgadillo (2001). Results from the simple and composite focal mechanisms are in agreement with the orientation and dip of the Xochimilco, Tenango, and La Pera faults. The transcurrent mechanism for Zone II and south-dip would indicate that the tectonics is complex (i.e., piecewise changes: en echelon tectonics, Riedel-type faulting).

Finally, it is interesting to note that in the valley of Puebla-Tlaxcala, E-W faults delimit the Tlaxcala graben (Lermo-Samaniego et al., 2006; Lermo-Samaniego and Bernal-Esquia, 2006). The respective southern master fault correlates in position with the above mentioned E-W faults. If this correlation can be documented in a future study, it would imply that this fault system is 100 km longer than the value here reported.

The origin of the Chichinautzin Range is related to the evolution of the Mexico Basin and this, as a consequence, also has a close relationship with the TMVB tectonics. Several models have been proposed for the nature and origin of the TMVB. For several years there has been a general agreement that it is related to oblique convergence of the Cocos plate. Its oblique location with respect to the Middle America Trench is accounted for by the change in subduction dip along southern Mexico. Other proposals include, for example, that it represents an ancient suture (Mooser, 1969; Le Pichon and Fox, 1971), a zone of strike-slip displacement (Gastil and Jensky, 1973), and Shurbet and Cebull (1984) have proposed that it represents the limit of an incipient micro-plate.

However, in the last decade, a large number of studies have contributed to a better understanding of the TMVB features. These studies have indicated, in particular, a large variety of rocks and volcanic styles. Several geophysical, geological and geochemical aspects cannot be accounted for by the subduction model.

In this way the origin of the TMVB is a subject of debate. To account for the existence of mafic rocks, Márquez et al. (1999a) proposes, in particular for the origin of the Chichinautzin Range, a mantle plume (i.e., OIB-type magmatism). Extensional tectonics related to rift processes has been advanced by Sheth et al. (2000), Verma (2000), Verma (2002), Sheth et al. (2002), and Velasco-Tapia and Verma (2013). Ferrari (2004) proposed the eastward displacement of a tear in the subducting plate in combination with a pre-existing weakness zone (i.e., related to the above mentioned models).

The central TMVB is being deformed by seismically active E-W normal faults (Suter et al., 1992). Minor left-lateral displacement is associated with this intra-arc extension (Suter et al., 2001a, 2001b). According to Suter et al. (1992), the observed tension stress can be associated with isostatic compensation processes of the highlands of central Mexico. On the other hand, the left-lateral component can also be explained by means of the compressional far-field stress due to the convergence of the North America and Cocos plates at the MAT. Thus the normal fracturing and its left-lateral component might be accommodating trench parallel movement of tectonic blocks in southern Mexico. This stress state would give rise to the proposed rifting processes (i.e., Sheth et al., 2000; Verma, 2000; Verma, 2002; Velasco-Tapia and Verma, 2013). Indeed, recently Ego and Ansan (2002) proposed that the slip partitioning taking place at the convergence zone is accommodated by the normal E-W oriented faults with left-lateral component of the central TMVB. Meschede et al.(1996) had already proposed stress transmission across southern Mexico as a mechanism to explain correlation of convergence direction and stress states in southern Mexico since the Cretaceous.

Thus, this study documents the existence on the southern limit of central TMVB of an active fault system. In this way, it turns out that the Toluca and Mexico basins are bounded to the north and to south by active E-W normal faults. This implies that there is an extensional tectonic regime associated with the origin of these depressions. In other words we have a rifting process such as has been invoked by Sheth et al.(2000), Verma (2002), and Velasco-Tapia and Verma (2013).

Figure 11. Waveform modeling of earthquakes recorded on July 25, 1999, and October 26, 1989, in stations CUIG, YAIG, and PPIG from SSN seismic networks.

Figure 12. Spatial distribution of all the events analyzed here. The focal mechanisms and faults affecting the Chichinautzin Range are also displayed for the four zones considered. Numbers inside circles signify faults and lineaments (see Figure 2 and Table 1). Other numbers refer to events (see Table 2). Orange lines represent cone lineaments of Márquez et al. (1999). Lines in blue represent gravity profiles studied by Campos-Enríquez et al. (1997).

10. Conclusions

In particular, the gravity model enables integration into the major Aztlán Fault System the different faults mapped up to today that affect the Chichinautzin Range. According to the gravity model, the Chichinautzin Range was constructed on top of Mesozoic calcareous rocks lying above a metamorphic basement. To the north and south this basement is downfaulted. Nevertheless the north dipping faults displace the basement downward to greater depths (2 to 3 km) in the Toluca and Mexico basins. As block faulting proceeded, the edge of the basement migrated southwards. Magma used segments of these faults as conduits to the surface. In the Morelos basin, the correlating rocks are at shallower depths. This system is a major tectonic feature of at least 100 km in length and 30 – 40 km in width, a density of approximately one E-W fault each three kilometers, and a local extension of about 10 %. Probably it extends a great distance eastwards.

A very important result derives from the seismic study: the active nature of this fault system. Also, seismic studies indicate that the fault system reaches the brittle-ductile transition crustal zone (about 15 km), but given its length, it should reach lower crustal levels (about 40 km).

Orientation and dips obtained from simple, composite mechanism (and confirmed by waveform modeling) corroborate fairly well the faults mapped so far (the northern Xicomulco Fault, the central major Aztec Fault, and southern La Pera Fault).

This E-W fault system would have fractured the crust intensely beneath the Sierra de Chichinautzin, in conjunction with the Basin and Range NW-SE fault system, as well as the associated NE-SW thrust and fault system of the Sierra Madre Oriental. This high degree of fracturing has enabled the relatively fast emplacement of large quantities of volcanic material to give rise to the Chichinautzin Range, closing the Mexico Basin to the south.

This study indicates that not only the northern portion of central TMVB is under extension (i.e., Suter et al., 2001a, 2001b) but also its southern portion, in particular, the southern Toluca and Mexico basins, thus indicating extensional tectonics for the origin of these basins. The gravity modeling indicates that faults of the Taxco-San Miguel de Allende system affect the basement of the Morelos basin much further south.

Acknowledgements

António Chambel and two anonymous reviewers helped to improve the manuscript.

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Manuscript received: May 9, 2014.
Corrected manuscript received: October 13, 2014.
Manuscript accepted: November 24, 2014.

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Determinación de los procesos hidrogeoquímicos participantes en la composición del agua de las fuentes de abastecimiento a pobladores de la delegación Iztapalapa, D.F., México

Eloísa Domínguez Mariani^1,*, Carlos Vargas Cabrera^1,2, Fredy Martínez Mijangos², Eugenio Gómez Reyes³, Oscar Monroy Hermosillo³

¹ Universidad Autónoma Metropolitana, Unidad Lerma, Av. de las Garzas 10, Col. El Panteón, Lerma de Villada, Municipio de Lerma, Estado de México, 52005, México.
² Centro para la Sustentabilidad Incalli Ixcahuicopa, Centli, Carretera Tlalmanalco-San Rafael km 1.2, San Juan Atzacualoya, Tlalmanalco, Estado de México, 56720, México.
³ Universidad Autónoma Metropolitana, Unidad Iztapalapa, Rafael Atlixco No. 186, Col. Vicentina, Iztapalapa, D.F., 09340, México.

^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

Los problemas para el abastecimiento de agua a pobladores de la Cuenca de México han sido una constante, agravándose especialmente en la delegación Iztapalapa con la extracción intensiva del agua subterránea y el descenso de niveles piezométricos. En el agua subterránea obtenida de 17 pozos, los parámetros fisicoquímicos más significativos tienen las siguientes concentraciones: Fe²⁺ (0.004 – 0.6 mg/L), Mn²⁺ (0.003 – 0.96 mg/L), Na⁺ (91 – 598 mg/L) y Cl^- (59.5 – 372 mg/L), demanda química de oxígeno (DQO) (3.8 – 63.8 mg/L) y conductividad eléctrica (CE) (620 – 2503 μS/cm) además de turbiedad y mal aroma. Algunos de los anteriores parámetros están fuera de la norma mexicana para agua potable en algunos de los puntos muestreados. Se determinaron los siguientes procesos hidrogeoquímicos: mezcla entre diferentes componentes de flujo subterráneo inducidas por bombeo intensivo en la propia delegación, con agua salobre del acuitardo sobreyacente. El efecto neto es el incremento del contenido iónico del agua subterránea hasta la tendencia a la precipitación de minerales ferromagnesianos, carbonatos, fosfatos y silicatos en la red de abastecimiento, y turbidez del agua extraída. Lo anterior se demostró mediante el cálculo de índices de saturación con el software PHREEQC. Se tienen condiciones reductoras a causa de la oxidación de materia orgánica y consecuentemente reducción de sulfatos, denitrificación y presencia de gases como CO₂ y H₂S, este último asociado con corrosión de la red de agua potable y mal aroma.

Palabras clave: calidad del agua, hidrogeoquímica, explotación intensiva del agua, hierro, salinización, reducción de sulfatos.

Abstract

The water supply issues for Basin of Mexico residents have been constant; recently they have increased in Iztapalapa because of the groundwater withdrawal. The most significant concentrations, obtained from 17 wells, were: Fe²⁺ (0.004 – 0.6 mg/L), Mn²⁺(0.003 – 0.96 mg/L), Na⁺ (91 – 598 mg/L) and Cl^- (59.5 – 372 mg/L), COD (3 – 63.8 mg/L) and specific conductivity (620 – 2503 μS/cm), in addition with turbidity and bad odour. The following hydrogeochemical processes were determined: mixing between different groundwater flow components induced by heavy pumping, and brackish water of overlying aquitard, increasing of the ionic content of groundwater until the precipitation of minerals like carbonates, phosphates and silicates on supply network and turbidity of the water extracted. This was demonstrated by calculating saturation index with the software PHREEQC. Redox conditions are consequence of organic matter oxidation, and therefore sulfate reduction, denitrification and presence of gases such as CO₂ and H₂S, the latter associated with corrosion in the drinking water network.

Keywords: water quality, hydrochemistry, water extraction, iron, salinization, sulfate reduction.

1. Introducción

El agua subterránea en general se consideró por mucho tiempo de buena calidad debido a que se encuentra relativamente protegida de eventos contaminantes producidos en superficie, sin considerar que se ubican actividades potencialmente contaminantes en la superficie de acuíferos vulnerables (Foster et al., 2007). Como es el caso de acuíferos en materiales geológicos fracturados, el riesgo es mayor debido al potencial de infiltración relativamente rápido, sin oportunidad de retención de los componentes fisicoquímicos por parte del medio. Adicionalmente, la calidad del agua subterránea puede deteriorarse debido al bombeo intensivo que puede inducir el flujo de agua de mayor contenido iónico desde gran distancia.

La estratigrafía del acuífero de la Ciudad de México es descrita como una potente secuencia de materiales volcánicos con una importante cobertura de sedimentos lacustres. Los más antiguos comprenden materiales clásticos del Eoceno, basaltos y riolitas del Oligoceno y andesitas del Mioceno, cuya potencia en conjunto es de 300 m; sobreyacen a depósitos del Plioceno inferior que incluyen materiales lacustres y piroclásticos (con un espesor de 600 m). A continuación se presentan basaltos-andesitas y andesitas plio-cuaternarias, andesitas pliocénicas y piroclastos plio-cuaternarios en las elevaciones topográficas y en los depósitos lacustres que se comportan como un acuitardo (con espesor de 1000 m), mientras que los depósitos del Cuaternario-Reciente comprenden 600 m de depósitos aluviales y fluviales (Edmunds et al., 2002).

Por lo anterior, la composición del agua subterránea estará asociada principalmente al tiempo de interacción con materiales volcánicos, debido a que el principal acuífero es el de tipo granular y en segundo lugar, el ubicado en la unidad volcánica. Edmunds et al. (2002) definieron la asociación entre el flujo natural procedente de las montañas circundantes hacia el centro del valle y los cambios hidrogeoquímicos en razón de las líneas de flujo, sin evidencia de paso de componentes inorgánicos desde el acuitardo o desde fuentes superficiales. Sin embargo, se estima que la extracción intensiva y los efectos asociados como el fracturamiento y la subsidencia, han influido en la variación de la composición del agua subterránea de algunas pociones de la cuenca. Tal es el caso muy notorio, de la mala calidad del agua subterránea que procede de pozos ubicados en la delegación Iztapalapa, que de manera general, presenta coloración café pálida a muy intensa y aroma fétido, lo que imposibilita el consumo de manera confiable. El objetivo de este artículo es presentar el análisis de la composición del agua que se extrae de pozos ubicados en la delegación Iztapalapa mediante parámetros fisicoquímicos, para definir los probables procesos hidrogeoquímicos que la originan, tomando en cuenta la conformación geológica de la región y la dinámica de la extracción intensiva que se lleva a cabo en la zona.

2. Descripción del área de trabajo

La delegación Iztapalapa es una de las 16 que conforman el Distrito Federal, se encuentra localizada al oriente, en los límites con el Estado de México (Figura 1). Por su ubicación genera una interrelación de servicios de equipamiento, transporte y actividad cotidiana con los municipios de Nezahualcóyotl, Los Reyes-La Paz y Chalco-Solidaridad (Arango-Durán y Lara-Medina, 2005). Ocupa un área de 114 km² donde se encuentran asentados 1815796 habitantes (INEGI, 2015) por lo que es la delegación con mayor densidad de población en el Distrito Federal con 16 hab/m². Es de hacer notar que el 92.7 % del área se encuentra fuertemente urbanizada y sólo cuenta con el 7.3 % son áreas verdes (DI, 2007). Se ubican dentro de sus límites: el Cerro de la Estrella (2462 msnm), el Peñón del Marqués (ó Peñón Viejo, 2372 msnm) y los flancos NE de la Sierra de Santa Catarina (2750 msnm); dichos promontorios dividían el antiguo lago de Texcoco del Lago de Xochimilco.

Como rasgos hidrográficos se ubican el Río Churubusco, el Canal de Garay y el Canal de Chalco-Canal Nacional (actualmente todos entubados), los cuales conducen escurrimientos pluviales y de drenaje. Asimismo, los hundimientos del terreno que se registran en la zona generan daños a la infraestructura civil e hidráulica que produce continuas inundaciones cuya solución, hasta ahora, ha sido la canalización del agua de escorrentía a los drenes mencionados.

Figura 1. Localización de la delegación Iztapalapa con respecto al Distrito Federal y a la República Mexicana. Se observan los principales rasgos topográficos e hidrológicos (ya entubados), así como los nombres de las delegaciones políticas vecinas y el límite con el Estado de México.

3. Marco hidrogeológico

El territorio de la delegación Iztapalapa está morfológicamente compuesto por una planicie constituida por depósitos arcillosos lacustres que integran un acuitardo que sobreyace a los materiales acuíferos de extensión regional, limitado por una serie de elevaciones topográficas de diferente altitud que representan una zona de recarga potencial al acuífero, al estar formados de materiales volcánicos de buena a alta permeabilidad. La mayor parte de la población de la delegación Iztapalapa se asienta sobre los depósitos lacustres.

En la parte más somera, los depósitos lacustres tienen espesores que varían de 30 a 60 m dando confinamiento al acuífero subyacente en su parte superior (Vargas-Cabrera, 2001). Además de su composición limo-arcillosa, los depósitos lacustres finos se encuentran interestratificados con arenas piroclásticas que son conocidas en el ámbito geotécnico local como “capas duras” y son los horizontes donde se asientan las cimentaciones de las principales edificaciones de la ciudad.

La composición mineralógica del acuitardo tal como lo menciona Díaz-Rodríguez (2006) es única, ya que le confiere propiedades de alta compresibilidad y comportamiento tipo elástico (Díaz-Rodríguez et al., 1992); al superarse dicho esfuerzo, muestra excesiva deformación y cambios de volumen con predominante consolidación secundaria. El contenido de agua es de aproximadamente 220 % a 30 m de profundidad y alcanza un máximo de 420 % a 7 m. El contenido mineralógico, de acuerdo a los mismos autores, se puede dividir en tres componentes principales.

• Componente alóctona, consiste en minerales detríticos como plagioclasa, hornblenda, hiperstena, cristobalita, vidrio volcánico, minerales arcillosos, ceniza volcánica y materia orgánica.

• Componente autóctona, precipitado de calcita bioquímica (valvas de ostrácodos y conchas de diatomeas, gasterópodos), sílice biogénica (frústulas de diatomeas), oolitos y abundante materia orgánica.

• Componente diagenética formada a partir de vidrio volcánico y minerales primarios alterados (sílice, ópalo y minerales ferromagnesianos). Se identificaron ópalo-CT (cristobalita-tridimita), cristobalita, goethita, calcita y pirita.

Lo anterior es producto de la biodiversidad existente en los lagos, la actividad volcánica circundante y con altas tasas de evaporación demostradas por Domínguez-Mariani, 1996). El acuífero que subyace al acuitardo lacustre está caracterizado por una intercalación de rocas ígneas cristalinas con piroclastos de composición basáltica, producto de la actividad volcánica durante el Cuaternario. Estos materiales volcánicos tienen alta permeabilidad primaria debido a que predominan derrames lávicos fracturados y autobrechados, además de que contienen vesículas interconectadas y forman localmente cavernas volcánicas (Vázquez-Sánchez, 1995). Los piroclastos intercalados con los derrames lávicos son materiales granulares cuyo tamaño de partícula va desde ceniza y lapilli hasta bloques volcánicos; por estas características, el acuífero presenta doble porosidad. La naturaleza litológica de los materiales define dos unidades acuíferas, la unidad acuífera volcánica granular y la unidad acuífera volcánica fracturada. Hacia la base de las unidades acuíferas se encuentran depósitos de lavas poco fracturadas y de materiales de grano fino que componen un acuitardo de poco espesor, conocido como acuitardo intermedio que forma el confinamiento inferior del acuífero descrito.

4. Explotación intensiva

De acuerdo a la configuración de la antigua zona lacustre de la Cuenca de México, la alimentación hidrológica provenía de las zonas montañosas hacia los lagos, vía escurrimiento superficial y también subterráneo. Sin embargo, tras la desecación de los lagos para el asentamiento de la Ciudad de México, sucedió su enorme expansión prácticamente a toda la cuenca, lo que generó cambios no sólo en los volúmenes de escurrimiento sino también en el almacenamiento subterráneo.

La Figura 2 muestra las cargas hidráulicas (h) registradas en el año 2011 en pozos del Sistema de Aguas de la Ciudad de México (SACM, 2009). Se observa que en la planicie de la delegación convergen las cargas que provienen de la Sierra de Santa Catarina h = 2175 msnm. Desde el sur se tiene un aporte de agua (h = 2185) msnm que arriban a la planicie. Se infiere que esta entrada es aprovechada mediante los pozos de extracción de la delegación. También existe una aportación horizontal desde el Peñón del Marqués y del noroeste, de la delegación Iztacalco (h = 2195 msnm). Las diversas componentes tienen origen en medios geológicos diferentes; por un lado la Sierra de Santa Catarina y el Peñón del Marqués están constituidos por rocas volcánicas principalmente piroclastos. En tanto que el flujo subterráneo procedente de Xochimilco y de Iztacalco proviene del acuífero regional. De tal manera que, en la planicie de la delegación se tiene actualmente la confluencia de flujo subterráneo de zonas circundantes. No se tienen suficientes información de cargas hidráulicas históricas de pozos de la delegación para establecer la existencia de zonas de abatimiento dentro de la delegación.

Una expresión de la extracción de agua subterránea que se ha realizado en la demarcación, es el abatimiento del nivel piezométrico puntual en los pozos. El máximo intervalo se alcanza en la cercanía del Cerro de la Estrella con 50 – 62.5 m en el periodo 1968 – 2010, con descensos anuales de 1.2 a 1.6 m. En el límite con la delegación Coyoacán se tienen descensos medios de 1.1 m y los menores cerca de la Sierra de Santa Catarina (33.2 m) con promedio anual de 0.8 m, para el mismo periodo.

Figura 2. Ubicación de los pozos de la delegación Iztapalapa de los que se colectaron muestras de agua. Se observan las cargas hidráulicas (msnm) en la delegación Iztapalapa para el año 2011, de acuerdo a datos inéditos del SACM.

5. Fracturamiento del terreno

Los depósitos lacustres que sobreyacen al acuífero regional han experimentado compactación desde finales del siglo XIX (Carrillo, 1947), manifestándose en la superficie con hundimientos y fracturas del terreno, con efectos sobre la zona urbana como el rompimiento de las redes de distribución, así como de estructuras civiles. La teoría de la consolidación muestra que estos hundimientos se deben a la extracción generalizada de agua subterránea del acuífero bajo los depósitos lacustres (Carrillo, 1947; Terzaghi, 1925).

Vargas-Cabrera (1995, 2001) y Vargas-Cabrera y Ortega-Guerrero (2004) definen el comportamiento hidráulico de los sedimentos lacustres, conocidos como “arcillas de la Cd. de México”, y el riesgo al que se encuentra sometida el agua en el acuífero subyacente en función de elevados valores de la conductividad hidráulica en superficie, aunado a la existencia de bajos valores del gradiente hidráulico; evidenciando una zona activa de flujo asociada a la presencia de fracturas en los primeros 10 m de profundidad en los bordes de la planicie y en los primeros 20 m en la parte central. Estos resultados tienen fuertes implicaciones sobre la vulnerabilidad a la contaminación del agua subterránea, una vez que las fracturas de la capa lacustre favorecen la migración de sustancias contaminantes desde la superficie del terreno hacia el acuífero del que se abastece la zona metropolitana.

El hundimiento de la Ciudad de México por la extracción de agua subterránea ha sido documentado por Jaramillo y Sánchez (2002) quienes muestran tasas de hundimiento que varían desde cero en Las Lomas, hasta casi 30 cm/año en el centro de la Ciudad de México. Por su parte, Cabral-Cano et al. (2002) reportan tasas de hundimiento en el oriente de la Cd. de México de 38.3 cm/año y en el centro de la Ciudad de México de 11.5 cm/año, durante el periodo de 1999 a 2000. Para la zona de Iztapalapa, la propia delegación ha documentado una amplia red de fracturas alrededor de la Sierra de Santa Catarina, Cerro de la Estrella y del Peñón del Marqués.

6. Problemática en torno al agua en la delegación Iztapalapa

El problema de abastecimiento de agua en la Ciudad de México es un caso tristemente conocido en el mundo, que se deriva del deterioro ambiental originado a partir del cambio de sus condiciones lacustres naturales hasta convertirse hoy en día en una de las ciudades más grandes del mundo. Izazola (2001) comenta que, a inicios del siglo XX, el suministro del agua a la Ciudad se componía de un 40 % de agua subterránea proveniente de la propia cuenca y el 60 % restante, de aguas superficiales propias. El SACM (2009) menciona que el abasto a la población del Distrito Federal se compone hoy en día de un 44.9 % de agua subterránea y un 3.2 % de agua superficial proveniente de la propia cuenca, además de un 12.3 % de agua subterránea del Sistema Lerma y un 39.5 % de agua aportada por el Sistema Cutzamala.

La delegación Iztapalapa es la demarcación más poblada de la Zona Metropolitana de la Ciudad de México (ZMCM), y para cubrir sus requerimientos hídricos también recurre a varias fuentes de abastecimiento externas debido a que las internas han disminuido. Tiene un suministro de agua subterránea proveniente de 78 pozos que aportan 1.3 m³/s, más tres tanques de abastecimiento: Tanque la Caldera con un caudal que proviene del Sistema Cutzamala (0.7 m³/s), Tanque Xaltepec (0.6 m³/s) y Tanque Cerro de la Estrella (1.8 m³/s) además del acueducto Santa Catarina (0.7 m³/s), (DI, 2007). Como medidas de auxilio tiene el abastecimiento mediante pipas de agua potable (en promedio 3400 m³/d), derivado de que el abasto se proporciona sólo algunas horas al día (“tandeo”) en 68 colonias, es decir, en el 38 % del área de la delegación, (DI, 2007).

A pesar del aporte de las diferentes fuentes, el abasto no es constante ni suficiente en la totalidad del territorio debido a la disminución de caudales disponibles, sobre todo al descenso de los niveles locales de bombeo y a la dependencia de la disponibilidad desde fuentes externas.

En cuanto a la composición hidrogeoquímica del agua subterránea de la Ciudad de México, Edmunds et al. (2002) definieron la participación de varios procesos como aportes de agua de lluvia, interacción agua-roca (de composición basáltica y/o riolítica), zonas con anomalías termales, zonas cercanas al límite redox, contaminación desde la superficie y la presencia del ión nitrato. Los primeros cuatro procesos se producen de manera natural en el sistema acuífero, en tanto que los últimos dos se presentan como intervención antropogénica de manera directa o bien, de manera indirecta, es decir, inducidos por el bombeo intensivo.

Huizar-Álvarez et al. (2004) encontraron evidencias de que la capacidad del acuitardo como sello había disminuido debido principalmente al descenso de la carga hidráulica en el acuífero, con lo cual se induciría la migración de agua con mayor contenido iónico desde el acuitardo hacia los pozos de extracción. Esto se debe a que, en condiciones originales en el acuitardo, las cargas hidráulicas se encontraban muy cerca del nivel del terreno; en esta situación, las fases mineralógicas se encontraban en equilibrio. Posteriormente, a causa del bombeo intensivo, el agua intraporo inició su paso mediante “goteo” hacia el acuífero regional con los diferentes minerales en solución (Rudolph et al., 1991; Domínguez-Mariani, 1996). De tal manera que, bastaba un 3 % de agua del acuitardo para que al combinarse con 97 % de agua del acuífero, para que el ión Na⁺superara el Límite Máximo Permisible (LMP) para agua potable establecido en la NOM-127-SSA1-1994 (Domínguez-Mariani, 1996).

En muestras de agua tomadas de piezómetros de profundidad de 7 a 40 m en el acuitardo, la conductividad eléctrica (CE) tenía el rango de 6390 a 19000 μS/cm, en tanto que el contenido de Cl^- era de 292 – 1900 mg/L, (Domínguez-Mariani, 1996). Un aspecto importante era el contenido de Fe²⁺ y Mn²⁺ que se encontraba en el rango de 1.28 – 1.84 mg/L y 0.17 – 0.25 mg/L respectivamente con presencia de condiciones reductoras. La composición del agua subterránea a partir de dos pozos de la batería Santa Catarina (400 m de profundidad) mostraba que la CE tenía un intervalo de 1000 – 4020 μS/cm y el Cl^- estaba entre de 25.5 – 12 mg/L (Domínguez-Mariani, 1996). En cuanto al contenido de Fe²⁺ y Mn²⁺, los intervalos eran de 0.09 – 0.14 mg/L y de 0.05 – 0.23 mg/L respectivamente.

La correlación positiva del ión nitrato y la demanda química de oxígeno (DQO) a partir de datos de SACM (2009) para agua extraída de pozos de la demarcación, podría asociarse a la influencia de agua residual infiltrada por fracturas en el acuitardo, pero también a la materia orgánica señalada por Díaz-Rodríguez et al. (1992). De tal manera que pozos ubicados al NW del Cerro de la Estrella, poniente de la Sierra de Santa Catarina y algunos en el centro del valle tuvieron los mayores valores de DQO. Lo anterior evidencia la oxidación de materia orgánica de manera continua en el acuitardo, lo que provoca a su vez el desarrollo de condiciones reductoras.

En cuanto a los iones Cl^- y Na⁺ (mg/L), el ión Cl^- en el agua subterránea estaba en el rango de 34.1 a 394.6 mg/L y el ión Na⁺ entre 54 a 1008 mg/L, siendo los pozos ubicados entre la Sierra de Santa Catarina y el Cerro de la Estrella, los que tenían los valores máximos de acuerdo con datos de SACM (2009). La presencia de salinidad en agua subterránea significaría el aporte de agua evaporada del agua del acuitardo, Domínguez-Mariani (1996). De acuerdo a la NOM-127-SSA1-1994 (DOF, 2000) para el ión Cl^-, el valor normativo es de 250 mg/L y para el ión Na⁺de 200 mg/L, valores que eran superados en una gran mayoría de los pozos.

Las concentraciones de Fe y Mn determinadas en el agua subterránea en 2009 tuvieron como intervalos 0.05 – 3.57mg/L y 0.019 – 3.32 mg/L, respectivamente. La NOM 127-SSA1-1994 (DOF, 2000) marca el valor de 0.3 mg/L para Fe²⁺ y de 0.15 mg/L para Mn²⁺. De tal manera que 7 de 18 pozos extraían en 2009 agua fuera de norma para Fe²⁺ y 8 pozos de los 18 muestreados para Mn²⁺. Los valores más altos se ubicaban al poniente del Cerro de la Estrella. Es importante señalar que las concentraciones reportadas para el agua subterránea para 2009, fecha de este estudio, se aproximan a las referidas para el acuitardo por Domínguez-Mariani (1996).

De acuerdo con lo anterior, la calidad del agua subterránea de la delegación Iztapalapa se ha venido deteriorando, ubicándose fuera de los estándares marcados por la NOM-127-SSA1-1994. Los problemas que se tienen con la extracción creciente, son continuos descensos del nivel más allá del nivel de bombeo e incremento de la mala calidad del agua subterránea, que ocasionan que cuando el agua de un pozo en particular no es recomendable para el abastecimiento, el SACM clausura el pozo. Este proceso se ha vuelto continuo en la delegación, lo que representa una significativa reducción de los volúmenes de agua dentro de los estándares recomendados para el suministro a la población. Por lo anterior, se han instalado sistemas de tratamiento del agua en cada pozo, cuyo número es creciente y ocasiones insuficiente para llegar a los LMP para agua potable.

7. Metodología

Se seleccionaron un total de 17 pozos de abastecimiento público en operación, distribuidos en la delegación Iztapalapa a cargo del SACM (Figura 2), con el fin de colectar muestras de agua y conocer la composición química en cuanto a iones mayores y traza. El muestreo se realizó en julio de 2012 en cada uno de los pozos, tanto antes como después del sistema de tratamiento instalado. En el presente artículo se muestra el análisis de la composición del agua antes del tratamiento que se efectúa en cada pozo. El material utilizado en el muestreo fue previamente lavado en el laboratorio siguiendo las recomendaciones de la APHA-AWWA y WPCF (1992), donde también se realizó la calibración de los equipos de medición que se utilizaron en campo. Para la medición de pH, CE y temperatura se utilizó un medidor multiparamétrico Hanna Instruments 9812, el pH que fue calibrado con tres soluciones buffer (4, 7 y 10). Para la calibración de CE se utilizó una solución estándar HI7031L de 1413 μS/cm. La determinación de la alcalinidad total y fenolftaleína se realizó por el método de titulación con bureta utilizando soluciones normalizadas de HCl de 0.01 N (Cat. 5611-02 de J.T.Baker) y 0.1 N (Cat. 5621-02 de J.T.Baker). El indicador utilizado fue anaranjado de metilo.

El análisis de cationes se realizó con un espectrómetro de emisión óptica con plasma acoplado por inducción Thermo iCAP 6500 Duo View y los aniones, con un cromatógrafo de líquidos de alta resolución Dionex ICS-2500 HPLC/IC con bomba de gradiente cuaternario y detectores de conductividad del Laboratorio de Geoquímica Ambiental del Centro de Geociencias de la UNAM. La turbidez se analizó con un turbidímetro Hach2100AN3. La DQO se llevó a cabo mediante el método de digestión de reactor DR/2010 de Hach. Se realizó la determinación de coliformes fecales por el método de NMP (Número Más Probable), estas determinaciones fueron realizadas en el Laboratorio de Aguas Residuales de la UAM Unidad Iztapalapa.

Las muestras colectadas para cationes fueron acidificadas hasta pH < 2 con HNO₃Ultrex a fin de estabilizar los metales y evitar que la precipitación disminuya la concentración original. Las muestras para aniones y cationes fueron filtradas con una membrana de poro 0.45 μm de marca Millipore.

Se tomaron muestras de agua para el análisis de isótopos estables realizados por Isotech Labs. Para el análisis en muestras de agua de δ¹⁸O se utilizó una modificación del método del equilibrio del CO₂ del agua originalmente descrita por Epstein y Mayeda (1953). Para el análisis de δD se utilizó el método de reducción de Zn originalmente descrito por Coleman et al. (1982) y Vennemann y O’Neil (1993) con las modificaciones descritas por Hackley et al. (1999).

Para el caso de las muestras para turbidez y DQO los tiempos entre la toma de muestra y el traslado a los laboratorios de destino fueron de máximo 2 horas. El balance iónico tuvo valores máximos 15 %. Se realizó la determinación del índice de saturación (IS) mediante el software PHREEQC versión 3 (USGS, 2014), donde se utilizaron datos medidos en campo (temperatura, pH, alcalinidad), iones mayores (Na⁺, Cl^-, K⁺, Si⁴⁺ Mg²⁺, Ca²⁺) y menores (F^-, Li⁺, P⁵⁺, SO₄^2-, Fe²⁺, Mn²⁺, Pb²⁺, Sr⁺).

8. Análisis y discusión de resultados

8.1. Iones mayores

Las diversas componentes de flujo subterráneo que arriban a la zona de descarga, como se considera actualmente a la planicie de la delegación Iztapalapa, se ven reflejadas en la composición fisicoquímica del agua subterránea. La relación Cl^- vs. CE muestra que los valores más bajos corresponden al agua subterránea colectada en el Peñón del Marqués, compuesto de piroclastos. A continuación se ubica la entrada horizontal procedente de Xochimilco que tiene influencia tanto de agua de poro del acuitardo lacustre y también de la recarga de la Sierra de Chichinautzin (Montiel-Palma et al., 2014) (Figura 3). Los valores más altos de estos dos parámetros proceden de la Sierra de Santa Catarina que se asocia a la infiltración intencional de agua residual vía fracturas. Otro componente de carácter regional es la entrada horizontal procedente de Iztacalco, que de acuerdo al contenido de Cl^-y CE, tiene influencia de agua del acuitardo; esta componente se ubica a continuación de la correspondiente a Santa Catarina. La mezcla final de los diversos componentes, se refleja en la composición del agua subterránea extraída en la planicie, representada por los puntos medios de la gráfica. Localmente, se estima que el flujo descendente desde el acuitardo participa como una componente adicional en la composición fisicoquímica, debido a fracturamiento local o bien, a flujo inducido mediante bombeo intensivo.

Figura 3. Concentraciones de Cl^- (mg/L) y C.E. (μS/cm) en agua subterránea colectada de pozos de la delegación Iztapalapa. Se muestran las zonas en que se ha divido a la delegación: zona NW, Peñón del Marqués, pozos próximos a Xochimilco, Planicie de la delegación y la Sierra de Santa Catarina, así como la característica principal en la composición del agua.

Una característica del agua subterránea de la delegación Iztapalapa es el sabor salino, que se infiere está asociado con los iones Na⁺ (91.4 – 598.1 mg/L) y Cl^- (59.4 – 372.3 mg/L), los cuales superan las concentraciones límite que marca la NOM-127-SSA1-1994 (200 mg/L para Na⁺ y 250 mg/L para Cl^-). Para Na⁺, 10 de los 17 pozos muestreados superan la norma mexicana para agua potable (DOF, 2000) y en el caso del ion Cl^-ocurre en 7 de los 17.

El diagrama de Piper (Figura 4) confirma que los cationes que predominan en el agua subterránea de la zona de estudio son el Na⁺⁺K⁺ (Figura 4), cuyo origen es el aporte de agua evaporada es decir, del agua de poro del acuitardo (Domínguez-Mariani, 1996). El paso progresivo que ha tenido hacia el acuífero principal se refleja en la mezcla con agua originalmente mixta, como aún se observa en los puntos 47 y 49 (20 % Ca, 20 % Mg y 60 % Na⁺⁺K⁺) procedentes de Xochimilco. Así mismo, la interacción con rocas volcánicas ácidas a intermedias también otorga el dominio de estos iones, como es el caso de agua colectada en Peñón del Marqués. Un caso especial son las muestras colectadas en la Sierra de Santa Catarina con Na⁺⁺K⁺ dominante (95 %) lo que se asocia con agua residual. La mezcla entre estas componentes determina la composición del agua en los puntos 22, 23, 25 y 26 y en la planicie (pozos 50, 59, 52 y 71). Otra razón de que el Ca se encuentre disminuido en todas las muestras, es participa en la precipitación de calcita, determinada mediante el uso del software PHREEQC.

Figura 4. Diagrama de Piper realizado a partir de las concentraciones iónicas determinadas en el agua subterránea de la delegación Iztapalapa. Se muestran las componentes de flujo subterráneo identificadas (zona NW, Peñón del Marqués, pozos próximos a Xochimilco, Planicie de la delegación y en la Sierra de Santa Catarina) y los procesos de mezcla entre éstas.

En cuanto a los aniones, el HCO₃^- es el ión predominante con dos probables orígenes: agua de precipitación pluvial, ó bien, agua del acuitardo. En el Peñón del Marqués se ubica por debajo del 80 %; el origen de este ión podría proceder del agua de lluvia ó a la influencia del agua del acuitardo que también lo contiene, lo anterior significaría que los procesos de recarga aún son activos debido a una fuerte presencia de rocas volcánicas. En las muestras ubicadas al SW de la delegación (pozos 47 y 49), el ión SO₄^2- es abundante y se asocia con mayor presencia de agua evaporada procedente del acuitardo. El agua colectada en Santa Catarina muestra una composición mixta en cuanto a aniones como mezcla del agua subterránea local con agua residual. La composición del agua de la planicie y de los pozos 22, 23, 25 y 26 tienen un predominio del ión HCO₃^-, en este caso se supone la influencia del agua del acuitardo. Para estos puntos, las concentraciones de SO₄^2- son muy bajas mostrando incluso condiciones de reducción del ión sulfato como lo reporta Edmunds et al. (2002).

El diamante central del diagrama de Piper muestra que la composición del agua subterránea del Peñón del Marqués es bicarbonatada-sódico-potásica, los puntos correspondientes se ubican muy cercanos entre sí, aparentemente preservando su composición original. En tanto que los pozos 22, 23, 25 y 29 (Iztacalco) muestran el agua con la mayor proporción de agua del acuitardo, que mediante flujo horizontal tiene cierta dilución con la componente de Xochimilco (47 y 49), dando como resultado que la composición del agua de la planicie muestre diferentes proporciones entre los iones, debido a la influencia de flujo regional de los alrededores y de un componente vertical descendente desde el acuitardo.

El diagrama de Stiff para la zona (Figura 5), muestra que la familia que se presenta en la mayoría de los puntos muestreados es Na⁺+K⁺ > Ca²⁺ > Mg²⁺ y HCO₃^- > Cl^- > SO₄^2-; los puntos con contenido iónico más alto se ubican en los pozos 22, 26, 25, 26 y 74; con la misma relación entre iones pero menor contenido iónico se ubican en el Peñón del Marqués y en la planicie (59 y 71). Al SW, los pozos 43, 49, 50 y 52 muestran menor contenido iónico con la particularidad de que el ión HCO₃^- no es el ión dominante. En la Sierra de Santa Catarina los pozos 77 y 79 tienen elevada concentración de los iones, con la relación Na⁺+K⁺ > Ca²⁺ > Mg²⁺ y SO₄^2- ~ Cl^- > HCO₃^-, asociada a infiltración de agua residual.

Figura 5. Diagramas de Stiff realizado a partir de las concentraciones iónicas determinadas en el agua subterránea de pozos de la delegación Iztapalapa, que permitieron definir cuatro diferentes familias: HCO₃^--Na⁺+K⁺ (naranja), SO₄^2-- HCO₃^--Na⁺ (guinda); Cl^--SO₄^2--Na⁺+K⁺-Cl^- (morado); SO₄^2--Na⁺+K⁺-Cl^- (azul).

Un factor determinante en la composición del agua de la delegación es el contenido de Fe²⁺ y Mn²⁺ que en algunos casos rebasan los límites establecidos para la NOM-127-SSA1-1994 (DOF, 2000). El contenido de Fe²⁺ supera el valor normativo de 0.3 mg/L en tres de los pozos muestreados, mientras que, en el caso del valor máximo permisible para Mn²⁺(0.15 mg/L) se tienen 8 pozos fuera de la norma referida (Figura 6). En la citada figura, se distinguen cuatro comportamientos:

1. Concentraciones bajas de iones de Fe²⁺ y Mn²⁺en Xochimilco y Peñón del Marqués.

2. Valores elevados de Mn²⁺ y bajos de Fe²⁺en los pozos 22 y 23, ubicados al norte del Cerro de la Estrella probablemente asociados al agua de poro del acuitardo.

3. Valores altos de Fe²⁺ y bajos de Mn²⁺ en los pozos localizados en la Sierra de Santa Catarina que se asocian a fuentes antropogénicas desde superficie (Herndon et al., 2011) o a la oxidación de efluentes domésticos que contienen materia orgánica (Goren, 2009).4. Valores altos en ambos parámetros, que ocurre en pozos ubicados en la planicie y en los pozos 25 y 29, lo que significa el efecto combinado de ambos procesos, tanto aportación del acuitardo como de fuentes antropogénicas.

Figura 6. Concentraciones de Fe²⁺ y Mn²⁺(mg/L) de agua subterránea extraída de pozos de la delegación Iztapalapa. Se muestran las zonas en que se ha agrupado la delegación: zona NW, Peñón del Marqués, pozos próximos a Xochimilco, Planicie de la delegación y Sierra de Santa Catarina.

De acuerdo con Domínguez-Mariani (1996) el contenido de Fe²⁺ y Mn²⁺ en muestras de agua subterránea colectada en pozos de la Batería de Santa Catarina, estaba en el intervalo de 0.09 – 0.14 mg/L y 0.05 – 0.23 mg/L, mientras que para el presente, los intervalos para estos iones en Iztapalapa son de (0.004 – 0.64 mg/L y 0.003 – 0.96 mg/L). De tal manera que se ha incrementado el contenido de ambos iones en agua del acuífero. El contenido de Fe²⁺ y Mn²⁺ en agua de poro del acuitardo era de 1.28 – 1.84 mg/L y 0.17 – 0.25 mg/L, respectivamente; los valores determinados para el agua subterránea son aún menores en el caso del Fe²⁺ y mayores en el caso del Mn²⁺. Existe una tendencia a precipitar minerales que contienen Fe²⁺ y Mn²⁺, de acuerdo al cálculo de los índices de saturación, lo que se observa en las redes de agua de abastecimiento que tienen un revestimiento interior por esta causa.

Las características organolépticas del agua extraída de los pozos son fuerte aroma (que varía de inapreciable a azufre o a “huevo podrido”), color (comúnmente referido como amarillo-café) y apariencia turbia. Lo anterior, es causa de insatisfacción para los consumidores y proporciona a las autoridades elementos de primera mano para calificar, de manera rápida, la calidad del agua que se extrae de los pozos de la delegación, como apta o no para el consumo humano. Los aromas percibidos son muestra de condiciones reductoras asociadas a H₂S producido por la reducción de SO₄^2- a S^- mediante bacterias sulfato reductoras en ambientes deficientes en oxígeno y de depósitos de materia orgánica en descomposición (Varner et al., 1996). La presencia de este aroma permitió identificar en campo, condiciones de reducción de ión sulfato.

La presencia de turbidez en el agua subterránea tiene valores cercanos a 0.5 hasta 4.37 NTU (Nephelometric Turbidity Units) que corresponden también a las mayores concentraciones de Fe y Mn de pozos ubicados al norte del Cerro de la Estrella, en la planicie y en la Sierra de Santa Catarina (Tabla 1), esto se explica mediante la formación de partículas suspendidas en forma de complejos a partir de las elevadas concentraciones de los iones.

Tabla 1. Resultados de los análisis químicos de muestras de agua tomadas de pozos a cargo del SACM. de acuerdo a datos inéditos del SACM.

La determinación de DQO permitió evaluar el contenido de la materia orgánica susceptible de ser oxidada, considerando que podría será portada por agua residual. Los valores obtenidos fueron de 3.75 – 63.75 mg/L, lo que significaría que el agua es de buena calidad a contaminada de acuerdo con la Comisión Nacional de Agua (CNA, 2015). Los valores mayores se ubican en la Sierra de Santa Catarina, descendiendo están los ubicados en la planicie de Iztapalapa, luego los localizados cerca de Xochimilco, después Peñón del Marqués y finalmente los ubicados al NW de Iztapalapa (Figura 7). Pese a que los pozos que proporcionan agua de mala calidad se clausuran, se tiene el registro de que el pozo 34 tenía10 mg/L de DQO en 2008 y actualmente 52.5 mg/L y, que el pozo 35 tenía 10 mg/L en 2008 y 48.75 mg/L en 2012. El origen de los valores medidos de DQO podría ser la materia orgánica proveniente desde el acuitardo (Díaz-Rodríguez, 2006), o bien, la aportada por infiltración de agua residual desde la superficie, favorecida por las fracturas en material volcánico en la Sierra de Santa Catarina o en el acuitardo en la planicie de Iztapalapa.

Figura 7. Concentraciones de DQO (mg/L) en agua subterránea de pozos de la delegación Iztapalapa. Se muestran las zonas en que se ha agrupado la delegación: zona NW, Peñón del Marqués, pozos próximos a Xochimilco, Planicie de la delegación y Sierra de Santa Catarina. La clasificación del agua de acuerdo a: DQO (mg/L) ≤ 3, excelente; 3 – 6, buena calidad; 6 – 30 aceptable; 30 – 120 contaminada, mayor a 120, fuertemente contaminada, CNA (2015).

8.2 Índices de saturación

Los minerales que causan turbidez y provocan los depósitos de color café claro a negro en la red de agua potable fueron determinados mediante el cálculo de los índices saturación con el software PHREEQC v3.12. Durante el proceso de filtración de las muestras de agua en el campo que se llevaron a laboratorio, se observó material retenido en las membranas de celulosa que sirvieron de filtro, por lo que las cantidades de las fases determinadas mediante la modelación deberán estar en mayor concentración. Como una primera aproximación a las condiciones reductoras del subsuelo, se incluyeron valores de pe = -4 (pe = potencial electrón) en todos los pozos, debido a que de acuerdo con las observaciones de campo, presentaron de aroma fétido medio a intenso, con los cuales se obtuvieron valores de presión para gases como H₂S y CH₄ mayor a 10 x 10^-10atm en los pozos 26, 49, 52, 59 y 7 localizados en la planicie y en el pozo 35 en Peñón del Marqués (Tabla 2).

Tabla 2. Índices de saturación determinados con el software PHREEQC para el agua subterránea colectada en la delegación Iztapalapa.

La Tabla 2 muestra los índices de saturación de óxidos e hidróxidos de Fe²⁺, carbonatos, fosfatos, silicatos, así como algunos gases. En general los carbonatos y barita (BaSO₄) se encuentran cercanos al equilibrio. Las fases de sílice se encuentran en el equilibrio a ligeramente sobresaturados. En cambio, minerales con presencia de Fe muestran una tendencia a estar sobresaturados.

En la Figura 8 se muestran los índices de saturación obtenidos para el agua subterránea de pozos característicos de cada una de las zonas en que se ha dividido el área de estudio. Los mayores índices de saturación son para óxidos de Fe, especialmente magnetita y hematita, cuyos mayores índices corresponden al pozo 47 cercano a Xochimilco, a continuación se encuentra el pozo 79 de la Sierra de Santa Catarina, luego el pozo 37 ubicado en Peñón del Marqués. En tanto que los pozos 59 y 26 localizados en la planicie y al NW de la delegación respectivamente, tienen los menores índices para óxidos y muestran la presencia de pirita, al igual que los pozos 35, 49, 59 y 71 que la presentan en equilibrio o en saturación, estos se localizan también en la planicie. Las concentraciones de Fe y Mn en el agua subterránea podrían tener su origen en la disolución de goethita y pirita contenidos en los sedimentos arcillosos del acuitardo (Díaz-Rodríguez, 2006), desde donde podrían pasar hacia el acuífero por inducción del bombeo intensivo y, en menor medida, en la disolución de los minerales primarios de origen volcánico ubicados en las zonas montañosas.

La magnitud de los IS obtenidos para el agua subterránea de los pozos tiene el siguiente orden, de mayor a menor: Planicie, Xochimilco, NW de la zona de estudio, Santa Catarina y Peñón del Marqués. Lo anterior permite explicar la turbiedad del agua subterránea, el mal sabor y aroma del agua de abastecimiento en la delegación. Los resultados obtenidos también se asocian con las condiciones redox a partir de la degradación de materia orgánica que produce fases oxidadas y fases reducidas de Fe y Mn, reducción de SO₄^2-, incremento de la salinización y precipitación, procesos inducidos por la mezcla de diferentes rutas de flujo subterráneo y la inducción de agua salobre desde el acuitardo, por lo que se estima continuarán aumentando las concentraciones del agua subterránea y por ende, la presencia de estos minerales.

Figura 8. Índices de saturación de minerales en agua subterránea de la delegación Iztapalapa; el pozo 26 se ubica en la zona denominada Iztacalco, pozo 37 en el Peñón del Marqués, el 47 en Xochimilco, 59 en la Planicie, y el 79 en la Sierra de Santa Catarina.

8.3. Isótopos estables

Los resultados obtenidos del análisis de isótopos estables en agua subterránea permitieron construir la Figura 9, donde se muestra la Línea Mundial de Aguas Meteóricas (LMAM) de acuerdo con Craig (1961) y la Línea Local de Agua Meteórica para la Cuenca de México, de acuerdo con Cortés et al. (1989). Las firmas isotópicas de las muestras colectadas describen una línea, en la cual las correspondientes al Peñón del Marqués y a Xochimilco son las más cercanas a la línea meteórica y las más empobrecidas en isótopos pesados. Las muestras correspondientes al NW de la zona y la planicie se ubican a continuación y en el extremo opuesto se ubican las pertenecientes a la Sierra de Santa Catarina. Todas las muestras en conjunto tienen la ecuación:

y = 5.754x - 13.58

La pendiente de la recta que describen las firmas de las muestras indica que el agua subterránea ha tenido un proceso de evaporación, de acuerdo con Clark y Fritz (1997) que señala lo anterior para pendientes entre 4 y 6. Para el área de estudio, lo anterior representa la mezcla de agua evaporada procedente del acuitardo, en diferentes proporciones con agua de toda la zona de estudio. La firma isotópica de la Sierra de Santa Catarina ubicada en el extremo, es producto de procesos diferentes a los acontecidos en el subsuelo. Un caso similar fue el identificado por Domínguez-Mariani (2005) para la firma de agua residual de Tecamachalco, Puebla.

Figura 9. Diagrama δ¹⁸O vs. δD para muestras colectadas en la delegación Iztapalapa. Se diferencia los pozos por cada zona en que se ha agrupado la delegación: zona NW, Peñón del Marqués, pozos próximos a Xochimilco, Planicie de la delegación y Sierra de Santa Catarina. La clasificación del agua de acuerdo a: DQO (mg/L) ≤ 3, excelente; 3 – 6, buena calidad; 6 – 30 aceptable; 30 – 120 contaminada, mayor a 120, fuertemente contaminada, CNA (2015).

9. Conclusiones

La explotación intensiva del agua subterránea que se ha llevado a cabo en toda la Cuenca de México ha producido particularmente en la delegación Iztapalapa hasta 63 m de descenso de los niveles piezométricos en el periodo 1967 – 2011. La dirección del flujo subterráneo determinada para el año 2011 muestra que en la delegación Iztapalapa confluye el flujo subterráneo tanto del norte de la delegación, de la Sierra de Santa Catarina y del sur, procedente de Xochimilco, lo que produce un proceso hidrogeoquímico de mezcla entre los diversos componentes. Adicionalmente se tiene que los depósitos volcánicos altamente fracturados en la Sierra de Santa Catarina permiten la relativamente rápida infiltración de agua residual hacia el acuífero, debido a que en esta zona el acuífero regional no tiene la cobertura del acuitardo. Otra componente es el flujo vertical descendente, inducido por el bombeo intensivo y procedente del acuitardo sobreyacente. Esta componente tiene un elevado contenido iónico, que produce un incremento de sales en el agua del acuífero regional.

Se determinó que el agua subterránea de la delegación tiene concentraciones elevadas de Fe²⁺ (0.004 – 0.64 mg/L), Mn²⁺ (0.003 – 0.96 mg/L), Na⁺ (91 – 598.1 mg/L), Cl^- (59 – 372.3 mg/L), presencia de materia orgánica (expresada en términos de DQO, 3.75 – 63.8 mg/L) y conductividad eléctrica en el intervalo de 620 – 2503 µS/cm. Al comparar las concentraciones del agua subterránea del ión Na⁺ con la NOM-127-SSA1-1994 (DOF, 2000) 10 pozos se encuentran fuera de la norma mexicana para agua potable (DOF, 2000) de 17 visitados; para el Cl^-, 7 de 17 están fuera; para el Fe²⁺, 3 lo están; y para el Mn²⁺, 8 la superan.

A partir de las concentraciones de los parámetros medidos en campo y en laboratorio se calcularon los índices de saturación mediante PHREEQC, que indican la tendencia a precipitar óxidos ferromagnesianos, carbonatos, fosfatos y silicatos. Esto permite explicar los depósitos de color café a negro en la red de distribución de la demarcación y la turbiedad del agua extraída de pozos. Las condiciones reductoras del agua subterránea fueron reproducidas, mediante la presencia de gases como H₂S y CH₄relacionados con la degradación de materia orgánica que se encuentra de forma singenética en el acuitardo. Procesos asociados son la reducción de sulfatos y denitrificación. De esta manera, se explica el intenso aroma que presenta el agua subterránea de la zona de estudio.

Mediante el análisis de iones mayores e isótopos estables, se definieron cinco áreas: una, el Peñón del Marqués que es una zona con agua subterránea de menor contenido iónico asociada a rocas piroclásticas; dos, Sierra de Santa Catarina, donde la composición original ha sido alterada debido a infiltración de agua residual por lo que ahora tiene mayor contenido iónico especialmente de Na⁺, Cl^-, SO₄^2-, Fe²⁺, DQO; tres, la zona próxima a Xochimilco que tiene tanto la influencia del acuitardo como de la recarga de la Sierra Chichinautzin, pero aún conserva contenido iónico bajo cuya composición se observa en algunos pozos de la planicie; cuatro, ubicada al NW de la delegación, que tiene la influencia del acuitardo contribuye a incrementar la mineralización del agua debido al elevado contenido de salinidad que contiene; y cinco, la planicie de la delegación en donde la unión de estos componentes produce agua subterránea con elevado contenido iónico.

Se ha comentado frecuentemente que los efectos asociados con la explotación intensiva en la Cuenca de México son subsidencia, fracturamiento y descenso de niveles piezométricos. Se demuestra que el deterioro de la calidad del agua también se desarrolla a la par en la zona, tanto como un efecto secundario al inducir flujo desde el acuitardo y la infiltración de agua residual en rocas fracturadas. En conjunto, se infiere un proceso continuo de deterioro del agua subterránea que reducirá aún más la disponibilidad del recurso hídrico en la Cuenca de México.

Agradecimientos

Los autores agradecen los comentarios y aportaciones realizadas por los revisores del artículo, las que permitieron mejorarlo en gran medida. También agradecen el entusiasta apoyo en campo y en gabinete de Juan Antonio Bernal Villa, Fredy Martínez Mijangos, Daniel Cariño Mendoza, Alejandro Rodríguez Pérez y de Manuel Frías Vargas. También se contó con el invaluable trabajo en laboratorio de las Ings. Judith L. Castillo García, Adriana Reyes Regalado y de la M. en C. Carolina Muñoz Torres. La información técnica de pozos fue proporcionada por la amable colaboración del Ing. Alfonso Hernández López y del Ing. Fernando González López de la delegación Iztapalapa, a quienes se les agradece su atención. Con una mención especial se extiende un agradecimiento al Dr. Oscar Escolero Fuentes por los valiosos comentarios realizados al presente.

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Revisión de los últimos eventos magmáticos del Cenozoico del sector norte-central de la Sierra Madre del Sur y su posible conexión con el subsuelo profundo de la Cuenca de México

Enrique Alejandro González Torres^1,*, Dante J. Morán Zenteno², Laura Mori¹, Barbara M. Martiny²

¹ División de Ingeniería en Ciencias de la Tierra, Facultad de Ingeniería, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Código Postal 04510, México, D.F., México
² Departamento de Geoquímica, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, Código Postal 04510, México, D.F., México.

^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

En el presente trabajo se revisa la posible correlación de las unidades del subsuelo profundo de la Cuenca de México (CM) que forman las sucesiones inferiores de pozos de perforación, con el registro estratigráfico del Cenozoico anterior a la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM) expuesto en la parte norte de la Sierra Madre del Sur (SMS).

En años recientes se han realizado estudios estratigráficos y geocronológicos de algunos centros eruptivos del sector norte-central de la SMS, que forman los campos volcánicos de Taxco y Huautla, y la caldera de Tilzapotla. En dichos campos se encuentra el registro de los últimos episodios volcánicos anteriores a la formación de la FVTM, y que constituye el extinto arco del Paleógeno de la SMS. Con base en las analogías litológicas, la posición estratigráfica y el espesor del registro litológico obtenido, se pueden relacionar las partes inferiores de los pozos con las unidades distales de los centros volcánicos referidos. De la misma forma, en Tepoztlán y Malinalco (estados de Morelos y de México), al sur de la CM, se encuentran expuestos los primeros episodios volcánicos de la FVTM, con edades que varían entre los ~22.8 y 18.8 Ma, para los cuales se ha sugerido en trabajos previos una correlación temporal con las edades reportadas en varios pozos profundos de la CM.

A partir de la información geológica disponible, se argumenta que el proceso de subsidencia observado en la CM es un rasgo tectónico contemporáneo a la FVTM, que no se encuentra relacionado a la tectónica del Paleógeno de la región. La ausencia de espesores significativos (no superiores a 1000 m) de rocas volcánicas o sedimentarias cuya edad probable es del Paleógeno entre las sucesiones del Neógeno y las capas marinas del Cretácico en el subsuelo de la CM sugiere que la subsidencia ocurrió principalmente durante el Neógeno.

Palabras clave: Cuenca de México, Faja Volcánica Trans-Mexicana, Sierra Madre del Sur, registros de pozos.

Abstract

In this work we review the possible correlation between the deep subsoil units of the Mexico Basin (MB), that are known through the lower successions cut by wells, and the Cenozoic stratigraphic record previous to the Trans-Mexican Volcanic Belt (TMVB), which is exposed in the northern part of the Sierra Madre del Sur (SMS). South of the MB, recent stratigraphic studies provide new geochronological data from some eruptive centers of the northern-central sector of the SMS, such as the Taxco and Huautla volcanic fields, and the Tilzapotla caldera. These volcanic fields represent the last volcanic record of the Paleocene SMS arc that developed before the inception of the TMVB. Based on lithological analogies, the stratigraphic position and the thickness of the obtained lithological record, the lower parts of the deep wells drilled in the MB can be related to the distal units of the previously mentioned volcanic centers. In the same way, in Tepoztlán and Malinalco (states of Morelos and México), located south of the MB, the first volcanic episodes of the TMVB are exposed, with ages ranging from ~22.8 and 18.8 Ma, that have been correlated by other authors to the ages reported in various deep wells of the MB.

Based on the available geologic information, we consider that the process of subsidence observed in the MB is contemporaneous with the TMVB, and that it is not related to the Paleogene tectonics of the region. The absence of significant volumes of volcanic or sedimentary rocks of probable Paleogene age (generally less than 1000 m thick) between the Neogene successions and the Cretaceous marines units in the MB subsoil, strongly suggests that subsidence mainly took place during the Neogene.

Keywords: Mexico Basin, Trans-Mexican Volcanic Belt, Sierra Madre del Sur, well records.

1. Introducción

La Cuenca de México (CM) es una entidad geomorfológica endorreica que se ubica en la porción centro-oriental de la Faja Volcánica Trans-Mexicana (FVTM) (Gómez-Tuena et al., 2005; Ferrari et al., 2012) (Figura 1); tiene una superficie de aproximadamente 9540 km², y la planicie central presenta una altura promedio de 2240 msnm (Lugo-Hubp et al., 1994; de Cserna et al., 1988; Enciso-De la Vega, 1992). La CM incluye una extensa planicie lacustre que está delimitada por cuatro sierras de origen volcánico: la Sierra Chichinautzin al sur, la Sierra de las Cruces al poniente, la Sierra Nevada al oriente, y la Sierra de Pachuca y Tezontlalpan al norte (de Cserna et al., 1988; Enciso-De la Vega, 1992; García-Palomo et al., 2002, 2008; Zamorano-Orozco et al., 2002; Siebe et al., 2004a; Macías et al., 2012) (Figura 1). Además, alberga algunos conjuntos volcánicos de diversas dimensiones, como las sierras de Guadalupe y de Santa Catarina (de Cserna et al., 1988; Lugo-Hubp et al., 1994; Zamorano-Orozco et al., 2002; García-Palomo et al., 2008) (Figura 2).

Figura 1. Modelo de elevación digital que muestra la localización de la zona de estudio en el que se indican los contornos del sector sur de la Cuenca de México y de la ciudad de México, así como las sierras que limitan a estas últimas: (1) Sierra de las Cruces, (2) Sierra Nevada, (3) Sierra de Chichinautzin; (4) Sierra de Guadalupe; (5) Sierra de Pachuca. En la porción sur del mapa se muestran la región de (6) Tepoztlán, Morelos, en donde se encuentran expuestos los primeros episodios volcánicos de la Faja Volcánica Trans-Mexicana en su sector centro-oriental y los campos volcánicos de la Sierra Madre del Sur: (7) Huautla, Morelos, (8) la caldera de Tilzapotla y (9) Taxco, Guerrero.

Figura 2. Modelo de elevación de la Cuenca de México en la que se indican con círculos rojos la ubicación y nombre de los seis pozos profundos perforados en la Cuenca de México: Copilco-1; Roma-1; Tulyehualco-1; Mixhuca-1; Texcoco-1 y SLT (San Lorenzo Tezonco). Se muestran algunas de las estructuras geológicas citadas como son: (1) Pilar (horst) de Chichinautzin (Siebe et al., 2004b), (2) Sistema de fallas de Xochimilco y Xicomulco (García-Palomo et al., 2008), (3) sistema de Fallas de la Pera (Delgado-Granados et al., 1995; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005), (4) Graben de Santa Catarina (Arce et al., 2013a) (5) Falla Mixhuca (Pérez-Cruz, 1988), (6) Sistema de Fallas Tenango (Norini et al., 2006), (7) Falla Contreras (Arce et al., 2015), (8) Sistema de Fallas de Ixtlahuaca y Otomí (García-Palomo et al., 2008), (9) Segmento sur del Sistema de Fallas Apan-Tláloc, (10) Falla Texcoco y 11) Sistema de fallas Tizayuca (García-Palomo et al., 2002).

Se considera que la CM es una depresión profunda que se originó en repuesta a la actividad volcánica y tectónica de la región, y que los materiales que la rellenan son dominantemente volcánicos (Siebe et al., 2004a; García-Palomo et al., 2008). En forma general, el relleno de la CM está conformado por depósitos lacustres en la parte superior, y derrames de lava, materiales epiclásticos y depósitos piroclásticos en la parte inferior (Pérez-Cruz, 1988; Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998; García-Palomo et al., 2008; Arce et al., 2013a).

La CM representa una región de importancia por varias razones, entre las cuales destaca que en el sector suroccidental se edifica la Ciudad de México y sus zonas conurbadas. Si bien la zona urbana tiene un área aproximada de ~1500 km² que sólo representa el ~16 % de la superficie total de la CM (Figura 2), la región alberga una población de alrededor de 21.4 millones de personas (INEGI, 2013), una de las mayores concentraciones de habitantes del planeta. Una metrópoli de tal magnitud invariablemente está vinculada a múltiples problemáticas, a menudo asociadas con factores de tipo geológico: por ejemplo, la CM ―y por ende la Ciudad de México― muestra una alta tasa de subsidencia, la cual excede los 350 mm/año en promedio en las zonas críticas; a este proceso se han vinculado procesos de fracturamiento y fallamiento (Santoyo-Villa et al., 2005; Cabral-Cano et al., 2008). Lo anterior hace necesario conocer con más detalle las características geológicas y estructurales de la CM, la naturaleza del subsuelo profundo, el tipo de procesos que le dieron origen, y los vínculos entre la CM y la geología expuesta en las regiones circundantes.

La perforación del Pozo Texcoco en la porción noreste de la Ciudad de México (Proyecto Texcoco, 1966 – 1969) permitió conocer por primera vez una columna estratigráfica continua de la CM hasta una profundidad de 2065 m, cerca de donde se cortaron depósitos de un conglomerado calcáreo y capas de anhidrita (Hiriart y Graue, 1969; Oviedo de León, 1970) (Figura 3). A raíz del terremoto de 1985 que afectó severamente la Ciudad de México, se realizaron diversos estudios geológicos y geofísicos, y se perforaron cuatro pozos profundos, que proporcionaron nueva información sobre la estratigrafía, geocronología y estructura del subsuelo de la CM (Figura 3); esta información sirvió para replantear algunas de las hipótesis sobre su origen (de Cserna et al., 1988; Pérez-Cruz, 1988; Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989; Enciso-De la Vega, 1992; Chávez-Pérez, 1993; Mooser et al., 1996). La perforación del Pozo de San Lorenzo Tezonco, realizada recientemente por el Sistema de Aguas al oriente de la Ciudad de México, permitió conocer más detalles sobre la estratigrafía, ampliar la información geocronológica sobre las unidades perforadas por el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar, y obtener datos geoquímicos de las rocas volcánicas que conforman el subsuelo profundo de la CM (Arce et al., 2013a, 2015) (Figura 3). Asimismo, en los últimos años se han realizado estudios geológicos-vulcanológicos en la porción meridional de la CM, que proporcionan un conocimiento más detallado de la litología y edad de los primeros episodios volcánicos de la FVTM (García-Palomo et al., 2000; Lenhardt et al., 2010); y estudios estratigráficos-geocronológicos de los últimos episodios del volcanismo cenozoico previo a la FVTM, expuestos en la porción norte-central de la SMS (Morán-Zenteno et al., 2004, 2007; González-Torres et al., 2013) (Figura 4).

Toda esta información ofrece la oportunidad de revisar la posible correlación entre el subsuelo profundo de la CM y las unidades litológicas expuestas en la porción norte de la SMS; y de discutir los modelos propuestos sobre la temporalidad y el contexto tectónico en el que se desarrolló la cuenca.

Figura 3. Columnas estratigráficas de los de los pozos profundos perforados en la Cuenca de México, en donde se muestran las edades obtenidas para cada uno de ellos. La litología del pozo de San Lorenzo Tezonco se simplificó para homologar la litología reportada en los otros pozos (Oviedo de León, 1970; Pérez-Cruz, 1988 y Arce et al., 2013a, 2105).

Figura 4. Mapa geológico simplificado del sector norte-central de la Sierra Madre del Sur que muestra la ubicación de los centros volcánicos anteriores a la FVTM ubicados al sur de la Cuenca de México, en los estados de Guerrero y Morelos, como son el campo volcánico de Huautla, la caldera de Tilzapotla y de Taxco, así como la región de Tepoztlán, área en donde aflora el registro más antiguo de la FVTM en el sector centro oriental.

2. Marco geológico de la CM y su entorno

Algunas de las características de las sierras de origen volcánico que delimitan a la CM son las siguientes: la Sierra de las Cruces (límite occidental) tiene una longitud de 110 km, y un ancho variable entre 47 km en su parte norte y 27 km en su parte sur (García-Palomo et al., 2008; Arce et al., 2008); sus edades varían entre 3.7 y 0.7 Ma, por lo que es la sierra más antigua en la CM. En el campo volcánico Chichinautzin (límite meridional), las edades más antiguas varían entre 1.2 y 0.9 Ma en su porción oeste y sur, y son menores de 0.04 Ma en su mayor parte (Siebe et al., 2004a; Arce et al., 2013b). La Sierra Nevada (límite oriental) tiene una longitud de 45 km y una altura máxima de 5454 m en el volcán Popocatépetl (Macías et al., 2012); sus edades varían de 1.8 Ma al actual (Macías et al., 2012) (Figura 1).

Asociados a las cadenas montañosas de origen volcánico que limitan la CM, existen sistemas de fallas que muestran orientaciones preferenciales E-W y NE-SW (Figura 2). El sector sur de la CM está limitado por los sistemas de fallas normales Xochimilco y Xicomulco, con orientación E-W, cuyo bloque caído está al norte (García-Palomo et al., 2008). Por su alineación, se ha sugerido que dichas fallas se conectan hacia el poniente con el sistema de fallas Tenango (Norini et al., 2006). Al sur del sistema Xochimilco, de forma aproximadamente paralela se ubica el sistema de fallas normales de La Pera, cuyo bloque de techo ubicado hacia Cuernavaca, Morelos (Delgado-Granados et al., 1995; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005) define el pilar tectónico de Chichinautzin (Siebe et al., 2004b; Colín-Rodríguez, 2006) (Figura 2). La Sierra de las Cruces está constituida por tres bloques delimitados por fallas con dirección aproximada E-W: las fallas de Ixtlahuaca y Otomí limitan el bloque norte y central, la falla Contreras con dirección NE-SW forma parte del bloque central, mientras que la falla Xochimilco podría delimitar el bloque meridional (García-Palomo et al., 2008) (Figura 2). El lineamiento N-S que define la Sierra de las Cruces podría formar parte del sistema de fallas regionales Taxco-Querétaro; de hecho, aunque muestra una dirección dominante NW-SE, a este sistema se asocian fallas con orientación N-S, como la de Perales al sur de Querétaro (Alaniz-Álvarez et al., 2002; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005; Norini et al., 2006). Desde un punto de vista estructural, el límite norte de la CM está definido por un sistema de fallas con orientación NE-SW, que incluyen las fallas de Tizayuca y Texcoco (García-Palomo et al., 2002), y la falla Apan-Tláloc (Campos-Enríquez et al., 2003) (Figura 2).

En la zona interna de la CM se ha documentado una falla normal con dirección preferencial NW-SE que cruza la Ciudad de México, a la que se ha denominado Falla de Mixhuca, cuyo bloque caído corresponde al segmento poniente (Pérez-Cruz, 1988) (Figura 2); y un sistema de fallas y lineamientos regionales con orientación NE-SW denominado zona de cizallamiento Tenochtitlan (de Cserna et al., 1988; Aguayo-Camargo et al., 1989; Santoyo-Villa et al., 2005), del que forma parte el graben de Santa Catarina (Arce et al., 2013a). El entorno estructural de la CM, así como los pozos profundos perforados, permiten inferir que la CM está constituida por un amplio sistema de pilares y bloques escalonados, que definen la base de la depresión como una superficie irregular; el basamento está constituido por secuencias sedimentarias del Mesozoico sepultadas a profundidades variables entre 1600 y más de 3200 m, como indican los datos provenientes de los pozos Mixhuca-1 y Roma-1 (Pérez-Cruz, 1988; Aguayo-Camargo et al., 1989; García-Palomo et al., 2008). El contexto anterior, aunado a los conglomerados y brechas cortados por los pozos, sugieren que el relleno más antiguo de la CM está constituido por depósitos continentales de cuencas intermontanas del Cenozoico, con espesor no mayor a los 100 m, que sobreyacen a las secuencias marinas cretácicas (Oviedo de León, 1970; Pérez-Cruz, 1988) (Figura 3).

Los sistemas de fallas descritos no coinciden con las fallas laterales izquierdas de orientación NW que caracterizan la deformación tectónica contemporánea al volcanismo paleógeno de la parte norte de la SMS (Figura 4), lo que sugiere un escenario dinámico diferente entre el Paleógeno y el Neógeno en la región.

3. El registro estratigráfico del subsuelo de la CM

La estratigrafía del subsuelo de la CM se ha integrado a partir de la información de varios pozos profundos y ha sido descrita en diferentes estudios (de Cserna et al., 1988; Pérez-Cruz, 1988; Enciso-De la Vega, 1992; Arce et al., 2013a, 2015). La base está constituida por la Formación Morelos del Cretácico inferior, y por depósitos de conglomerados calcáreos y anhidritas similares al Grupo Balsas. El relleno está formado por depósitos lacustres en la cima, y productos volcánicos. Estos últimos incluyen derrames de lavas de composición variable desde basalto a dacita, con dominancia de andesitas; depósitos piroclásticos de tobas e ignimbritas; y una amplia variedad de materiales volcaniclásticos con edades que varían desde el Oligoceno hasta el Cuaternario (Schlaepfer, 1968; Mooser, 1975; de Cserna et al., 1988; Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989; Enciso-De la Vega, 1992; Pérez-Cruz, 1998; Arce et al., 2013a) (Figura 3).

Los seis pozos profundos perforados en la CM cubren un rango de profundidad que alcanza desde 2008 a 3200 m (Oviedo de León, 1970; PEMEX, 1987a, b, c en Pérez-Cruz, 1988; Arce et al., 2013a, 2015). El mayor espesor litológico perforado en la CM (3200 m) se obtuvo a partir del pozo Roma-1, que sin embargo no logró alcanzar el basamento de calizas; en cambio, el pozo Mixhuca-1 corta las calizas a ~1600 m de profundidad (Figura 3). Se han realizado fechamientos isotópicos en todos ellos (Tabla 1) (SHCP, 1969; Pérez-Cruz, 1988; Arce et al., 2013a, 2015). Existe un reporte posterior de fechamientos ³⁹Ar/⁴⁰Ar realizados en los núcleos de los pozos Copilco-1, Tulyehualco-1 y Mixhuca-1 (Ferrari et al., 2003), en el cual se señala que las edades obtenidas difieren de los fechamientos previos; sin embargo, el reporte corresponde a un resumen y no incluye las profundidades de las muestras analizadas. Los trabajos realizados sobre la geocronología de las sierras volcánicas que limitan a la CM (Arce et al., 2013a, 2013b, 2015 y referencias citadas) han permitido inferir la procedencia de varios de los productos volcánicos que rellenan la porción superior de la CM.

De acuerdo a Pérez-Cruz (1988), el relleno de la cuenca está conformado por cuatro unidades, que de la base a la cima son: a) calizas del Cretácico que constituyen el basamento; b) Unidad Volcánica Inferior (UVI), constituida por productos volcánicos efusivos y piroclásticos; c) Unidad Volcánica Superior (UVS), constituida esencialmente por rocas piroclásticas, con una menor proporción de rocas efusivas; d) unidad de depósitos lacustres y fluviales representados por arcillas, limos y arenas. Pérez-Cruz (1988) correlaciona la UVI con la provincia ignimbrítica de la Sierra Madre Occidental; mientras que la UVS corresponde a las rocas de la FVTM.

Tabla 1. Edades radiométricas de los pozos profundos de la Cuenca de México y de zonas adyacentes.

CVH = Campo Volcánico de Huautla; SLT = San Lorenzo Tezonco.

B = basalto; AB = andesita basáltica; A = andesita; CA = clasto de andesita en una roca piroclástica o toba; D = dacita; Di = diorita: IR = ignimbrita riolítica; RT = roca total; MC = muestra de canal; zr = zircón; plg = plagioclasa; FT = Formación Tepoztlán.

c = edad de isocrona; Arce et al. (2013a) considera que las edades Ar-Ar en letras negritas tienen mayor exactitud.

♦ Marsal y Graue (1969)

§ Coordenadas estimadas de la figura 2 de Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera (1989) y la figura 6 de Pérez-Cruz (1988)

# Oviedo de León (1967)

◊ errores inferidos en el presente trabajo, considerando las edades publicados en SHCP (1969) y los rangos de edades publicados en Marsal y Graue (1969)

‡ CONAGUA, SEMARNAT (2013)

Referencias: 1. Secretaría de Hacienda y Crédito Público (1969); 2. Murillo-M. y Torres-V. (1987); 3. PEMEX (1987a, b, c, en Pérez-Cruz, 1988); 4. Pérez-Cruz (1988); 5. García Palomo (1998); 6. García-Palomo et al. (2000); 7. Lenhardt et al. (2010); 8. Arce et al. (2013a); 9. González-Torres et al. (2013); 10. Arce et al., 2015; 11. G. Pérez-Cruz, comunicación personal, abril de 2015; 12. Lenhart, comunicación personal, mayo de 2015.

4. Estratigrafía de la región norte de Morelos y Guerrero

Las sucesiones volcánicas presentes al norte de los estados de Morelos y Guerrero descansan sobre capas de calizas plegadas de la Formación Morelos, evaporitas de la Formación Huitzuco del Cretácico, y sobre el Grupo Balsas, conformado por conglomerados, areniscas, limolitas y material volcánico intercalado, con un rango de edad Paleoceno - Eoceno (Fries, 1960).

En el área de Amacuzac-Zacapalco los conglomerados del Grupo Balsas contienen algunos derrames intercalados de andesita y basalto, así como de tobas denominadas Formación Tepetlapa (Morán-Zenteno et al., 2007). Para uno de los derrames se reporta una edad de 44.5 ± 0.7 Ma, en tanto que para las tobas se obtuvieron edades de 38.5 ± 0.7 y 35.1 ± 0.4 (Morán-Zenteno et al., 2007) (Figura 5).

El Grupo Balsas subyace al registro volcánico del Cenozoico pre-FVTM en esta región, a través de un contacto transicional. Las sucesiones volcánicas están relacionadas con la actividad magmática del Eoceno-Oligoceno de la caldera de Tilzapotla y de los campos volcánicos de Taxco y Huautla. Consisten principalmente de ignimbritas silícicas y derrames lávicos con composición variable de andesita basáltica a dacita, los cuales presentan un rango de edades entre ~38 y ~28 Ma (Alaniz-Álvarez et al., 2002; Morán-Zenteno et al., 2004; González-Torres et al., 2013).

La litología y alcance estratigráfico de las unidades en los diferentes centros volcánicos aparecen sintetizados en la Figura 5. Posteriormente a los depósitos continentales del Grupo Balsas, la instauración de la actividad volcánica fue gradual; inicialmente se emitieron depósitos piroclásticos de volumen reducido, a los cuales siguió una voluminosa actividad silícica representada por varios pulsos de ignimbritas; de estos pulsos, el más joven está representado por la Ignimbrita Maravillas del campo volcánico de Huautla, cuya edad es diferente a la de la Ignimbrita Tilzapotla (González-Torres et al., 2013). En el campo volcánico de Huautla, la actividad volcánica declinó en un tiempo diferente respecto a los otros centros volcánicos de la región; en dicho campo, los últimos eventos se caracterizan por la emisión de lavas de composición variable desde andesita basáltica a dacita, con una mayor abundancia de andesitas, que corresponden a las andesitas de Tepalcingo y Chimalacatlán, cuyas edades más jóvenes son de aproximadamente 28 Ma (González-Torres et al., 2013).

En la región de Malinalco y Tepoztlán, respectivamente al sur del estado de México y al norte del estado de Morelos, se ubica una franja de transición entre la CM y la SMS, en donde aflora un conjunto denominado Formación Tepoztlán (Figuras 1 y 4), integrado por sucesiones de derrames de lavas intercaladas en depósitos fluviales, depósitos piroclásticos, y productos volcaniclásticos y fluviales. Para esta formación se han reportado edades K/Ar de 21.86 ± 0.2 a 19.4 ± 1.2 Ma, por lo que dichos productos se han asociado a los primeros eventos magmáticos de la FVTM del Mioceno inferior (García-Palomo et al., 2002; Lenhardt et al., 2010).

El espesor máximo alcanzado por la Formación Tepoztlán es inferior a 800 m y se ha agrupado en tres subdivisiones establecidas de acuerdo al proceso dominante de su depósito: Miembro Malinalco dominado por procesos fluviales; Miembro San Andrés constituido principalmente por productos volcánicos como lavas y depósitos piroclásticos; Miembro Tepozteco con litología dominante asociado a depósitos de flujos en masa tipo lahares (García-Palomo et al., 2002; Lenhardt et al., 2010) (Figura 5).

En la integración de una columna compuesta por la actividad volcánica anterior a la FVTM y la de la Formación Tepoztlán correspondiente a los primeros episodios de la FVTM, se observa un hiatus de la actividad volcánica de casi 6 Ma, ubicado entre los ~28.5 y 22.8 Ma.

Figura 5. Síntesis del registro estratigráfico de la región ubicada al sur de la Cuenca de México, en donde se muestran los principales eventos de actividad volcánica anterior a la FVTM de los campos volcánicos de Huautla, Morelos y Taxco, Guerrero, de la caldera de Tilzapotla, Guerrero, así como de la actividad volcánica inicial de la FVTM en el sector de Malinalco, Estado de México y de la región de Tepoztlán, Morelos. Observar que el hiatus entre la declinación de la actividad volcánica de la Sierra Madre del Sur y de los primeros episodios de la formación de la FVTM es menor que el rango de edad considerado anteriormente.

5. Discusión y conclusiones

Para establecer las relaciones entre el subsuelo de la CM y el registro volcánico cenozoico ubicado en el norte de la SMS, se comparan las características litológicas y la cronología de las sucesiones volcánicas cenozoicas de ambas regiones.

La perforación del pozo Texcoco-1 permitió conocer las características del subsuelo profundo de un sector de la CM, haciendo necesario revisar las consideraciones que se tenían sobre su edad y origen (Oviedo de León, 1970). En particular, la edad K-Ar de 30.8 Ma obtenida en un cuerpo volcánico de la parte inferior de la columna (SHCP, 1969) permitió reconocer que el relleno volcánico de la CM tenía un registro estratigráfico por lo menos a partir del Oligoceno inferior.

Asimismo, el pozo Roma-1, que perforó 3200 m sin cortar el basamento Mesozoico, permitió reconocer que el basamento mesozoico de la CM podría alcanzar los 4 km de profundidad (Pérez-Cruz, 1988; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005).

La información reciente sobre la litología y las edades obtenidas en el pozo San Lorenzo Tezonco, así como el mayor detalle cronológico de las unidades que constituyen el entorno geológico (Arce et al., 2013a, 2015 y referencias citadas, Lenhardt et al., 2010; Morán-Zenteno et al., 2007; González-Torres et al., 2013), indican que la agrupación de las unidades volcánicas propuesta por Pérez-Cruz (1988) no es del todo funcional para realizar correlaciones de mayor detalle con unidades estratigráficas del entorno de la CM (Figura 5).

En este trabajo se reconoce que el relleno de la CM se puede agrupan en varios eventos volcánicos. 1) El evento del Oligoceno es el más antiguo; está definido por las edades K-Ar de 30.8 y 29 Ma obtenidas en unas lavas andesíticas y basálticas cortadas por el pozo Texcoco-1 a una profundidad un poco mayor a 1500 m, y por el pozo Mixhuca-1 a 1281 m de profundidad (~200 m arriba de las secuencias de calizas cretácicas); este evento se puede correlacionar con el magmatismo del campo volcánico de Huautla (González-Torres et al., 2013). 2) El evento del Mioceno inferior está representado por lavas andesíticas y andesitas basálticas con edades variables entre 24.05 y 18.4 Ma, reportadas en los pozos Copilco-1, Mixhuca-1, San Lorenzo Tezonco y Texcoco-1 (Figura 3, Tabla 1). Este evento se correlaciona cronológicamente con los primeros episodios magmáticos de la FVTM, representados por la Formación Tepoztlán y la andesita-basáltica San Nicolás (García-Palomo et al., 2000; Ferrari et al., 2002; Lenhardt et al., 2010). Cabe señalar que Arce et al. (2015) extienden la correlación de la Formación Tepoztlán con rocas más jóvenes de hasta ~13 Ma reconocidas en el subsuelo de la CM. En virtud de que esta correlación se extiende a edades más jóvenes que las reportadas en la Formación Tepoztlán (Lenhardt et al., 2010), en este trabajo se prefiere utilizar la agrupación que se menciona arriba. 3) El evento del Mioceno medio-inicio del Mioceno tardío está constituido por lavas andesíticas y dacíticas con edades variables de ~17 a 8.7 Ma; estos productos se correlacionan con las Andesitas Apan y el Peñón que afloran en el norte de la CM (García-Palomo et al., 2002). 4) Los eventos del Plio-Cuaternario están constituidos por lavas de composición variable desde andesita-basáltica a dacita, ignimbritas, conglomerados y brechas volcánicas procedentes de las Sierras Chichinautzin, las Cruces y Nevada (Arce et al., 2013b, 2015, García-Palomo et al., 2008; Macías et al., 2012 y referencias citadas); estos productos, con edades variables desde 5 a 0.5 Ma, sólo se han reportado en los pozos Copilco-1 y San Lorenzo Tezonco (Murillo-M. y Torres-V., 1987; Arce et al., 2013a) (Figura 3).

La formación de una cuenca continental volcano-sedimentaria con las características de la CM, requiere la intervención de dos factores: por una parte, un proceso de subsidencia continúa asociado a una tectónica de extensión; por otra, el aporte de materiales para su relleno. La información sobre la litología y geocronología de los materiales que constituyen el relleno de la CM descrito anteriormente (Pérez-Cruz, 1988; Arce et al., 2013a) indica que el mayor espesor de materiales acumulados corresponde a sucesiones del Mioceno al Cuaternario. La ausencia de espesores significativos de rocas volcánicas o sedimentarias con edades probables del Paleógeno entre las sucesiones del Neógeno y las capas marinas del Cretácico en el subsuelo de la CM sugiere que la subsidencia ocurrió principalmente durante el Neógeno. Esta interpretación se ve reforzada por el hecho de que durante los últimos episodios de sedimentación y volcanismo del Oligoceno temprano de la parte norte de la SMS no se registran episodios de extensión con subsidencia; en contraste, el régimen tectónico dominante produjo fallas de desplazamiento lateral izquierdo con una orientación preferencial NW-SE (Alaniz-Álvarez et al., 2002; Morán-Zenteno et al., 2004, 2007; González-Torres et al., 2013) (Figura 4). En la porción norte-central de la SMS se han documentado acumulaciones sedimentarias continentales y volcánicas del Grupo Balsas del Paleógeno en cuencas como las de Amacuzac, Tuzantlán y Copalillo, que son de tipo intermontano, formadas a partir del relieve irregular heredado de las estructuras erosionadas de pliegues y cabalgaduras del Cretácico Tardío. En el caso de la región de Taxco, la subsidencia se vio favorecida por la extensión tectónica en una zona de transferencia de sistemas de fallas laterales (Alaniz-Álvarez et al., 2002). Dentro del contexto anterior, es posible que los primeros eventos de acumulación sedimentaria y volcánica del subsuelo de la CM todavía estuvieran asociados a la deformación transcurrente que se ha documentado para el sector norte-central de la SMS durante el Eoceno e inicios del Oligoceno.

Se ha argumentado que la formación de los campos volcánicos de Taxco, Guerrero y Huautla, así como la caldera de Tilzapotla, se llevó a cabo en un intervalo de tiempo entre los 38 y 28 Ma, lapso durante el cual se registran varios episodios de actividad volcánica explosiva que constituyen un “flare up” en el sector norte-central de la SMS (González-Torres et al., 2013). Asimismo, la declinación de la actividad volcánica de la SMS en este sector está representada por derrames de rocas volcánicas con rangos de edad que van de los ~32 a los 28 Ma (Morán-Zenteno et al., 2004; González-Torres et al., 2013).

En forma particular, el campo volcánico de Huautla, en donde se encuentran expuestos los últimos episodios de actividad volcánica de la región, es él que, por sus características litológicas y edad, tiene correlación con las unidades volcánicas más profundas del pozo Texcoco-1 (de donde se obtuvo una edad K/Ar de 30.8 Ma) y Mixhuca-1 (donde se reporta una edad de 29 ± 2 Ma) (SHCP, 1969; Pérez-Cruz, 1988). Estas posibles interpretaciones están sujetas a una revisión y a nuevos fechamientos basados en concentrados minerales y métodos más modernos como Ar-Ar y U-Pb LA-ICPMS.

En el pozo Roma-1 se registra un espesor de un poco más de 800 m, debajo de la unidad más antigua que se fechó, de la cual se obtuvo una edad por K-Ar de 25.9 ± 2.0 Ma. Con base en esto, es posible que las unidades volcánicas más profundas puedan alcanzar edades semejantes a las reportadas en los campos volcánicos de Huautla, Taxco y en la caldera de Tilzapotla.

En lo referente a la actividad más antigua de la FVTM en los sectores de Malinalco y Tepoztlán, se han reportado rocas volcánicas con un rango de edad entre 21.6 ± 1 y 18.8 Ma: la litología y cronología de estas sucesiones muestran estrechas similitudes con lo reportado en los pozos Texcoco-1, Copilco-1, Mixhuca-1 y San Lorenzo Tezonco (Pérez-Cruz, 1988; Arce et al., 2013a, 2015); dichas afinidades temporales han sido también reconocidas por Arce et al. (2015).

Un aspecto sobresaliente en términos de los contrastes tectónicos entre la CM y el norte de la SMS es el considerable desnivel entre las capas de calizas marinas y yesos del Cretácico que constituyen el basamento de la CM, y la altitud de las capas de calizas marinas ubicadas entre Cuernavaca y Yautepec. Las primeras se encuentran a una altitud entre ~100 y 600 m sobre el nivel del mar; mientras que los afloramientos de las segundas se encuentran a una altitud cercana a los 1800 m, y a una distancia de ~40 km al sur de la CM. Lo anterior indica que el bloque ubicado al norte del sistema E-W del horst de Chichinautzin (Figura 2) representa un bloque caído con una subsidencia rellenada por al menos de 1600 m de sucesiones volcánicas y depósitos lacustres (Pérez-Cruz, 1988, Ferrari et al., 2003; Siebe et al., 2004a; Alaniz-Álvarez y Nieto-Samaniego, 2005; Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998).

El horst de Chichinautzin representa una frontera tectónica para el Mioceno, ya que mientras al norte de esta estructura, en el subsuelo de la CM, se puede documentar una subsidencia pronunciada, al sur no hay evidencia de estructuras tectónicas de extensión y subsidencia notables (Morán-Zenteno et al., 2005). Al menos desde el Oligoceno temprano (< 28 Ma), el régimen tectónico en el norte de la SMS se ha caracterizado por la exhumación, sin desarrollo de cuencas de extensión con subsidencia. Aunque no hay datos que permitan confirmar un levantamiento real de esta región, la exhumación se puede documentar por la profunda disección erosiva del norte de la SMS debida a la erosión en las cabeceras de los afluentes del río Balsas. Esta disección sólo fue temporalmente interrumpida durante el Mioceno y Plioceno por la acumulación de flujos de escombros procedentes de la FVTM (Formaciones Tepoztlán y Cuernavaca) (Arce et al., 2013b, Lenhardt et al., 2010).

El hiatus magmático entre el volcanismo paleógeno de la SMS y la sucesión miocénica de Tepoztlán (28 – 23 Ma) parece responder a un cambio importante en la geometría de la placa subducida en el sur de México. A partir del análisis de la configuración actual de la zona de subducción del sur de México, se reconoce un segmento de placa subhorizontal en la base de la corteza continental desde la región de la costa hasta el norte de Iguala (Pérez-Campos et al., 2008). Es evidente que la evolución de la FVTM se inició a partir de un cambio radical de la geometría de la placa, con respecto a la que prevaleció hasta el Oligoceno temprano (Morán-Zenteno et al., 2000, Ferrari et al., 2014. El registro abundante del magmatismo Paleógeno de arco desde la margen continental truncada actual hasta latitudes cercanas a Cuernavaca indica que en el lugar del segmento plano de la zona de subducción actual, se encontró una cuña del manto productiva que dio origen al magmatismo de la SMS (Mori et al., 2012). El escenario descrito permite entender las diferencias geológicas, tectónicas y temporales que existen entre la FVTM de la SMS. Existen dos fechas K-Ar en roca total con errores relativamente grandes de rocas volcánicas de los pozos Texcoco-1 y Roma-1 (24.1 y 25.9 Ma, Tabla 1) que parecen romper con este hiatus, por lo cual se requiere una revisión de la geocronología de estos materiales o un replanteamiento de la hipótesis. Aunque la información aún es insuficiente, los datos disponibles sobre la composición, la geocronología y la deformación que acompaño al magmatismo de la SMS y de la CM indican una transición entre las dos provincias de las condiciones tectónico-magmáticas del sur de México debido a cambios profundos en la geometría de la subducción.

Agradecimientos

Los autores agradecen el apoyo en la elaboración de algunas figuras a Carolina Castelán, Sergio Macías Medrano, y Juan Carlos Alvarado Sánchez. Asimismo, agradecemos al Dr. Antonio Hernández-Espriú las facilidades para consultar las imágenes de varios modelos de elevación digital, así como los comentarios de Rodrigo Gutiérrez, Aline Concha y Alberto Arias y Javier Mancera. La revisión realizada por el Dr. Luis Delgado y dos árbitros anónimos, contribuyeron sustantivamente a mejorar el manuscrito.

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Manuscrito recibido: Octubre 7, 2014.
Manuscrito corregido recibido: Abril 30, 2015.
Manuscrito aceptado: Agosto 6, 2015.

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen 67, núm. 2, 2015, p. 255-272 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2015v67n2a9

Influencia de los paleosuelos en los procesos exógenos modernos en la porción noreste de la Cuenca de México

Elizabeth Solleiro-Rebolledo^1,2,*, Sergey Sedov¹, Svetlana Sycheva³, Serafín Sánchez Pérez^4,5, Konstantin Pustovoitov^6,7, Daniela Sauer^6,8

¹ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, C.P. 04510, México D.F.
²Institute of Geography and Geology, University of Würzburg. Würzburg, 97074, Germany.
³Institute of Geography, Russian Academy of Sciences. Moscow, Russia.
⁴Posgrado en Ciencias de la Tierra, Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México.
⁵Escuela Nacional de Antropología e Historia, México, D.F.
⁶Institute of Soil Science and Land Evaluation, University of Hohenheim, Germany.
⁷Institute of Near Eastern Archaeology, University of Freiburg, Germany.
⁸Institute of Geography, University of Göttingen, Germany.
^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

Dada la importancia que revisten los suelos en los procesos que ocurren en la zona crítica (zona de interacción entre agua, suelo, aire, organismos), en este trabajo presentamos la distribución temporal y espacial de una secuencia de paleosuelos arcillosos con carbonatos secundarios (capas de caliches y carbonatos diseminados) en el sector nororiental de la Cuenca de México, particularmente en el valle de Teotihuacán. El propósito de este trabajo consiste en reconstruir la distribución temporal y espacial de la cubierta de suelos del pasado para entender su relación con la estructura actual de suelos y sedimentos en este sector semiárido de la cuenca de México. Con esta información, determinar la participación de estos materiales en la Zona Crítica (ZC). Para ello, se ha llevado a cabo un transecto de dirección norte-sur, que inicia en las elevaciones del Cerro Gordo, cruza el valle de Teotihuacán y termina en la Sierra Patlachique, describiendo perfiles de suelo en diferentes posiciones geomorfológicas. El marco cronológico se ha establecido con base en fechamientos de radiocarbono realizados en las capas de caliches. De acuerdo a la cronología, al tipo y grado de pedogénesis, y a los procesos de sedimentación, se han reconocido cuatro unidades. La primera unidad, denominada Paleosuelos del Pleistoceno, fase I (50000 – 20000 años AP), está compuesta de paleosuelos arcillosos, los cuales son Luvisoles crómicos y estágnicos, dependiendo de su posición en el paisaje. Estos paleosuelos muestran tanto carbonatos secundarios diseminados y en fracturas, como capas de caliches. En la segunda unidad, Paleosuelos del Pleistoceno, fase II (20000 –10000 años AP), dominan los sedimentos sobre los suelos; únicamente en el fondo del Valle, se han encontrado Gleysoles cortados por canales aluviales. La unidad, Paleosuelos del Holoceno, fase I (10000 a 1000 años AP) se caracteriza por presentar suelos poligenéticos (Vertisoles), fuertemente modificados por los procesos antrópicos, durante las diversas fases de ocupación pre-hispánica. La última unidad, Suelos del Holoceno, fase II, abarca el último milenio, en donde se destacan procesos de erosión e inestabilidad del paisaje. La tendencia principal en la distribución espacial de los paleosuelos es la siguiente: las unidades antiguas (Luvisoles, capas de caliches y Vertisoles) están sepultadas profundamente en el fondo del valle. Sin embargo, en los taludes y elevaciones montañosas, pueden aparecer cerca o directamente sobre la superficie, siendo incorporados en el manto de suelos actual. Las interrelaciones entre los diferentes paleosuelos a lo largo del transecto estudiado, junto con las observaciones micromorfológicas, apoyan la hipótesis de una relación evolutiva entre los Luvisoles pleistocénicos y los Vertisoles del Holoceno. Consideramos que estas diferentes unidades repercuten en los procesos hidrológicos en el valle y que las capas de caliche formadas en los ambientes pleistocénicos pueden afectar la geoquímica del agua subterránea así como sus firmas isotópicas.

Palabras clave: paleosuelos, Teotihuacán, caliches, Luvisoles, Vertisoles, cuenca de México.

Abstract

As soils are important elements for the processes involved in the critical zone (the zone of interaction between water, soil, air, and organisms), in this work we present the temporal and spatial distribution of a clayey-paleosol sequence with secondary carbonates (layers of caliche and disseminated carbonates) in the northeast sector of the Mexico Basin, particularly in the Teotihuacan Valley. The goal of this paper is the temporal and spatial reconstruction of the past soil cover to understand its relationship with the present day soils and sediments in this semiarid sector of the Mexico Basin. With this information the involvement of these materials in the critical zone could be determined. To comply with these objectives, a north-south transect was carried out, starting in the Cerro Gordo, crossing the Teotihuacan valley and ending in the Sierra Patlachique, describing soil profiles located in different geomorphological positions. The chronological framework has been established with radiocarbon dates of the caliche layers. According to this chronology, the type and degree of pedogenesis, as well as the sedimentation processes, four units have been recognized. The first unit is named the Pleistocene Paleosols, phase I (50000 – 20000 years BP), and is composed of clayey paleosols, chromic and stagnic Luvisols, depending on their position in the landscape. These paleosols contain pedogenic carbonates, disseminated and in fractures, and caliche layers. In the second unit, the Pleistocene Paleosols, phase II (20000 –10000 years BP), sediments predominate over soils; only in the valley floor some Gleysols are found to be cut by alluvial channels. The unit, Paleosols of the Holocene Paleosols unit, phase I (10000 to 1000 years BP), is characterized by polygenetic soils (Vertisols) strongly modified by anthropic processes during distinct phases of pre-hispanic occupation. The last unit, the Holocene Soils, phase II, covers the last millennium when erosional processes and unstable landscape dominate. The paleosols (Luvisols, caliche layers, and Vertisols) are deeply buried at the bottom of the valley. However, on the slopes and hilltop positions, they can appear close to or directly on the surface, being incorporated in the present day soil mantle. Spatial interrelations of different paleosols along the studied transect together with micromorphological observations support the hypothesis of an evolutionary link between the Pleistocene Luvisols and the Holocene Vertisols. We propose that these different units are involved in the hydrological processes in the valley and that the caliche layers, formed in the Pleistocene environments, can affect the geochemistry of the groundwater as well as its isotopic signatures.

Keywords: paleosols, Teotihuacan, caliches, Luvisols, Vertisols, Basin of Mexico.

1. Introducción

La Zona Crítica (ZC) se considera como el medio de interacción entre la roca, el suelo, el agua, el aire y los organismos vivos (National Research Council, 2001). El suelo es la conexión principal de la ZC y representa una geomembrana a través de la cual las sustancias (incluida el agua) migran, participando activamente en el intercambio de energía, gases y sólidos, entre las otras esferas (litosfera, atmosfera, biosfera, hidrosfera) (Lin, 2010). De hecho, las relaciones entre el suelo y el agua han sido replanteadas en los últimos años, emergiendo una nueva disciplina, la hidropedología, con la pretensión de establecer el papel que juegan los suelos en los procesos hidrológicos, con énfasis en su posición en el paisaje (Lin et al., 2006).

Sin embargo, en los estudios hidropedológicos, se tiene que tomar en cuenta no solo el tipo y extensión de la cubierta edáfica superficial, sino la presencia de suelos sepultados o paleosuelos. Estos objetos, formados en superficies del pasado, representan otro factor que influye activamente en los flujos dentro de la ZC, ya que sus propiedades pueden diferir de las encontradas en los suelos modernos y, por lo tanto, repercutir en la composición del agua subterránea.

1.1. Los suelos de la Cuenca de México

Como es sabido, la cuenca de México es de tipo endorreico, cerrada por el vulcanismo de la Sierra de Chichinautzin (Mooser, 1975). Esta región, que albergó un complejo sistema lacustre y que fue afectada por el vulcanismo y la actividad tectónica del Cuaternario, no parece ser el lugar ideal para el estudio de suelos, ya que durante la mayor parte de su historia permaneció bajo agua. En consecuencia, los materiales que la componen son principalmente, de origen lacustre y volcánico. A inicios del siglo XVII, se construyó el tajo de Nochistongo, con el objetivo de drenar la cuenca y evitar las inundaciones que afectaban regularmente a la Ciudad de México. Sin embargo la reducción final del lago no ocurrió sino hasta el siglo XX. Por esta razón, los suelos de la zona son muy jóvenes y han sido fuertemente modificados por el crecimiento urbano. Por lo tanto, para conocer las características de los suelos de la zona, es necesario buscar sitios en donde los factores pedogenéticos hayan actuado en los sedimentos por un tiempo suficiente para formarlos. Estos sitios representan las áreas drenadas, como son los límites del lago y las superficies de mayor elevación. Sin embargo, las zonas montañosas como la Sierra de las Cruces, al occidente, o la Sierra de Guadalupe al norte (Figura 1), no muestran suelos con alto grado de desarrollo (Flores-Román et al., 2009), debido a las pendientes pronunciadas que promueven los procesos de remoción en masa (García-Palomo et al., 2006; Carlos-Valerio, 2010).

Por el contrario, la zona centro-nororiental de la Cuenca, en donde se localiza el valle de Teotihuacán, representa un área en donde la evolución geo-pedológica ha permitido el desarrollo de suelos y paleosuelos. En este valle, se observan ciclos de estabilidad e inestabilidad ambiental que repercuten en los procesos pedogenéticos y de erosión/sedimentación (Solleiro-Rebolledo et al., 2011). Durante las fases inestables, los procesos geomórficos originan el movimiento de sedimentos desde las posiciones de mayor elevación y su sedimentación en las partes bajas del valle. En las fases de estabilidad, estos procesos cesan, de tal manera que los factores de formación de suelo actúan en el desarrollo de la cubierta edáfica.

De acuerdo con las investigaciones desarrolladas durante los últimos años en Teotihuacán, se ha podido reconocer la presencia de paleosuelos con diversas propiedades y fases de desarrollo, que representan diferentes momentos de la historia geológico-ambiental (Solleiro-Rebolledo et al., 2006, 2011; Sedov et al., 2010; Sánchez et al., 2013). Estos paleosuelos han demostrado cambios drásticos en los ambientes del Cuaternario tardío como consecuencia de modificaciones en los factores climáticos y bióticos, entre los que se incluye la acción del hombre.

Los paleosuelos del valle de Teotihuacán se encuentran sepultados o en superficie y, a pesar de que representan cuerpos relictos de ambientes del pasado, juegan un papel importante en las condiciones actuales del valle. Cabe señalar que los estudios paleopedológicos anteriores, realizados en esta zona, comprenden un análisis detallado, pero limitado a algunos perfiles selectos. Por lo tanto, la distribución e interrelación espacial de los componentes de la cubierta edáfica (incluyendo sus elementos relictos) son poco conocidos. Por lo anterior, el propósito de este trabajo radica en reconstruir la distribución temporal y espacial de la cubierta de suelos actuales y pasados para establecer su relación en la estructura actual de suelos y sedimentos en el sector semiárido de la cuenca de México. Con esta información, determinar la participación de estos materiales en la ZC y en la recarga del acuífero.

Figura 1. Localización del transecto N-S en el valle de Teotihuacán, mostrando los sitios de estudio. Esquema del perfil topográfico, en el que se presenta la morfología de los perfiles, así como la reconstrucción de los paleosuelos.

1.2. Impacto humano en Teotihuacán

La presencia humana en la porción norte de la Cuenca de México se ha registrado desde hace 11000 años (González et al., 2003), de acuerdo con la información procedente de varias localidades. En ellas se han recuperado huesos y cráneos humanos, en sitios como Tlapacoya y El Peñón. De esta manera, puede decirse que la influencia humana en los ambientes del Holoceno ha sido prácticamente constante, intensificándose en los últimos 3000 años, durante los cuales, tanto la agricultura y como el desarrollo urbano, han modificado sustancialmente los paisajes.

Los primeros pobladores se dedicaban a actividades como la caza, la pesca y la recolección, gracias a los hábitats desarrollados en el Holoceno temprano (González et al., 2006). Sin embargo, la información sobre este primer periodo de ocupación en la zona de Teotihuacán se encuentra fragmentada (McClung de Tapia, 2012). Por el contrario, los últimos tres a cinco milenios de poblamiento, se han estudiado de una manera intensiva, desde diversas perspectivas (e.g. Millon, 1973; Sanders et al., 1979; McClung de Tapia, 1987; Manzanilla, 1997).

La actividad agrícola en el valle inicia en el año 1500 a.C. (Sanders et al., 1979), pero es a partir del año 200 d.C., que se registra un crecimiento demográfico importante en Teotihuacán, como consecuencia de los flujos migratorios procedentes del centro del país y, sobre todo, del sur de la Cuenca de México, por la intensa actividad volcánica (McClung de Tapia, 2012). De hecho, la ciudad alcanza una población de 125000 habitantes entre los años 350 y 550 d.C. (Millon, 1973). Estos pobladores efectuaron modificaciones importantes en el paisaje debido a la utilización de sistemas agrícolas que incluyeron el desarrollo de sistemas de irrigación, complejos hidráulicos y terrazas de cultivo (Cabrera, 2005). Los suelos de la región muestran evidencias de estas prácticas agrícolas, entre las que destacan fragmentos de carbón, agrocutanes, restos de polen y fitolitos de maíz, concentraciones elevadas de fósforo y rasgos reductomórficos relacionados con el riego (Rivera-Uria et al., 2007; Sedov et al., 2009; Sánchez et al., 2013).

Asimismo, se ha documentado el deterioro del paisaje, por la construcción del centro ceremonial de Teotihuacán, el cual implicó la remoción de grandes cantidades de materiales, como árboles, rocas, sedimentos y suelos agrícolas, estos últimos usados en el interior de las pirámides (Barba, 2005; Rivera-Uria et al., 2007; Sánchez et al., 2013).

2. Características ambientales del valle de Teotihuacán

El Valle de Teotihuacán se ubica en la porción NE de la Cuenca de México (Figura 1). En su límite norte se tienen varios edificios volcánicos, formados durante el Plioceno y el Pleistoceno (Vázquez y Jaimes, 1989), como Malinalco, Cerro Gordo, Cerro Soledad y Texuaca; al sur y sureste se encuentra la Sierra Patlachique, al oeste el Cerro Chiconauhtla y al este la Sierra de Soltepec. El Cerro Gordo, un volcán cuaternario de composición basáltica, representa la posición más elevada (3050 msnm). Por su parte, la Sierra Patlachique tiene una menor altitud (2700 msnm) y consiste de rocas volcánicas dacíticas, formadas durante el Mioceno-Plioceno (Vázquez y Jaimes, 1989). La zona arqueológica de Teotihuacán se asienta sobre la planicie fluvial, constituida de materiales aluviales y laháricos (Tapia-Valera y López-Blanco, 2002).

Los piedemontes de las sierras y el valle están disectados por barrancas profundas, modelados por cuatro ríos principales: Los Estetes, El Muerto, El Soldado y Piedras Negras, los cuales se unen en la planicie para formar el río San Juan, el cual fue canalizado en la época prehispánica, para que cruzara la ciudad de Teotihuacán, a la altura de la Ciudadela (López-Austin, 1989).

La altitud del valle varía entre 2205 a 3050 m (Hernández, 2007). En consecuencia, se tienen variaciones climáticas que responden a los diferentes niveles altitudinales. En las zonas bajas (entre 2200 y 2800 msnm) se reporta un clima semiseco templado, con una precipitación que varía entre 500 – 600 mm (García, 1968, 1988). En las zonas altas (> 2800 msnm), se tiene un clima templado subhúmedo, con una precipitación que oscila entre 700 y 800 mm. En general, el valle tiene una temperatura media anual que varía entre los 12 y 18 °C (García, 1988).

Por su parte, también se registran cambios en la vegetación de acuerdo a la altitud (Rzedowski et al., 1964). En las partes bajas, hasta los 2750 msnm, domina el matorral xerófilo, como Opuntia streptacatha, Zaluzania augusta, Mimosa biuncifera y Yucca filifera. En las zonas más altas de las elevaciones que circundan al valle, particularmente en las laderas opuestas al valle, se encuentran bosques de encino (Rzedowski et al., 1964; Castilla y Tejero, 1983). También se localizan matorrales de encino, tanto en las laderas bajas como en las altas, así como cultivo de nopal (Opuntia), vegetación que atestigua la gran perturbación humana que ha existido en el lugar.

3. Materiales y métodos

3.1. Los suelos del valle de Teotihuacán

Las unidades de suelo que forman la cubierta edáfica moderna incluyen Phaeozems, Vertisoles, Cambisoles, Leptosoles y Fluvisoles. Estas unidades se distribuyen de la siguiente manera, de acuerdo con los estudios realizados por Gama-Castro et al. (2005) y Solleiro-Rebolledo et al.(2006):

Los Phaeozems son los suelos dominantes, ocupando el 46 % del área, ubicándose en las laderas de los cerros y sierras, así como en los piedemontes. Los Vertisoles comprenden el 18 % de la región. Se localizan en depresiones y en zonas de inclinación ligera (2 % de pendiente). Los Cambisoles y Leptosoles ocupan, cada uno, el 13 % de la zona y su distribución es heterogénea, en diferentes posiciones del relieve. Los Fluvisoles son los menos comunes (10 %) y se concentran en el fondo del valle, en las laderas del río San Juan.

3.2. Paleosuelos del valle de Teotihuacán

Durante los últimos años, se ha llevado a cabo un estudio intensivo de paleosuelos, sedimentos y arqueología en el valle de Teotihuacán (McClung de Tapia et al., 2003, 2005; Solleiro-Rebolledo et al., 2006, 2011; Sedov et al., 2010; Sycheva et al., 2010; Sánchez et al., 2013; González et al., 2013). Durante esos estudios se han reconocido diversos paleosuelos que abarcan prácticamente los últimos 50000 años, cuyas características son:

• Paleosuelos arcillosos que forman una cubierta más o menos continua desde las posiciones elevadas, como el Cerro Gordo, los piedemontes de la Sierra Patlachique (Cabadas et al., 2005; Solleiro-Rebolledo et al., 2006) y el fondo del valle. Estos paleosuelos se formaron durante el Pleistoceno tardío y corresponden a Luvisoles crómicos en las partes altas de las sierras y Luvisoles estágnicos/gléyicos en el fondo del valle. Esta diferencia, en las propiedades observadas, se debe a los procesos de saturación de agua en las posiciones más bajas, en contraste con el buen drenaje de los suelos en las sierras.

• Capas cementadas con carbonatos neoformados (horizontes petrocálcicos, denominados en este trabajo como caliches) incluidas en los paleosuelos arcillosos pleistocénicos (Solleiro-Rebolledo et al., 2011).

• Paleosuelos formados durante el Holoceno medio-tardío, los cuales también son arcillosos, pero poseen horizontes orgánicos con propiedades vérticas. Estos paleosuelos también muestran una distribución continúa en diferentes posiciones, y se encuentran relacionados con materiales arqueológicos de edad teotihuacana (Rivera-Uria et al., 2007; Solleiro-Rebolledo et al., 2011; Sánchez et al., 2013).

• Suelos y sedimentos formados en el último milenio.

3.3. Trabajo de campo

Para este trabajo, se llevó a cabo un transecto con dirección N-S, desde las posiciones elevadas del Cerro Gordo y la Sierra Patlachique (Figura 1), hasta las partes más bajas del valle. Se seleccionaron seis sitios a lo largo de la catena, ubicados preferentemente en cortes y barrancas que permitieran una mejor observación de la estratigrafía: (1) Cima Cerro Gordo; (2) San Martín; (3) San Pablo 2; (4) El Canal; (5) Barranca Patlachique; (6) Cima Patlachique.

En cada sitio, se describieron los perfiles, tomando en cuenta los criterios de la IUSS Working Group (2006) y se tomaron muestras inalteradas para realizar estudios micromorfológicos. Esta información sumada a la ya publicada, permitió reconstruir la distribución espacial y temporal de los suelos y paleosuelos.

3.4. Micromorfología

Para los estudios micromorfológicos, se seleccionaron muestras de algunos horizontes A que se supone coinciden con el Paleosuelo Negro San Pablo (PNSP), en diferentes posiciones geomorfológicas (San Martín y el Canal), para confirmar su correlación estratigráfica. Las muestras con estructura intacta se impregnaron con resina Crystal 40, se secaron, cortaron y pulieron en secciones delgadas, para su posterior estudio bajo un microscopio petrográfico Olympus.

3.5. Cronología e isótopos estables de la secuencia

Con el objetivo de afinar el esquema cronológico-estratigráfico, se usaron fechamientos por radiocarbono ya publicados en trabajos previos (Solleiro-Rebolledo et al., 2006, 2011; Sedov et al., 2010; Sánchez et al., 2013) así como nuevas edades obtenidas en carbonatos, en el Leibniz-Laboratory for Radiometric Dating and Isotope Research, Kiel, Alemania (Tabla 1). La división cronológica de las unidades paleopedológicas se ha hecho, principalmente, con el apoyo de las fechas de radiocarbono de los carbonatos y costras de caliches, que cubren un lapso mayor a las determinadas por medio de otros materiales (humus de los horizontes orgánicos y extractos polínicos). En el mismo laboratorio, se obtuvo la composición de los isótopos estables de carbono (δ¹³C), usando el estándar VPB (Vienna Peedee Belemnite, ‰).

Tabla 1. Edades de radiocarbono y valores de isótopos estables de carbono obtenidas en carbonatos y materia orgánica de los paleosuelos del valle de Teotihuacán.

* Profundidad desde la superficie.
¹Rivera-Uria et al. (2007); ²Solleiro-Rebolledo et al. (2011); ³Este trabajo; ⁴Sánchez et al. (2013); ⁵McClung et al. (2003).

4. Resultados

4.1. Morfología de los suelos y paleosuelos

Los perfiles que se encuentran en el transecto N-S (Figura 1) muestran un conjunto de suelos superficiales y paleosuelos arcillosos, algunos de ellos con carbonatos secundarios, y sedimentos aluviales y coluviales. La descripción morfológica se presenta a continuación:

4.1.1. Perfil 1. Cima Cerro Gordo

Se encuentra en la cima del Cerro Gordo, junto a las torres de telecomunicaciones, a 3040 msnm. En este lugar aún se conserva el bosque de encino, aunque solo en parches. El micro-relieve es variado, cambiando de mesetas pequeñas de poca inclinación, a superficies con pendientes pronunciadas. El suelo estudiado presenta un perfil policíclico, constituido por horizontes A, AB, ABt, 2Bt, con un espesor de 80 cm. Los horizontes que se presentan en los primeros 70 cm tienen una textura limo arcillosa, la cual contrasta con la aparición de un horizonte más compacto y más arcilloso (Figura 2).

Figura 2. Fotografía y descripción morfológica del perfil 1 Cerro Gordo

4.1.2. Perfil 2. San Martín

Se encuentra en el piedemonte del Cerro Gordo, al oeste de una bajada de agua intermitente, proveniente del Cerro Gordo, que limita una serie de terrazas de cultivo, en descanso, a una altitud de 2950 msnm. En esta posición la pendiente es ligeramente convexa, con incisiones que producen barrancas profundas. El ancho y la profundidad de la barranca son de 20 y 1 m, respectivamente. En el fondo de la barranca se encuentra un antiguo canal de riego. Domina la vegetación herbácea con abundancia de cactus, entre los que destaca Opuntia, sin embargo la cobertura no es completa, alcanzando 50 – 70 %. En la superficie del terreno se observan abundantes fragmentos de rocas redondeadas y angulares, así como cerámica y herramientas de obsidiana.

El perfil estudiado es también policíclico, mostrando los siguientes horizontes Ap, AC, C, 2A, 2C. El suelo superficial (Ap, AC, C) muestra evidencias de cultivo, pero actualmente está mezclado con material coluvial cuyo depósito, es probable, se relacione con el manejo antrópico (por la reactivación de la terraza al dejarla abandonada). Su espesor es de 85 cm (Figura 3). Sobreyace a un paleosuelo con un horizonte 2A de color muy oscuro, de 25 cm de espesor) que se ha relacionado con el Paleosuelo Negro San Pablo (PNSP) (Sánchez et al., 2013). El horizonte 2C muestra cierto endurecimiento, por lo que se le ha considerado como tepetate (material volcánico endurecido, pero no cementado).

Figura 3. Fotografía y descripción morfológica del perfil 2 San Martín.

4.1.3. Perfil 3. San Pablo 2

Este es un perfil ubicado en una posición cercana a la sección tipo (San Pablo), en donde se ha descrito con detalle el PNSP (Sánchez et al., 2013). Se encuentra en una barranca cortada por una corriente aluvial. La parte superior del perfil muestra un suelo con bajo desarrollo y mayor sedimentación, que está constituida únicamente por el horizonte AC (30 cm), con pocos rasgos de pedogénesis (Figura 4). Por debajo se encuentra el horizonte 2C, un sedimento coluvio-aluvial grueso (70 cm de espesor), con intercalaciones de arena y grava. El paleosuelo negro (PNSP) se encuentra sepultado a 1 m de profundidad y solo se reconoce el horizonte 3A que tiene un color oscuro (Figura 4) y que descansa directamente sobre un tepetate (horizonte 4C).

Figura 4. Fotografía y descripción morfológica del perfil 3, San Pablo 2.

4.1.4. Perfil 4. El canal

Se localiza en la planicie aluvial del valle, junto a un canal de riego construido en la época prehispánica. Los primeros 70 cm, desde la superficie, son ocupados por un sedimento mal clasificado, areno-limoso, y se le ha dividido en C1 y C2. C1 muestra un mayor grado de pedogénesis, que consiste, básicamente, en incorporación de materia orgánica y mayor agregación. En C2 destaca la presencia de laminaciones. Dos paleosuelos subyacen a este sedimento, constituidos por los horizontes 2A, 2C, 3AE, 3ABtss y 4C (Figura 5). El primer paleosuelo tiene 60 cm de espesor y su desarrollo es débil. El segundo paleosuelo (3A, 3ABtss) muestra mayor grado de desarrollo y se correlaciona con el PNSP. En la base del perfil se presenta un tepetate (horizonte 4C).

Figura 5. Fotografía y descripción morfológica del perfil 4, Canal.

4.1.5. Perfil 5. Barranca Patlachique

Se localiza sobre la parte media de la Sierra Patlachique, justo a la orilla de una corriente de agua meandriforme, ubicándose en la parte erosiva del meandro, que forma una barranca. Esta barranca inicia en las laderas de la sierra y termina en el valle. Tiene forma de U, con 40 – 50 m de ancho, entre ladera y ladera, y 8 – 10 m de profundidad. En el fondo de la barranca se encuentra un tepetate formado por sedimentos coluviales.

Al igual que en los casos anteriores, se trata de un suelo policíclico (Figura 6), con tres ciclos de formación de suelo: el suelo moderno de 80 cm de espesor con horizontes Ah, B1, B2, es de textura limosa; el primer paleosuelo muestra un solo horizonte 2AB, de 10 cm de espesor, y textura más fina, que se correlaciona con el PNSP. En el tercer paleosuelo se observa solo el horizonte 3Bt de 20 cm de espesor.

Figura 6. Fotografía y descripción morfológica del perfil 5, Sierra Patlachique.

4.1.6. Perfil 6. Cima Patlachique

Este perfil de escaso desarrollo, se encuentra en la cima de una de las elevaciones que conforman a la Sierra Patlachique. El talud de la sierra está formado por una serie de terrazas antiguas, de época teotihuacana, de 5 – 7 m de ancho (aunque las terrazas más bajas tienen hasta 30 m de anchura). Todavía se conservan restos de los muros de piedra que limitan las terrazas, aunque ya están muy destruidas por procesos de sedimentación y erosión (Figura 1). El suelo que se encuentra en esta posición geomorfológica es de escaso desarrollo y consiste únicamente de un horizonte A, de 20 cm de espesor, que descansa directamente sobre una brecha volcánica (Figura 7).

Figura 7. Fotografía y descripción morfológica del perfil 6, Cima de la Sierra Patlachique.

4.2. Micromorfología de los horizontes A de color oscuro

A nivel microscópico, los horizontes A analizados, del PNSP, tienen un conjunto de características, similares a las establecidas anteriormente en el perfil San Pablo (Rivera-Uria et al., 2007; Sedov et al., 2009; Sánchez et al., 2013). Particularmente destaca la pigmentación obscura de la matriz, la presencia de componentes finos y una microestructura en forma de bloques angulares muy compactos, formados por fracturas de configuración vértica. Además de estos rasgos, llama la atención, la abundancia de cutanes arcillosos de iluviación, que se desarrollan en fracturas y en canales. A pesar de las similitudes, estos horizontes desarrollados en diferentes posiciones geomorfológicas muestran ciertos rasgos específicos que se desvían de los observados en el perfil San Pablo (Rivera-Uria et al., 2007; Sánchez et al., 2013). En el perfil 2 San Martin, en donde el horizonte 2A del paleosuelo se encuentra sepultado a 80 cm de la superficie, se encontró una mayor cantidad de componentes gruesos (partículas de arena y hasta grava) representados por minerales volcánicos como plagioclasas, piroxenos, fragmentos de roca andesítica y vidrio volcánico poroso (pómez). Las partículas de pómez muestran rasgos de intemperismo moderado, ya que la parte periférica de las partículas está sustituida por arcilla. Estos rasgos se identifican claramente en las láminas delgadas dados los colores de interferencia, observados con nícoles cruzados (Figuras 8a y 8b). La microestructura de este horizonte no es uniforme: además de los bloques compactos, hay áreas con alta porosidad y agregados formando gránulos pequeños de origen coprogénico. Los rellenos de estos gránulos frecuentemente se asocian con poros y/o canales biogénicos (Figura 8c). También en algunos poros identificamos recubrimientos de carbonatos neoformados, en forma de micrita (calcita microcristalina) (Figura 8d). Asimismo, se presentan cutanes de arcilla, los cuales se encuentran en áreas claramente diferentes de aquéllas en las que se tiene la calcita neoformada.

En el perfil 4, el Canal, en el horizonte 2A sepultado se observaron microlaminaciones de origen sedimentario. En la matriz domina el material fino, pero por ella atraviesan capas microscópicas de arena fina (Figura 8e). Además, en los agregados granulares, las capas microscópicas están parcialmente soldadas y forman áreas más porosas dentro de la matriz compacta (Figura 8f). Otra característica específica observada en este horizonte es el mejor desarrollo de los edaforrasgos relacionados con la illuviación de arcilla. Los gruesos rellenos de arcilla ocupan fracturas y poros. Bajo nícoles cruzados, estos rellenos tienen alta birrefrigencia, lo que indica que las partículas arcillosas están orientadas. Sin embargo, la distribución de los colores de interferencia no es uniforme, de manera que el relleno ha sufrido deformación y desorientación, posiblemente por el desarrollo de los rasgos vérticos (Figuras 8g y 8h).

Figura 8. Micromorfología de los horizontes húmicos del Paleosuelo Negro San Pablo en perfiles selectos. a. Grano de pómez intemperizado, perfil 2 San Martín, luz normal polarizada. b. Mismo que a) pero con nícoles X. Nótese que la parte periférica del grano de la pómez tiene colores de interferencia por sustitución con arcilla; también es notable la presencia de colores de interferencia del cután de arcilla en el poro ubicado en la parte superior. c. Poro-canal biogénico con un relleno poroso de microagregados granulares de origen coprogénico, perfil 2 San Martín, luz normal polarizada. d. Concentración de micrita, perfil 2 San Martín, nícoles X. e. Microlaminación, perfil 4, El Canal, luz normal polarizada. f. Capa constituida por agregados granulares, parcialmente soldados (la mitad superior de la imagen), perfil 4. g. Relleno compacto de arcilla iluviada en forma de abanico, perfil 4, luz normal polarizada. h. Mismo que h), nícoles X; nótese el patrón de mosaico de los colores de interferencia en el relleno de arcilla.

4.3. Cronología de los paleosuelos

De acuerdo con el conjunto de edades obtenidas para los carbonatos de la región de Teotihuacán (Tabla 1) así como a la información generada en trabajos previos (Solleiro-Rebolledo et al., 2011; Sánchez et al., 2013), es posible agrupar a los paleosuelos en los siguientes periodos cronológicos:

4.3.1. Paleosuelos del Pleistoceno, fase I

Estos palesuelos abarcan un periodo entre 16000 y 50000 años AP. En este periodo se tiene un conjunto de edades de radiocarbono (¹⁴C), que varían de 41000 a 16000 años, obtenidas tanto en los carbonatos secundarios, como en materia orgánica (Tabla 1). Estos materiales carbonatados se localizan en Cerro Gordo, Maseca y San Pablo.

Los paleosuelos se caracterizan por presentar perfiles tipo E/EB/Bt/Btg/Bgk/C, aunque con frecuencia aparecen truncados por la erosión, de manera que solo se observan horizontes Bg y C. Únicamente en el Cerro Gordo, se ha reportado un perfil completo de un Luvisol crómico sepultado, con horizontes 2A, 2Bt, 3Bt, cuya edad oscila entre 16000 y 27000 años (Solleiro-Rebolledo et al., 2006), de acuerdo a los fechamientos de la materia orgánica en cada horizonte (Tabla 1). En general, la textura de estos paleosuelos es limo-arcillosa, con contenidos de limo que varían de 60 a 80 %. La fracción arcilla alcanza hasta 20 % en los horizontes Bt, los cuales poseen gruesos cutanes de arcilla y rasgos reductomórficos, caracterizados por mostrar colores gris parduzco, con abundantes moteados (gris acero y negro) y abundantes cutanes de Mn dendrítico.

Los paleosuelos ubicados en las partes bajas y en los piedemontes (San Pablo y Maseca) están cortados o intercalados por carbonatos cuyas edades van de 39000 a 41000 años A.P., y de 22000 a 29000 años A.P. (Tabla 1). En este sentido, si los carbonatos cortan a los paleosuelos arcillosos, éstos se formaron primero y representan las fases iniciales de pedogénesis. En las posiciones elevadas, como en el Cerro Gordo, la matriz de los paleosuelos está libre de carbonatos, pero se observan caliches intercalados en los sedimentos o sobre las rocas (Figura 9). Las edades de estos materiales son 35267 y 31082 años A.P. (Tabla 1).

Los valores de isótopos estables de carbono de los carbonatos pedogenéticos varían entre - 4.03 y - 7.68 ‰, este último valor corresponde con el caliche más antiguo (Tabla 1). La materia orgánica del horizonte 2A sepultado tiene un valor de - 20.9 ‰ (Lounejeva et al., 2006).

Figura 9. Caliches con edad por radiocarbono de 35,267 ± 463 años AP sobre rocas en el Cerro Gordo.

4.3.2. Paleosuelos y sedimentos del Pleistoceno, fase II

Estos materiales se desarrollan entre 14000 y 11000 años. Prácticamente no se tiene registro de paleosuelos que comprendan estas edades en el fondo del Valle de Teotihuacán, o por lo menos los fechamientos obtenidos no comprenden este periodo (McClung de Tapia et al., 2005). Sin embargo, en San Pablo, se presentan Gleysoles cortados por canales aluviales (Solleiro-Rebolledo et al., 2011). Por lo tanto, se considera que en esta fase hay una mayor sedimentación que pedogénesis. Es por ello que se ha separado en un intervalo cronológico diferente, ya que cambian las condiciones de formación de suelos.

4.3.3. Paleosuelos del Holoceno, fase I

En estos paleosuelos se incluye a aquellos formados en el Holoceno temprano al tardío (aproximadamente entre 11000 y 1000 años A.P.). En este caso se integran paleosuelos arcillosos, poligenéticos que cubren un lapso considerable de pedogénesis, pero que han sido afectados por procesos diversos, naturales y antrópicos. Las edades que se tienen para establecer el marco cronológico de estos paleosuelos se concentran en el Holoceno medio (5831 – 3999 años), obtenidas en carbonatos, y de 3166 a 2162 años (Tabla 1), a partir de materiales orgánicos (Rivera-Uria et al., 2007; Solleiro-Rebolledo et al., 2011; Sánchez et al., 2013). A pesar de no tener edades relacionadas al Holoceno temprano, los carbonatos fechados (Tabla 1) se encuentran en el horizonte 5ABtss, sobre cutanes de arcilla, lo que demuestra que la iluviación es un proceso previo y cubre un intervalo de tiempo mayor.

Los valores de δ¹³C, en los carbonatos muestran valores contrastantes. Los carbonatos diseminados en La Ventilla y Cerro Gordo tienen valores bajos (- 6.7 ‰ y - 5.52 ‰, respectivamente), mientras que en San Pablo, es más alto (- 2.83). En la materia orgánica de los paleosuelos asociados se documenta un valor de - 16.7 ‰ (Tabla 1).

4.3.4. Suelos del Holoceno, fase II

Aquí se incluyen a los suelos, pedosedimentos y sedimentos del último milenio. Comprenden suelos de escaso desarrollo con intercalaciones de arena y grava. Son Leptosoles o Fluvisoles primitivos. Las edades que se han registrado en estos materiales son diversas y contradictorias, ya que se presentan inversiones, tal que las edades más jóvenes se encuentran debajo de edades más antiguas (McClung et al., 2005). Los materiales orgánicos quemados han mostrado una mayor homogeneidad y congruencia, coincidiendo con la época colonial (Tabla 1).

5. Discusión

5.1. Distribución temporal de los paleosuelos de Teotihuacán y correlación con otros registros del centro de México:

5.1.1. Paleosuelos del Pleistoceno, fase I

Los paleosuelos que se incluyen en este periodo, entre 50000 y 14000 años A.P. se localizan, principalmente, en el fondo del valle de Teotihuacán. Se les ha descrito como SP3 y SP4 en la sección San Pablo (Solleiro-Rebolledo et al., 2011) y en Maseca como 2Btg y 3Btg (Solleiro-Rebolledo et al., 2006). En las partes elevadas, como en la ladera oriental de Cerro Gordo, el paleosuelo policíclico 2A, 2Bt, 3Bt, reportado por Solleiro-Rebolledo et al. (2006), es característico de este periodo. Todos ellos muestran horizontes arcillosos con coloraciones pardas y rasgos reductomórfico, y se han clasificado como Luvisoles crómicos y estágnicos (IUSS Working Group, 2006). En el transecto realizado (Figura 1), los paleosuelos formados en esta fase, se observan en el Cerro Gordo y en la Sierra Patlachique, en donde se presentan horizontes Bt sepultados. Es probable que también se encuentren en el fondo del valle, aunque sepultados a mayores profundidades, por la erosión intensa que ha afectado la región en diversos periodos. Los estudios realizados en San Pablo, por ejemplo, demuestran que estos paleosuelos se presentan a profundidades de más de 6 m (Solleiro-Rebolledo et al., 2011), en tanto que González et al., (2013) documenta su presencia en pedosedimentos (material de suelo incorporado en los sedimentos coluviales), localizados en el piedemonte de las sierras.

Es interesante que los perfiles de suelo en las partes elevadas (Cerro Gordo y Sierra Patlachique) no muestren carbonatos secundarios, diseminados en la matriz, o en forma de nódulos o concreciones. Sin embargo, entre las rocas volcánicas, se encuentran capas de caliches bien desarrollados, los cuales tienen edades de 35267 años (Tabla 1). Estos caliches, en otras posiciones geomorfológicas (partes bajas) están dentro de los paleosuelos. Consideramos que si bien los caliches están en sedimentos y rocas, su formación está relacionada con procesos pedogenéticos (aunque no se observen los paleosuelos), y que se correlacionan con los hallados en Maseca y San Pablo. Particularmente, en Maseca, se encuentran fracturas rellenas de carbonatos en los paleosuelos arcillosos, cuyas edades coinciden con las de Cerro Gordo. Probablemente, la erosión intensa que ha afectado al valle, sea responsable de la pérdida del registro edáfico.

Por otro lado, las firmas de isótopos estables de carbono son similares en ambos casos - 5.46‰ (Cerro Gordo) y - 4.03 ‰ (Maseca). De acuerdo con Cerling y Quade (1993), estos valores, en carbonatos, se relacionan con valores de δ¹³C en materia orgánica de - 20.46 y - 19.03 ‰, respectivamente, lo que implica una contribución de una mezcla de plantas C3 y C4 (Lounejeva et al., 2006). De hecho, la firma más empobrecida en Cerro Gordo, que coincide con el valor del horizonte 2A, también de Cerro Gordo (Tabla 1), implica que hay una mayor proporción de plantas C3.

Con respecto a la distribución de esta unidad arcillosa en otras localidades dentro del valle de Teotihuacán, Hernández (2007) reporta edades de material carbonizado en varios paleosuelos limo-arcillosos hacia su porción oriente, que oscilan entre 30000 y 37000 años AP (no calibradas), que pueden ser correlacionados con esta fase.

En otros sitios del centro de México, el paleosuelo denominado fBo1 en Puebla-Tlaxcala (Heine, 1975), puede ser análogo, ya que su edad va de 21000 a 26000 años A.P. (no calibrada). Además, en la cuenca de México, se ha identificado el denominado Caliche I sobre horizontes arcillosos pardos (Bryan, 1948, Arellano 1953), presumiblemente con el mismo periodo de formación. Es interesante anotar que en los registros lacustres de Tecocomulco, Caballero et al.(1999) reportan la presencia de dos capas de caliches, una de las cuales se encuentra sobre un sedimento cuya edad es 30794 ± 354 años A.P.; la otra capa descansa sobre un sedimento de 19589 ± 262 años A.P. Por lo tanto, consideramos que estos carbonatos no son un caso único y aislado, sino que su distribución es constante en la cuenca de México.

5.1.2. Paleosuelos del Pleistoceno, fase II

Las edades que se tienen para caracterizar estos paleosuelos no son abundantes. En San Pablo, este periodo se ha caracterizado por una intensificación de los procesos geomórficos, que causaron una mayor incisión en el valle. De esta forma, el paleosuelo denominado SP2 (Solleiro-Rebolledo et al., 2011) es un Gleysol cortado por una serie de canales aluviales de orientación N-S. Asimismo, la presencia de gruesos paquetes de sedimentos encontrados en las barrancas, y que pueden corresponder con el tepetate basal, en el transecto estudiado (Figura 1), demuestra la inestabilidad ambiental. En la Cuenca de México, se ha asignado al sedimento Becerra una edad entre 11000 y 16000 años, que incluye al Caliche II y a un paleosuelo denominado fBo2 cuya edad oscila entre 10000 y 12000 años (Heine, 1975), corroborando así la alta actividad geomórfica establecida para este periodo.

5.1.3. Paleosuelos del Holoceno, fase I

Durante el Holoceno temprano, en realidad son pocos los objetos paleopedológicos encontrados, ya que la mayor parte de las fechas publicadas (McClung de Tapia et al., 2005; Solleiro-Rebolledo et al., 2006, 2011; Sánchez et al., 2013) corresponden al Holoceno medio-tardío (Tabla 1). Esto se ha interpretado como un periodo de inestabilidad ambiental con mayor sedimentación que pedogénesis. De hecho, en diversos cortes se ha observado la presencia de gruesas capas de sedimentos volcánicos y coluvio-aluviales. Sin embargo, le existencia de un hiatus en las secuencias lacustres de la cuenca de México (Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998; Caballero et al., 2010) contradice esta hipótesis, ya que esta fase marcaría un periodo de no sedimentación y no depósito, misma que permitiría el desarrollo de suelos. Sedov et al.(2010) en Tepexpan, encuentran una secuencia de sedimentos lacustres desarrollada entre 10000 y 30000 años, en tanto que en los últimos 10000 años se tiene la formación de tres paleosuelos.

Por otro lado, el suelo Barrilaco (Bryan, 1948), formado entre 4500 y 7500 años A.P., contiene bandas de carbonatos pertenecientes al Caliche III cuya edad es de 5000 años A.P. (Heine y Ohngemach, 1976), que coincide con las edades en Teotihuacan, dentro del PNSP. Este paleosuelo representa este largo periodo de formación, e integra en un solo cuerpo, el resultado de varios ciclos de pedogenesis. Es por esta razón que consideramos que el PNSP cubre prácticamente todo el Holoceno.

El PNSP está bien desarrollado, es de color oscuro, con estructura en bloques angulares muy duros y consistentes. Existen rasgos particulares, que permiten identificar con mayor claridad el carácter poligenético. A nivel micromorfológico, en diferentes perfiles, se observa la presencia de cutanes de iluviación, afectados por los procesos de vertisolización, que los deforman, mostrando, entonces cutanes de estrés. Por otro lado, los carbonatos se ubican sobre todo en poros (Figura 8d) y sobre los cutanes de iluviación (Solleiro-Rebolledo et al., 2011). En el perfil 2 de la secuencia estudiada, se registra una estructura biogénica desarrollada sobre los bloques angulares, vérticos (Figura 8c) y la precipitación de carbonatos secundarios (Figura 8d). Estas características se interpretan como el resultado de una segunda fase de pedogénesis, la cual ocurre después de la formación de las propiedades vérticas, confirmando el carácter poligenético del paleosuelo. En el perfil 4, Canal, la iluviación de arcilla es, aún, más acentuada (Figura 8g). En general, en varios perfiles que muestran un enriquecimiento de arcilla, también se distinguen rasgos sedimentarios que indican redepositación de material. Es probable que esta redepositación sea uno de los mecanismos que influya en el contenido de arcilla. Al respecto, González et al.(2013) suponen que los Luvisoles pre-existentes, erosionados de las laderas y partes altas del valle de Teotihuacán, se encuentran como restos en el material parental del PNSP (Figura 8f).

5.1.4. Suelos del Holoceno, fase II

Estos materiales constituyen la cubierta edáfica actual. Los suelos de este periodo se caracterizan por su escaso grado de desarrollo, mostrando perfiles A, AC, en donde la sedimentación y la erosión han sido activos y limitan la pedogénesis. Es suelos se observan en las partes bajas del valle (perfiles 2, 3, 4), en tanto que en las partes más elevadas, en donde la sedimentación no es tan intensa, los perfiles sí muestran el desarrollo de horizontes B.

5.2. Distribución espacial de los paleosuelos

Tomando como base los trabajos previos (Solleiro-Rebolledo et al., 2006, 2011; Sánchez et al., 2013), así como el transecto de la Figura 1, es claro que la distribución espacial de los paleosuelos de Teotihuacán es amplia. Sin embargo, gran parte de estos materiales está sepultado por sedimentos coluvio-aluviales. Por lo tanto, En la superficie se presentan suelos de escaso desarrollo clasificados como Fluvisoles. En las laderas, sin embargo, los paleosuelos maduros se encuentran muy cerca, o en la superficie. Esta situación hace que los Vertisoles poligenéticos (PNSP), que representan la fase de paleosuelos del Holoceno, fase I, se encuentren “soldados” con los Luvisoles (de la fase de paleosuelos del Pleistoceno I y II), formando pedocomplejos. Recientemente González et al. (2013) con base en investigaciones micromorfológicas concluyeron que los Luvisoles más antiguos contribuyeron con los materiales edafizados, arcillosos, al desarrollo de los Vertisoles más jóvenes. Las observaciones de la interrelación espacial de los Luvisoles pleistocénicos y Vertisoles holocénicos apoyan a la hipótesis de González et al.(2013) y confirman el posible vínculo evolucionista entre esos paleosuelos.

En el transecto estudiado (Figura 1), se ha reconstruido la distribución del PNSP, observándose que representa un continuo en las posiciones bajas del valle. La similitud en las características micromorfológicas (microestructura en bloques angulares, con cutanes de iluviación deformados y cutanes de estrés) confirma la identificación de esta unidad paleopedológica y apoya su correlación en varios perfiles. Sánchez et al.(2013) lo ubican PNSP, principalmente, en fondo del valle, entre altitudes de 2200 y 2400 msnm. Este paleosuelo puede ser considerado como un marcador estratigráfico, el cual, además, es de amplio interés, ya que en él ocurre la ocupación humana en el valle de Teotihuacán y el desarrollo de la agricultura.

Tanto los suelos maduros más antiguos, como los Fluvisoles primitivos, se han combinado para formar un manto cuasicontinuo, debido a la alternancia de fases de estabilidad e inestabilidad geomorfológica. Durante los periodos de estabilidad, los paleosuelos se desarrollan, en tanto que en los periodos de inestabilidad, tienen lugar procesos de erosión y sedimentación, sepultando a los suelos previamente formados. Si los sedimentos tienen un espesor considerable (> 1 m), separan claramente a los paleosuelos de la siguiente fase pedogenética. Pero cuando la sedimentación deja capas relativamente delgadas de materiales, éstos se integran al paleosuelo sepultado, y muestran, entonces contrastes marcado entre los horizontes. Por ejemplo, horizontes arcillosos subyaciendo a horizontes limosos (Figura 1).

5.3. Paleoambiente e impacto humano en la cubierta de suelos y paleosuelos

Las etapas de inestabilidad/estabilidad detectadas en los sedimentos y paleosuelos del valle de Teotihuacán obedecen a diversos procesos. Es probable que las diferencias, entre los paleosuelos del Pleistoceno, fases I y II, así como la fase inicial del Holoceno I, estén relacionadas a cambios naturales en el paisaje, ya sea climáticos o volcánicos/tectónicos. Al analizar el registro paleopedológico pleistocénico, se detectan ciertas contradicciones en el registro ambiental, ya que los Luvisoles se desarrollan en ambientes húmedos, en tanto que los carbonatos requieren ambientes más secos. De esta manera, la interpretación apunta a cambios climáticos entre la formación de los Luvisoles (que representan etapas húmedas) y la precipitación de los carbonatos (etapas secas). Desafortunadamente, el registro no permite determinar con precisión la duración de cada etapa, ya que los fechamientos obtenidos marcan momentos específicos de su formación. Por otro lado, se ha mencionado que las firmas de isótopos estables de carbono con valores que oscilan entre - 4.03 y - 7.68 ‰, los cuales se relacionan con valores de δ¹³C en materia orgánica de - 19.03 y - 22.68 ‰ (Cerling y Quade, 1993). Estas variaciones en la composición revelan el cambio en la contribución de plantas C4 y C3, en diferentes momentos.

A diferencia, la etapa de inestabilidad, a finales del Holoceno I y durante el Holoceno II, parece estar más bien relacionada a los procesos antrópicos, los cuales modifican fuertemente la cubierta edáfica original (Rivera-Uria et al., 2007). Las prácticas agrícolas implementadas por los teotihuacanos, las cuales incluyeron formación de terrazas y canales de riego, entre otras, causaron un cambio en los rasgos pedogenéticos. Al respecto, Sánchez et al.(2013) comentan que la presencia del horizonte AE (de color claro) en el paleosuelo del Holoceno fase I, se debe a procesos de lavado causados por irrigación. Debido a que la localización del horizonte AE es exclusiva de las zonas más bajas, con pendientes casi planas, se le considera como una “anomalía ambiental” en la secuencia de horizontes del suelo negro teotihuacano. Es decir, se supone que su formación (y consecuente “blanqueamiento”) se debe a la existencia de un volumen importante de agua de percolación, que propicia el lavado y la pérdida de materiales como los óxidos de hierro, arcillas e incluso ácidos húmicos. Este lavado no se relaciona a un aumento en la precipitación pluvial, ya que si lo fuera, tendría que encontrarse en diferentes posiciones del paisaje, o por lo menos en los sitios con pendientes de ligeras a moderadas.

De acuerdo a los datos generados, se supone que estos procesos están relacionados con la actividad agrícola del área. La irrigación de este suelo puede generar los procesos estágnicos observados, ya que el suelo se satura de agua y promueve la formación de los nódulos de hierro y el movimiento de los materiales (arcilla, materia orgánica), provocando eluviación (mostrada en el horizonte de coloración gris AE) e iluviación en AB (con una mayor contenido de arcilla y materia orgánica). Sedov et al.(2009) reportan que el suelo negro contiene abundantes rasgos relacionados con el cultivo.

Por otro lado, durante la época colonial y reciente es notoria la intensificación de los procesos de erosión que han producido una cubierta edáfica heterogénea y suelos de pobre desarrollo.

5.4. Influencia de los elementos relictos (paleosuelos y caliches) en los procesos actuales de la ZC

Como se ha mencionado, la ZC representa el medio de interacción entre la roca, el agua, el aire, los organismos y el suelo, siendo este último el vínculo principal entre los diversos elementos (Lin, 2010). Considerando lo anterior, la cubierta edáfica moderna y los paleosuelos arcillosos con caliches forman parte de la ZC del valle de Teotihuacán.

Los carbonatos secundarios (tanto en caliches como diseminados) encontrados en zona de estudio se ubican en diversas geoformas, a profundidades diferentes (Figura 1). De acuerdo con las fechas obtenidas, es evidente que la formación de éstos responde a procesos multifásicos, que se originan, más comúnmente, en los paisajes del Pleistoceno. En el Holoceno, los carbonatos secundarios son más escasos, y los que se encuentran (Tabla 1), se presentan diseminados, o como recubrimientos sobre roca, es decir, no forman horizontes cementados. La mayor parte de las acumulaciones de carbonatos se concentran en los paleosuelos arcillosos (Luvisoles) (Tabla 1).

La importancia de los estos objetos paleopedológicos (paleosuelos y carbonatos) dentro de los estudios hidrológicos, es su lugar dentro de la ZC. En primer lugar, los paleosuelos arcillosos, tanto superficiales como sepultados, marcan una barrera o por lo menos limitan la percolación del agua. En segundo lugar, los horizontes de carbonatos representan una fuente para proveer de carbonatos a las aguas subterráneas. El hecho de que la mayoría de esos carbonatos se formaron en el Pleistoceno tardío, nos permite predecir que las características geoquímicas e isotópicas (¹⁴C y δ¹³C), de una parte de los carbonatos disueltos en los acuíferos actuales, heredará una firma relicta y no va a corresponder a las condiciones y procesos ambientales actuales. Los experimentos de laboratorio han demostrado que el carbono inorgánico disuelto (CID) intercambia isótopos con los carbonatos sólidos (e.g. Wendt, 1971; Mozeto et al., 1984; Garnier, 1985). En muestras de acuíferos en calizas, se ha observado que existe un intercambio entre el CID y la matriz carbonatada (carbonatos sólidos). Si el contacto entre ambos elementos toma un tiempo suficientemente largo, el CID se aproximará al equilibrio isotópico con el carbonato sólido (Han et al., 2014). Por lo tanto, los valores isotópicos de ¹⁴C como de δ¹³C del carbono disuelto en las aguas subterráneas se ven afectados por la composición de los carbonatos sólidos y su evolución geoquímica es similar (Han et al., 2014). Por otro lado, la contribución promedio del CO₂ del suelo en el CID, en diferentes ríos en el mundo, se ha estimado en 67 % (Berner et al., 1983; Ludwig et al., 1997), por lo que la firma isotópica resultante en el agua subterránea, refleja una contribución mixta, que no es sencilla de medir (Ludwig et al., 1997).

Es probable que los valores de isótopos estables de carbono encontrados en los carbonatos pedogéneticos del valle de Teotihuacán (oscilando entre - 4.03 y - 7.68 ‰), así como el isótopo radioactivo (¹⁴C) contribuyan con firmas particulares a las aguas subterráneas de la porción norte de la cuenca de México.

6. Conclusiones

La cubierta de suelos actual forma un patrón heterogéneo, en donde sobresalen los suelos de pobre desarrollo (Fluvisoles) formados en el último milenio. Sin embargo, dentro de este mosaico, también destaca la presencia de Vertisoles. Los estudios hechos en Teotihuacán han mostrado que este tipo de suelo se formó durante el Holoceno medio, y que representa la cubierta edáfica de la época teotihuacana. En muchos cortes (Figura 1) se presenta sepultado por Fluvisoles. En algunos otros, el sepultamiento es muy somero (Figura 10a), de manera que aparecen en superficie y se cultivan (Figura 10b). Además de los Vertisoles, se han encontrado paleosuelos arcillosos sepultados con carbonatos secundarios, que conforman una cubierta edáfica más antigua (pleistocénica). A pesar de que los procesos pedogenéticos han sufrido modificaciones, en función del cambio en los factores de formación, los paleosuelos se han integrado a los procesos modernos, repercutiendo en la complejidad de la distribución temporal y espacial de los materiales edáficos en el valle de Teotihuacán. Estos paleosuelos muestran propiedades diversas, que juegan un papel importante en los procesos de la zona crítica. Los paleosuelos más antiguos estudiados son arcillosos, de manera que pueden limitar los procesos de infiltración y recarga de los acuíferos. Asimismo, dentro de estos paleosuelos, formados en el Pleistoceno, encontramos capas de caliches, los cuales deben ser considerados porque pueden afectar las características geoquímicas e isotópicas del agua (valores de ¹⁴C y δ¹³C).

a.	b.
Figura 10. Vertisoles en el valle de Teotihuacán: a. sepultado por sedimentos coluviales; b. en superficie e incorporado a la agricultura actual.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CONACYT—166878 y PAPIIT—IN110710, así como el proyecto DFG-Alemania “Sekundärkarbonate in Böden arider Gebiete Mexikos als Indikatoren spätquartärer Umweltveränderungen”. Agradecemos la colaboración de Jaime Díaz quien participó en las diferentes etapas del trabajo de campo, así como en la realización de las láminas delgadas.

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Manuscrito recibido: Marzo 4, 2014
Manuscrito corregido recibido: Noviembre 13, 2014
Manuscrito aceptado: Noviembre 24, 2014

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen 67, núm. 2, 2015, p. 227-244 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2015v67n2a7

Patrimonio natural de la Reserva Ecológica del Pedregal de San Ángel y áreas cercanas: sitios de interés geológico y geomorfológico al sur de la Cuenca de México

José Luis Palacio Prieto^1,*, Marie-Noëlle Guilbaud²

¹ Departamento de Geografía Física, Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México, Coyoacán, 04510, México D.F., México.
² Departamento de Vulcanología, Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México, Coyoacán, 04510, México D.F., México.
^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

La Reserva Ecológica del Pedregal de San Ángel (REPSA) es un territorio de conservación creado en 1983 dentro del campus de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). El objetivo de la REPSA es conservar un espacio de alto valor biológico y cultural, único en su género por la diversidad y características de la biota que sostiene, y que contiene los últimos reductos de ecosistemas naturales del sur de la Cuenca de México. Además del interés en los aspectos biológicos, la REPSA es un espacio geológica y geomorfológicamente significativo para explicar la evolución del paisaje de la porción sur de la Cuenca de México. En este trabajo se identificaron y caracterizaron nueve geositios (dentro y cercanos a la REPSA) ejemplares de los procesos volcánicos en esta zona de la Cuenca de México. El interés de los sitios seleccionados incluye valores estratigráficos (secuencias de lavas y piroclastos), geológico-vulcanológicos (estructura de derrames de lavas, conos piroclásticos) y arqueológicos. Los sitios tienen también interés educativo, por lo que pueden incorporarse en esquemas de educación formal (como sitios de interés en cursos universitarios) e informales (como información para los visitantes no especializados) y contribuyen a la divulgación de las Ciencias de la Tierra, en particular de la geología y la geomorfología.

Palabras clave: geositios, volcán Xitle, Sierra Chichinautzin, patrimonio geológico, flujos de lava.

Abstract

The Pedregal de San Angel Ecological Reserve (PSAER) is a conservation area created in 1983 within the campus of the Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). The objective of the reserve is to maintain an area of biological and cultural diversity containing the last remnants of natural ecosystems in the southern Mexico Basin. The PSAER is also geologically and geomorphologically important in order to explain the evolution of the landscape of the southern portion of the Mexico Basin. This study identified and characterized nine geosites (in and near the PSAER) that are representative of regional volcanic processes. The interest of the selected sites includes volcano-stratigraphic (sequences of lavas and pyroclastics), volcanological (lava flows, pyroclastic cones) and archaeological features. The sites also have an educational value that can be incorporated into formal education schemes (as sites of interest in geology and geography courses) and informal uses (as information for non-specialized visitors) and contribute to outreach activities in the areas of Earth Sciences, particularly geology and geomorphology.

Keywords: geosites, Xitle volcano, sierra Chichinautzin, geological heritage, lava flows.

1. Introducción

La Reserva Ecológica del Pedregal de San Ángel (REPSA) fue creada en octubre de 1983 en el campus central de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM) ubicado en la zona sur de la Ciudad de México. Con una superficie original de 1.245 km², la REPSA, cuenta hoy con poco más de 2.37 km², aproximadamente la tercera parte del campus universitario. De la superficie total de la REPSA, 171 ha corresponden a la zona núcleo y 66 a la de amortiguamiento (Lot-Helgueras, 2008).

La creación de la REPSA en el campus de la UNAM se deriva del interés por conservar un espacio de “alto valor biológico y cultural… único en su género por la diversidad y características de la biota que sostiene, y que contiene los últimos reductos de ecosistemas naturales del sur del Valle de México” (www.repsa.unam.mx, consultado en julio de 2015).

Además del interés en los aspectos biológicos, la REPSA es un espacio geológica y geomorfológicamente significativo y representativo de la evolución del paisaje de la porción sur de la Cuenca de México. Se ubica sobre derrames de lava provenientes del volcán Xitle, que forma parte de la Sierra Chichinautzin, y cuyo origen y evolución han sido discutidos por diversos autores (Delgado et al., 1998; Siebe, 2000, entre otros). Toda vez que la mayor parte de los derrames lávicos referidos han sido absorbidos por la mancha urbana de la Ciudad de México, la REPSA corresponde a uno de los reducidos espacios naturales en donde las características geológicas y geomorfológicas pueden aún ser apreciadas. Así mismo, la REPSA brinda una serie de servicios ambientales fundamentales, en particular para el funcionamiento hidrológico de los mantos freáticos del sur de la Cuenca de México.

Los objetivos de la REPSA son análogos a los de cualquier Área Natural Protegida e incluyen la divulgación científica, la promoción de las ciencias naturales (ecología, biología) y de la Tierra (geología y geomorfología), entre otras, ya sea con fines educativos formales (como parte de un programa curricular reconocido) o informales (como parte de la información que se le brinda al visitante). Además, estas áreas son espacios para la investigación científica y pueden contribuir en el desarrollo local integral.

El objetivo de este trabajo es identificar y caracterizar sitios geológica y geomorfológicamente significativos que se ubican dentro de la REPSA y otros ubicados en sus alrededores, con el fin de contribuir a consolidar a la reserva como un espacio dedicado a la conservación, la educación, la investigación científica y la difusión de la cultura. Los sitios considerados constituyen un patrimonio natural cuya promoción contribuye, además, a la mejor comprensión de la evolución y relación con los elementos bióticos presentes en esta porción del sur de la Cuenca de México. El trabajo pretende, en suma, contribuir en la puesta en valor de los elementos abióticos (rasgos geológicos y geomorfológicos) presentes tanto en la REPSA como en sitios aledaños, que a la fecha han sido considerados y aprovechados marginalmente. Así mismo, pretende resaltar la importancia de la valoración del patrimonio geológico y geomorfológico y fomentar la realización de estudios similares en otras áreas de nuestro país.

1.1. Geositios y geomorfositios

Los geositios, también conocidos como sitios o puntos de interés geológico (ver por ejemplo Wimbledon et al., 2000; CSIGA, 2008) y geotopos (Wiedenbein, 1994) se refieren al componente geológico de la matriz abiótica de los ecotopos. Los geositios son una estrategia efectiva para proteger, valorar y promover a la geodiversidad, entendida como la diversidad de rasgos geológicos (rocas, minerales, fósiles), geomorfológicos (formas y procesos) y suelos, así como sus propiedades, relaciones y patrones espaciales; la geodiversidad representa los diferentes productos de la historia de la Tierra y de los procesos atmosféricos, así como sus interrelaciones con la biosfera y las actividades humanas (Gray, 2004). Desde el punto de vista conceptual, los geositios originalmente incluyeron no sólo a los sitios de interés geológico sino también a los de interés geomorfológico, debido a la estrecha relación que en muchos casos existe entre ambos. Panizza (2001) y Reynard y Panizza (2007), sin embargo, mencionan que los geomorfositios, a diferencia de los geositios, son formas de relieve que poseen un valor histórico, cultural, estético y/o socioeconómico. Para los efectos de este trabajo, los geositios y los geomorfositios son considerados de manera indistinta, si bien las descripciones enfatizan, en mayor o menor medida, ambas características.

2. El área de estudio

Los geositios seleccionados se encuentran asociados al derrame histórico de lava del volcán Xitle, que se ubica en la Sierra Chichinautzin, a unos cinco km al NE del volcán Ajusco y unos ocho al SW del campus de la UNAM (Figuras 1 y 2). Una característica de este derrame se asocia con la mancha urbana que hoy constituye la Ciudad de México. Ya los primeros asentamientos humanos vieron en este derrame lávico una fuente de material para la construcción. El proyecto constructivo de la Ciudad Universitaria, desde finales de la década de 1940, implicó la explotación del derrame para la extracción de rocas y la construcción de una buena parte de la infraestructura del campus. Por ello, existen numerosos cortes (canteras) de grandes dimensiones que permiten apreciar la estructura interna del derrame y contactos con el terreno original, lo que, en este caso, representa una oportunidad para la identificación de algunos de los sitios de interés que aquí se consideran. Se identificó un total de nueve sitios, de los cuales seis se encuentran dentro del campus de la Ciudad Universitaria de la UNAM (cuatro de ellos dentro de la REPSA y dos fuera de sus límites) y tres se encuentran fuera del campus (Pirámide y Centro Comercial de Cuicuilco, Bosque de Tlalpan y el volcán Xitle; Figura 2). En todos los casos, los sitios son de fácil acceso, salvo algunas restricciones menores que se señalan en cada caso.

Figura 1. A. Ubicación de la Sierra Chichinautzin (SCh) dentro del Cinturón Volcánico Transversal (en gris claro). Los triángulos negros corresponden a los principales estratovolcanes de la región. B. Ubicación del Cinturón Volcánico Transversal (CVT) en México. C. Ubicación del Volcán Xitle (VX) y derrames asociados (línea amarilla) en relación con la Sierra Chichinautzin (volcanes recientes en triángulos blancos). CU: Ciudad Universitaria. La imagen fue tomada de Google Earth (imagen obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015).

Figura 2. Derrame lávico del volcán Xitle y ubicación de geositios y otros puntos de referencia. A. Límites del derrame (en rosa) sobre mapa topográfico editado por el INEGI en escala 1: 50000. Las zonas urbanizadas aparecen en amarillo en el mapa topográfico. La línea punteada azul nota la ubicación aproximada del límite entre lavas de tipo pahoehoe y lavas de tipo aa o transicional entre estos dos tipos. Las estrellas en color rojo indican la ubicación de los geositios identificados en este trabajo. B. Ubicación de geositios dentro de la Ciudad Universitaria (imagen satelital de Google Earth obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015).

2.1. Contexto geológico

La Sierra Chichinautzin (SCh) es un campo volcánico ubicado en la porción central del Cinturón Volcánico Transversal (CVT), mismo que, con una dirección general oeste-este, cruza a México entre los 19° y los 20° de latitud norte, desde el océano Pacífico hasta el Golfo de México (Figura 1). La SCh está compuesta por más de 220 pequeños edificios volcánicos (principalmente conos de escoria) y derrames lávicos cuaternarios asociados con secuencias de tefra y depósitos aluviales que cubren una extensión aproximada de 2340 km² (Swinamer, 1989). La mayor parte de las rocas de la SCh corresponden a andesitas, andesitas basálticas y dacitas, que definen una serie calcialcalina (Swinamer, 1989; Wallace y Carmichael, 1999; Siebe et al., 2004; Schaaf et al., 2005). Desde el punto de vista geomorfológico, los edificios volcánicos y derrames lávicos asociados mantienen sus formas originales, lo que se deriva de su relativa juventud y al consecuente escaso trabajo erosivo sobre ellas. El Xitle, ubicado en la porción norte de la SCh es considerado como el volcán más joven de la zona; su edad ha sido estimada en aproximadamente 1670 AP (Siebe, 2000). La edad de la erupción del Xitle ha sido motivo de discusión; las edades atribuidas a la misma, establecidas a través de datación con radiocarbono, muestran una gran variabilidad, de hasta 1000 años entre ellas, lo que se deriva principalmente de las condiciones de muestreo (Siebe, 2000). Cabe mencionar que la primera edad publicada aparece en el primer listado de fechas obtenidas por la técnica de fechamiento por radiocarbono (Libby, 1955).

El Xitle es un cono de escoria que culmina a 3150 msnm (altura desde la base de 140 m), ubicado sobre la ladera noreste del volcán Ajusco, cuya cima alcanza los 3950 msnm; sus flujos lávicos discurren con dirección general hacia el norte, llegando a 12 ó 13 km de distancia del centro emisor, cubriendo una superficie total de 70 km² aproximadamente (Delgado et al., 1998). Las lavas son andesitas basálticas, ricas en álcalis, y contienen cristales de olivinos, plagioclasas y clinopiroxenos (Wallace y Carmichael, 1999). Las estructuras internas de las lavas, expuestas en diversas canteras y cortes en su frente, han sido descritas en el siglo anterior (Waitz y Wittich, 1910; Wittich, 1919; Schmitter, 1953; Badilla-Cruz, 1977), pero algunas de las interpretaciones de estos autores han sido revisadas por Walker (1993, 2009). En particular, algunas estructuras recurrentes en las lavas han sido asociadas a la interacción explosiva entre la lava y agua en el subsuelo, los llamados “tubos de explosión” de Waitz y Wittich (1910), pero Walker (2009) interpreta como zonas de suturas entre flujos contiguos (ver Figura 7: sitio Entrada Principal - CU). Cabe mencionar que las propiedades magnéticas y paleomagnéticas de las lavas han sido estudiadas extensivamente (Herrero-Bervera et al., 1986; Cañón-Tapia et al., 1995 y 1996; Alva-Valdivia, 2005; Morales et al., 2006).

Aunque la actividad del volcán fue dominantemente efusiva, también produjo una cantidad importante de cenizas, preservadas hasta varios kilómetros del cono principal (Martin del Pozzo, 1982; Cervantes y Molinero, 1995; Delgado et al., 1998; Siebe, 2000; González et al., 2000). En la zona próxima al cono, estos depósitos forman una secuencia estratificada de ceniza fina a lapilli que se encuentra estratigráficamente tanto debajo como encima de las lavas proximales, indicando al menos dos episodios explosivos. En partes distales del campo de lava, una capa de ceniza fina de menos de 5 cm de espesor ha sido encontrada debajo de las lavas (ver figuras 7 y 8 en descripción de sitios CEPE-entrada principal y Campo de Beisbol), probablemente resultado de un episodio explosivo temprano. Cabe señalar que no existe todavía una reconstrucción completa de la compleja historia eruptiva del volcán.

2.2. Características morfológicas de las lavas

Las lavas del Xitle presentan distintas morfologías, las cuales varían con la distancia a la fuente y la pendiente original del terreno (Figura 2). En partes proximales y mediales sobre pendientes entre 2° y 7°, la superficie de la lava es fragmentada, de tipo aa (ver MacDonald, 1953) y el interior de los flujos, expuesto en cortes a lo largo de la carretera Picacho-Ajusco, es masivo y presenta vesículas irregulares. En la parte distal, emplazadas sobre un terreno plano (< 2°, zona de la Ciudad Universitaria), las estructuras de las lavas son características de lavas de tipo pahoehoe. Los términos de pahoehoe y aa provienen de las islas hawaianas, donde estas estructuras lávicas son comunes y han sido extensamente estudiadas, particularmente durante la erupción actual del volcán Kilauea (Kauahikaua et al., 2003). En comparación con las lavas aa, las lavas pahoehoe tienen una superficie lisa, localmente encordada, y un interior vesicular (MacDonald, 1953). Este tipo de morfología es típico de lavas con baja viscosidad, con composición basáltica o andesítica-basáltica, tal como es el caso de las lavas del Xitle. Las lavas de tipo pahoehoeson poco comunes dentro del Cinturón Volcánico Transversal mexicano ya que el contexto tectónico de subducción continental favorece la erupción de lavas con mayor contenido en sílice y mayor viscosidad (andesitas). Las lavas del Xitle son entonces morfológicamente peculiares dentro del Cinturón Volcánico Mexicano.

2.3. Antecedentes históricos

2.3.1. Cuicuilco

Cuicuilco es considerado uno de los primeros centros urbanos en la Cuenca de México, cuya máxima complejidad se ha fijado en el preclásico tardío (150 – 50 a.C.; Parsons, 1989). Por la presencia de grandes estructuras arquitectónicas, se le ha considerado, junto con Teotihuacán, uno de los centros urbanos regionales más importantes de la Cuenca de México (Sanders et al., 1979). El desarrollo de Cuicuilco tuvo lugar sobre una planicie deltaica, formada por los ríos provenientes del volcán Ajusco (Córdova et al., 1994; Siebe, 2000), la que fue posteriormente cubierta por las lavas del volcán Xitle.

Uno de los aspectos que ha despertado mayor interés se refiere al abandono del sitio. En este sentido, dos hipótesis han sido planteadas. La primera de estas hipótesis sugiere que el abandono se produjo como resultado del desarrollo alcanzado por Teotihuacán, ubicado en la parte norte de la Cuenca de México, que absorbió gran parte de la población en la región. La segunda hipótesis atribuye el abandono de Cuicuilco directamente a la devastación causada por la erupción del Xitle.

La primera hipótesis está basada en evidencias arqueológicas que ubican la decadencia de Cuicuilco hacia el 150 d.C. Además, existe evidencia de que los monumentos en el sitio mostraban un avanzado deterioro antes de ser cubiertos por la lava del Xitle, lo que indicaría que el sitio había sido ya abandonado en el momento de la erupción (Heizer y Bennyhoff, 1958). Córdova et al. (1994) están a favor de esta hipótesis, basados en la existencia de depósitos detríticos expuestos durante las primeras excavaciones en Cuicuilco, originados por la acumulación de materiales provenientes de la degradación de las estructuras arquitectónicas. También, el fechamiento de carbón presente en la ceniza del mismo volcán implica que la erupción ocurrió 300 años más tarde que lo que previamente se pensaba, cuando las poblaciones habían ya migrado a Teotihuacán (Siebe, 2000). Sin embargo, considerando estos nuevos datos y nuevas excavaciones alrededor de la pirámide principal, González et al. (2000) apoyan a la invasión por las lavas de un área en uso, y concluyen en la influencia directa de la erupción sobre el abandono del sitio. En conclusión el debate sobre estas dos hipótesis sigue abierto, y probablemente podrá ser aclarado mediante futuras excavaciones.

2.3.2. Ciudad Universitaria

La Ciudad Universitaria (CU) es la sede principal de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM). En 1943, se eligió el sitio adecuado para construir la Ciudad Universitaria: el Pedregal de San Ángel, zona de terrenos predominantemente volcánicos, producto de erupciones de varios volcanes, entre ellos el Xitle. El campus fue inaugurado oficialmente el 20 de noviembre de 1952, luego de cuatro años de haberse iniciado el proceso de construcción, aunque sus actividades comenzaron hasta marzo de 1954. El objetivo central de la construcción de la CU era agrupar en un espacio común a las escuelas que ocupaban diferentes edificios ubicados el centro de la Ciudad de México.

3. Sitios de interés geológico y geomorfológico de la REPSA y áreas circundantes

Los sitios de interés geológico y geomorfológico identificados en este trabajo fueron seleccionados con base en su representatividad y su relación con valores adicionales que incluyen aspectos arqueológicos, ecológicos, hidrológicos, estéticos, históricos y/o culturales. Todos los sitios son de fácil acceso, condición que favorece su uso para fines educativos, turísticos y de promoción del patrimonio natural geológico y geomorfológico en general. Como ya se ha señalado, se incluyen en esta caracterización, además de sitios ubicados dentro de la REPSA, algunos cercanos fuera de la misma, los cuales se encuentran relacionados con las lavas presentes en la reserva y explican la evolución geológica de esta porción de la Cuenca de México. Se hace énfasis particular en las características vulcanológicas observadas (principalmente referentes a las lavas) y se describen los procesos que les dieron origen, haciendo referencia a algunos trabajos recientes en esta materia. En varias partes, se destacan las implicaciones que estas observaciones tienen sobre el estilo de la erupción o la evaluación de riesgos. La descripción de los sitios se llevó a cabo mediante la elaboración de una ficha técnica que sintetiza sus características; su ubicación se presenta en la Figura 2.

3.1. Geositios ubicados en el campus de Ciudad Universitaria dentro de la REPSA

ID 1: Lavas pahoehoe del Jardín Botánico

Ubicación: Parte central-oeste de la Ciudad Universitaria, contiguo al Instituto de Biología

Coordenadas geográficas: 19º19'11.1" N y 99º11'35.0" W

Altitud: 2317 msnm.

Acceso: Por la entrada del Instituto de Biología, Circuito exterior. La entrada al jardín está controlada por medio de un puesto de vigilancia. El horario de visita es de 9 a 16.30 horas todos los días, excepto días festivos y durante los periodos vacacionales de la UNAM. Cuenta con servicio de visitas guiadas orientadas a los aspectos botánicos.

Interés y valores:

• Vulcanológico: estructuras y texturas de superficie de lavas de tipo pahoehoe.
• Botánico: lugar de exposición y conservación de gran variedad de plantas.
• Estético: área verde con arreglo de zonas de plantación.

Descripción: A cargo del Instituto de Biología y fundado en 1959, el jardín botánico de la UNAM está considerado el más grande de América Latina, con una alta diversidad de plantas expuestas al público en un jardín exterior de 7 hectáreas. La misión general del jardín es de “investigar la utilización, el manejo y los valores culturales de la flora mexicana en general y de algunas familias botánicas en particular”, así como de “promover la conservación in situ y ex situ de las plantas basada en la investigación y difundir el conocimiento a la sociedad y la comunidad académica” (www.ibiologia.unam.mx/jardin/, consultado en julio de 2015).

El jardín se establece sobre las lavas del volcán Xitle; el recorrido permite observar varias estructuras típicas de la parte distal de las coladas de lava (Figura 3A). Se puede observar la superficie vesicular, lisa, continua y localmente encordada de las lavas (Figuras 3B, 3C), característica principal de las lavas de tipo pahoehoe (MacDonald, 1953). Puede observarse también que las lavas forman pequeños domos o escudos de decenas de metros de largo y ancho, y hasta varios metros de alto (Figura 3C). Estas estructuras, llamadas hummocks (MacDonald, 1953), tumuli, o lava rises (Walker, 1991), se forman por la deformación y el levantamiento de la superficie del flujo debido a la inyección de lava fluida en su interior (proceso de “inflación”, Hon et al., 1994 y Self et al., 1998). La resistencia de la corteza superior sólida a la expansión del flujo resulta en la formación de grietas profundas en forma de V (lava inflation cleft) que se propagan dentro de la corteza durante su crecimiento (Figura 3C). Estas fracturas abiertas subdividen la superficie de la lava en placas inclinadas. Dentro del jardín, se han acondicionado caminos con escalones, que permiten seguir este tipo de fracturas que alcanzan hasta 2 m de profundidad. La corteza superior expuesta en las grietas es rica en vesículas, que son pequeñas oquedades en la roca derivadas de las burbujas atrapadas dentro de las lavas durante su enfriamiento. Estas vesículas son aquí típicamente alargadas, e incrementan en tamaño mientras disminuyen en densidad hacia el interior del flujo. En varias partes del jardín se observa la deformación del interior de los flujos en láminas incurvadas que se propagan desde el interior del flujo hacia un flujo contiguo (Figura 3B). Mal entendido todavía, este tipo de formación se ha relacionado con el crecimiento interno de flujos en un campo de lava pahoehoe emplazado sobre un terreno poco inclinado (Walker, 2009; ver también sitio Entrada Principal – zonas de suturas).

Otro aspecto de interés del jardín botánico reside en la observación del desarrollo de las plantas que crecen directamente sobre el substrato rocoso, aprovechando las múltiples grietas que se formaron durante el enfriamiento de la lava (Figura 3D). Así mismo se observan los primeros pasos en el desarrollo de vegetación sobre un sustrato rocoso, en principio poco favorable para la colonización vegetal.

Finalmente, en este sitio se observa cómo se utilizan fragmentos de roca volcánica piroclástica tipo escoria (conocida localmente como tezontle) para cubrir el terreno alrededor de las plantaciones, permitiendo mantener una buena irrigación de la planta (por la porosidad del material) evitando el crecimiento de maleza y mejorando el aspecto estético. Esta técnica es comúnmente usada en la ciudad de México, donde abunda este tipo de escoria.

Conservación: El estado de mantenimiento y conservación de este sitio es muy bueno, dado su uso como centro de exposición, conservación e investigación biológica. Presenta algunas medidas de acondicionamiento favorables a la observación de estructuras lávicas, en particular caminos empedrados. El interés geológico y geomorfológico del sitio está, sin embargo, poco valorizado y promovido.

Figura 3. Sitio Jardín botánico (ID 1). A. Ubicación del sitio próximo al Instituto de Biología (IB) en imagen satelital (Google Earth, obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015). El camino principal (a) corresponde a la línea blanca punteada. El jardín se ubica en el límite entre dos flujos de lava contiguos, los afloramientos de lavas a los cuales el texto se refiere se ubican justo al sur del camino principal y son accesibles por caminos empedrados. B. Estructura de deformación del interior de un flujo (a) relacionado con la presencia de un lóbulo contiguo (b). Nótese la superficie lisa del lóbulo b. C. Estructura de tumulus con fracturas abiertas y superficies cordadas (lava pahoehoe). D. Crecimiento de plantas sobre superficie de lava.

ID 2: Lavas y manantiales de la Cantera de los Pumas

Ubicación: Cantera oriente al sur-este de Ciudad Universitaria, terreno de 206000 m²; la porción norte de esta cantera corresponde a la REPSA y en el sur se encuentran las instalaciones deportivas del equipo de futbol representativo de la UNAM, inauguradas en 1996 (Figura 4).

Coordenadas geográficas: 19º18'50.76" N y 99º10'16.67" W

Altitud: 2277 msnm.

Acceso: Se accede por la calle Totonacas a un costado de la avenida Aztecas, cerca de su cruce con avenida del IMAN, al sureste del campus. Se recomienda hacer cita para acceder al sitio.

Interés y valores:

• Geológico: corte de18 a 35 m de lava, llegando localmente a la base del derrame.
• Hidrológico: presencia de manantiales surgiendo en la base de las lavas; formación de encharcamientos de profundidad variable a lo largo del año y cuerpos de agua permanentes.
• Histórico: la piedra extraída de la cantera fue usada para construir a la Ciudad Universitaria (Gaitán-Martínez, 2012).
• Estético y paisajístico: zona verde bien mantenida y aislada del ruido de la ciudad.

Descripción: El principal interés geológico de este sitio es la exposición de la organización vertical y lateral de los flujos de lava provenientes del volcán Xitle. Es el más extenso y espeso corte vertical de lava del Xitle existente a la fecha. En las paredes de la cantera se observa la superposición vertical de varias unidades de lava, aquí llamados lóbulos (Figura 4C). Cada lóbulo se define por una corteza vesicular de color rojo en las paredes que rodea un núcleo denso de color gris (Figuras 4C, 4D). La corteza superior representa poco menos de la mitad del espesor total del lóbulo mientras que la corteza inferior es más delgada (< 30 cm) y poco desarrollada en la base de flujos espesos (Figura 4C). En las paredes de la cantera, los lóbulos varían desde 10 cm hasta algunos metros en espesor y tienen superficies desde plana (sheet lobes) hasta bombeada (hummocky lobes) (Figura 4C). La superficie cordada de la base y la cima de los flujos aparece en varios sitios (Figura 4D y 4E). En varias partes el contacto vertical entre dos flujos está marcado por una coloración amarilla-verdosa-rojiza de la lava, lo cual resulta de la acumulación de gases que escaparon del interior del flujo inferior durante su enfriamiento (Figuras 4D y 4E). La falta de paleosuelo entre las diferentes unidades, así como la presencia de zonas de fusión o zonas de suturas entre ellas (zonas de contacto entre dos lóbulos emplazados al mismo tiempo, ver sitio Entrada principal CU) indican que los flujos se emplazaron durante un mismo episodio eruptivo. La organización compleja de los flujos sugiere bajas, así como fluctuantes tasas de emisión de lava, lo que favorece la formación de múltiples unidades de flujo y no una sola. Sin embargo, el espesor importante de la sucesión (hasta 40 m) implica una larga duración de abastecimiento en lava fluida (> 7 años considerando las tasas de crecimiento de las lavas actuales del volcán Kilauea; Guilbaud y Siebe, 2009).

La presencia de cuerpos de agua en este sitio no sólo contribuye en su aspecto estético sino también tiene un interés científico ya que son abastecidos por manantiales de agua fría (agua meteórica) que surgen de la base de los flujos (Figura 4B). Esta característica demuestra las propiedades hidrológicas de las coladas.

Conservación: Este sitio puede dividirse en dos partes (Figura 4A). La primera de ellas corresponde a su porción norte, que se destina fundamentalmente a la conservación y forma parte de la REPSA. La parte sur corresponde a los campos de entrenamiento e instalaciones deportivas del equipo de futbol Pumas de la UNAM. El acceso controlado y el uso a que se destina permiten conservarlo en buen estado, y sobre todo libre de un desarrollo urbano que podría llegar a ocultar las paredes de lava, como ha ocurrido en los alrededores. Cabe resaltar que la parte distal del campo de lava del Xitle que cubre desde la UNAM hasta la parte sur de la calzada Tlalpan (desde la avenida Miguel Ángel de Quevedo hasta el Estadio Azteca) ha sido intensamente explotada aunque la mayoría de las canteras han desaparecido por el acelerado desarrollo urbano.

Figura 4. Sitio Cantera de los Pumas (ID 2). A. Límites de la zona de interés en imagen satelital (Google Earth, obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015). La porción norte de la cantera (a) corresponde a la REPSA, la sur (b) a instalaciones deportivas. Nótese la presencia de lagos en la parte norte, los que son alimentados por manantiales (B) que surgen de la base de los flujos lávicos (flecha) C. Vista de la pared oeste de la cantera; el núcleo denso de los flujos (N) aparece de color gris claro mientras su parte superior vesicular (Cs) es rojiza. La corteza inferior vesicular (Ci) es poco desarrollada en el lóbulo de mayor espesor. La secuencia de flujos se compone de flujos pequeños (< 1 m de espesor) en la parte basal cubierto por un flujo más importante (aproximadamente 5 m de espesor) con una base irregular y una superficie plana, cubierta por una secuencia de lóbulos de menor espesor y dominado por superficies vesiculares fracturadas. D. Detalle del contacto vertical entre dos lóbulos; nótese la corteza vesicular rojiza y fracturada del lóbulo inferior, y la base cordada y de color amarillo del lóbulo superior (flecha). E. Superficie cordada y colorida de un pequeño lóbulo de lava.

ID 3: Senda Ecológica

Ubicación: Parte sur-oeste del campus.

Coordenadas geográficas: 19º18'44.7" N y 99º10'52.1" W

Altitud: 2328 msnm.

Acceso: Entrada por el estacionamiento norte de Universum, Museo de las Ciencias de la UNAM.

Interés y valores:

• Vulcanológico: estructuras superficiales de lavas.
• Ecológico: desarrollo vegetal y animal sobre lavas.
• Geodésico: estación GPS de la UNAM.

Descripción: Este sitio ofrece un paseo sobre los flujos de lava, siguiendo una escultura en roca y cemento que representa una serpiente. La cabeza de la serpiente aparece al inicio del camino (a en Figura 5A, Figura 5B), mientras su cuerpo se aprecia a lo largo del mismo. En todo el recorrido, se observa la superficie de los flujos y su compleja organización en diversas unidades de diferentes tamaños. Las grietas abiertas en forma de “V” que separan la superficie vesicular de los flujos, resultan de la deformación de la corteza durante procesos de inflación (ver descripción más extensa en sitio Jardín Botánico).

El carácter ecológico del recorrido radica en la observación de la diversidad de la fauna y flora silvestres que prevalecen sobre el pedregal. La superficie irregular de las lavas así como la multitud de grietas, proveen condiciones favorables para el crecimiento de diversas plantas y presencia de animales (principalmente aves, reptiles y mamíferos).

En este sitio se puede también ver una columna de 4.5 m de alto con un domo en su cima, que corresponde a una estación GPS (Global Positioning System) del Departamento de Sismología del Instituto de Geofísica de la UNAM (b en Figura 5A). Anclado en la roca, este equipo registra continuamente la elevación del terreno con una precisión milimétrica. Estos datos son utilizados para el estudio de la deformación de la corteza terrestre en esta porción del país.

Conservación: El camino es transitable pero los señalamientos originalmente instalados para la observación de la fauna y flora se encuentran muy deteriorados, no faltan las evidencias de perturbación y la acumulación de basura. Se destaca sin embargo la organización por parte de Universum de días dedicados a la recolección de basura (consultar: http: //www.universum.unam.mx).

Figura 5. Sitio Senda ecológica (ID 3). A. Ubicación de recorrido (línea blanca punteada), punto de inicio de éste (a), antena GPS (b) y Universum al sur en imagen satelital (Google Earth, obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015). B. Monumento al inicio del recorrido.

ID 4: Espacio escultórico

Ubicación: A un costado del circuito exterior, Ciudad Universitaria, cerca de la zona cultural.

Coordenadas geográficas: 19º19'06.8" N y 99º10'55.2" W

Altitud: 2310 msnm.

Acceso: Por una senda pavimentada; acceso controlado en horario de 9 – 18 hrs., entre semana únicamente.

Interés y valores:

• Vulcanológico: superficies de lava bien expuestas.
• Cultural y Social: centro de reunión y de eventos sociales en la universidad.
• Estético: arreglo escultural y vista a los volcanes.

Descripción: Inaugurado el 23 abril 1979 en la parte sur-oeste de CU, el espacio escultórico “geometrista” consiste en una estructura circular de 120 m de diámetro exterior, en cuyo perímetro se encuentra un conjunto de 64 bloques de cemento divididos en cuatro grupos, que rodean un campo de lava (Figura 6A). Representa una zona con importantes valores culturales, arquitectónicos y estéticos (De Kassner, 2009). Las lavas allí expuestas forman secuencias de lóbulos inter-conectados con superficie localmente fragmentada y deformada de apariencia viscosa. El interés vulcanológico principal del sitio consiste en la posibilidad de caminar directamente sobre la lava y observar la textura rugosa de su superficie, así como la organización compleja de los flujos. En otros sitios estas características se encuentran cubiertas por la vegetación. En días con buena visibilidad, se alcanzan a apreciar los volcanes Xitle y Ajusco desde este sitio, ubicados al sur-suroeste (Figura 6B).

Conservación: El lugar está en buen estado de conservación aunque no falta la presencia de basura dejada por los visitantes.

Figura 6. Sitio Espacio escultórico (ID 4). A. Vista de la estructura y el camino de acceso en una imagen satelital (Google Earth, obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015). B. Vista desde la parte superior de un bloque de cemento ubicado en la parte noroeste de la estructura. Se aprecia el volcán Xitle (VX) y el estravolcán extinto del Ajusco (VA) al fondo. Estos dos volcanes están construidos sobre la meseta elevada de la Sierra Chichinautzin.

3.2. Geositios ubicados en el campus de Ciudad Universitaria fuera de la REPSA

ID 5: Cortes de lava de la entrada principal de Ciudad Universitaria y paleosuelo en el Centro de Enseñanza para Extranjeros (CEPE)

Ubicación: Entrada principal (norte) de Ciudad Universitaria, sobre la avenida Universidad.

Coordenadas geográficas: 19º20'08.5" N y 99º11'16.1" W

Altitud: 2290 msnm.

Acceso: Libre para peatones, controlado por puesto de vigilancia para vehículos, en particular los domingos y días festivos. Los sitios dentro del CEPE pueden visitarse sólo durante días hábiles.

Interés y valores:

• Geológico: corte transversal de un lóbulo de lava de varias decenas de metros de longitud.
• Estratigráfico: Se aprecia el paleosuelo por debajo del lóbulo de lava.
• Arqueológico: fragmentos de cerámica en paleosuelo debajo de la lava.

Deportivo: paredes de lava usadas para práctica de escalada.

Descripción: En este sitio se expone un corte lateralmente extenso (Figura 7A) a través del campo de lava constituido aquí de un solo lóbulo, con superficie casi plana (sheet lobe) de un espesor de aproximadamente 5 m. El interés particular del sitio radica en: 1) la exposición de la estructura vertical del flujo de lava marcada principalmente por cambios en la vesicularidad de la roca (Figuras 7B y 7C), y 2) la presencia de suturas (suture zones) que representan la zona de contacto lateral entre dos lóbulos que crecieron al mismo tiempo, finalmente fusionando en un solo lóbulo (Figuras 7D y 7E). Estas dos características pueden ser vistas en otros sitios (Cantera Pumas y Jardín botánico) pero están particularmente bien expuestas en este lugar. Pueden ser encontradas también en las canteras de la zona de Isidro-Fabela. Ambas características (estructura vertical y zonas de suturas) son típicas de lavas de tipo pahoehoe que crecen por un proceso de inflación sobre pendientes poco pronunciadas (Self et al., 1998). Las zonas de suturas habían llamado la atención de varios de los primeros autores de trabajos sobre la lava y habían sido interpretadas como tubos de explosión (Waitz y Wittich, 1910; Badilla-Cruz, 1977). Walker (2009) interpreta estas estructuras como resultados de los procesos de emplazamiento de los flujos.

En el interior del CEPE (en la parte posterior del auditorio, estrellas rojas en Figura 7A), puede apreciarse un paleosuelo cubierto por el flujo lávico; posee una coloración que varía de café obscuro a anaranjada con una consistencia de material desde nada consolidado hasta endurecido, respectivamente (se puede apreciar una secuencia similar en el sitio Campo de beisbol, que se describe más adelante). El endurecimiento y coloración naranja del suelo se debe al fuerte calentamiento sufrido por el suelo en contacto directo con la lava fluida. El paleosuelo contiene fragmentos de cerámica antiguos indicativos de la presencia humana en la zona, previa a la erupción (González et al., 2000). El fechamiento del paleosuelo debajo de la parte “quemada” dio aproximadamente 2300 AP, una edad distintivamente más antigua que la edad de carbón encontrado dentro del mismo deposito de ceniza en otros sitios (González et al., 2000; Siebe, 2000). En el contacto entre la base de la lava y el paleosuelo puede apreciarse una capa de ceniza fina que alcanza localmente 10 cm de espesor, y está relacionada con un episodio temprano explosivo del volcán.

En este mismo sitio se pueden observar a simple vista algunos cristales blancos dentro de la colada, que corresponden a “xenocristales” o cristales ajenos al magma, que fueron incorporados por él durante su ascenso a través de la corteza continental. Cristales más pequeños dentro de la lava tienen una forma semi-redonda y un color verde claro característicos, que corresponden a olivinos (ricos en magnesio y hierro que son estables a altas temperaturas).

Conservación: En general se encuentra bien conservado, sobre todo en el caso del afloramiento ubicado en el CEPE.

Figura 7. Sitio Entrada principal de Ciudad Universitaria y el Centro de Enseñanza para Extranjeros (CEPE) (ID 5). A. Ubicación de sitios y avenidas cercanas sobre imagen satelital de Google Earth (obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015). Los sitios donde aparece el contacto entre la base del flujo y el paleosuelo (estrellas rojas) se ubican dentro de las instalaciones del CEPE. B. Corte a través del flujo, se distingue el núcleo denso de color gris claro (N) y la parte superior vesicular (CS: corteza superior) de color gris oscuro. La diferencia de color se relaciona con la porosidad de la roca que permite la infiltración de agua solamente en la parte superior vesicular. C. Esquema de las características de las burbujas y fracturas (joints) en las tres zonas principales de la colada (corteza superior, núcleo y corteza inferior). Un esquema parecido fue publicado por Walker (1993; Fig. 8a). D. Zona de sutura (S) en dos lóbulos: L1 y L2. Nótese la estructura vesicular de los lóbulos. E. Zona de sutura (S) más amplia en sitio cercano. La zona es marcada por la superposición de láminas de roca curveadas con superficies estriadas que conectan directamente al interior del flujo (L).

ID 6: Paleosuelo del Campo de beisbol

Ubicación: Cerca del campo de beisbol ubicado dentro de CU, a un lado de avenida de Los Insurgentes. Otros afloramientos parecidos se encuentran cerca de los cruces entre el circuito interior de Ciudad Universitaria y avenida de Los Insurgentes.

Coordenadas geográficas: B: 19º19'28.7" N y 99º11'23.0" W; C: 19º19'30.9" N y 99º11'29.3" W

Altitud: B: 2299 msnm; C: 2281 msnm

Acceso: Por el circuito interior de Ciudad Universitaria.

Interés y valores:

• Estratigráfico: afloramiento de paleosuelo por debajo de la lava.
• Arqueológico: fragmentos de cerámica en paleosuelo debajo de la lava.

Descripción: En este sitio aflora la base de las lavas y su contacto con el suelo pre-existente (paleosuelo); se compone de dos sitios. En el primer sitio (B en Figura 8A) los flujos de lava alcanzan aproximadamente 4 m de espesor y reposan sobre un paleosuelo localmente endurecido de color anaranjado debido a su calentamiento por las lavas (Figura 8B). Una delgada capa (< 5 cm de espesor) de ceniza fina estratificada puede ser observada localmente entre la base de la lava y el paleosuelo. En el segundo sitio ubicado detrás de una sub-estación eléctrica (C en Figura 8A), aflora una parte de la paleotopografía. Se compone, del techo a la base, de una capa de ceniza de 3 cm de espesor, un paleosuelo de 40 cm de espesor, y un depósito burdamente estratificado de 1.4 m de espesor compuesto de bloques angulares en una matriz fina (b y c en Figura 8C). Este último probablemente se originó por la movilización y transporte de bloques de lava por un flujo de agua y sedimentos (lahar). Como en el sitio descrito en el CEPE, se han encontrado vestigios arqueológicos (cerámica) en el paleosuelo debajo de la lava.

Conservación: Estos sitios (B y C) no reciben medidas particulares de preservación (no son parte de la reserva) y por lo tanto podrían llegar a desaparecer ante el desarrollo de infraestructura dentro de la Ciudad Universitaria.

Figura 8. Sitio Campo de Beisbol (ID 6). A. Ubicación del sitio en imagen satelital (Google Earth, obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015), próximo a la avenida Insurgentes. El contacto entre las lavas y los depósitos preexistentes puede ser examinado en varias otras localidades en la proximidad, en cortes a lo largo de los accesos que cruzan por debajo de la avenida. B. Contacto de las lavas (a) sobre depósitos volcanoclásticos (b) con paleosuelo (b) intermedio. C. Contacto de lavas (a) sobre paleosuelo endurecido y rojizo (b). Nótese la vesicularidad de la base de los flujos (corteza inferior). Las características atípicas del paleosuelo se atribuyen al efecto de calor en la base de los flujos de lava.

3.3. Geositios ubicados en áreas vecinas fuera del campus de Ciudad Universitaria

ID 7: Cuicuilco: Pirámide (Zona arqueológica de Cuicuilco) y lavas almohadilladas en el Centro Comercial (Plaza Cuicuilco o Loreto-Peña Pobre)

Ubicación: A un costado de la avenida Los Insurgentes, cerca de su cruce con Periférico Sur, en dirección sur a norte.

Coordenadas geográficas: 19º18'5.87" N y 99º10'53.82" W

(Pirámide), 19º17'56.2" N y 99º10'57.25" W (Lavas almohadilladas en centro comercial).

Altitud: 2300 msnm

Acceso: Pirámide: Controlado, cuenta con estacionamiento, sitio vigilado, puede visitarse todos los días de 9 a 17 horas, el acceso es libre. Centro Comercial: Afloramiento situado aproximadamente a 500 m de la zona arqueológica de Cuicuilco, dentro del estacionamiento techado del centro comercial “Plaza Cuicuilco”.

Interés y valores:

• Vulcanológico: estructuras superficiales y cortes verticales, lavas almohadilladas.
• Estratigráfico y ambiental: cuerpo de agua pre-eruptivo, contacto de lava con paleosuelo.
• Arqueológico: presencia de estructuras, destacando la pirámide de Cuicuilco. El museo de sitio (M en Figura 9A) presenta algunos artefactos encontrados durante las excavaciones.

Descripción:

Pirámide:

Este sitio de interés principalmente arqueológico (uno de los centros urbanos más antiguos en México y de la cuenca de México) fue descubierto en 1922 (Cummings, 1926) y transformado en 1985 en parque arqueológico. Su existencia indica la presencia de un centro de población en el Valle de México contemporáneo a la erupción del volcán Xitle. Como efecto de la erupción se produce la migración de su población hacia el centro de Teotihuacán, 55 km al noreste, con el consiguiente desarrollo de este sitio como el más grande de este periodo en América, aunque fechamientos recientes indican que la erupción podría haber ocurrido varios siglos después del abandono de Cuicuilco y crecimiento en la expansión de Teotihuacán (Siebe, 2000).

La entrada del sitio arqueológico se compone de un camino empedrado ancho, que cruza las lavas para llegar a la base de la pirámide (Figura 9A). A lo largo de este camino de acceso, así como por otros caminos acondicionados dentro del campo de lava (líneas blancas punteadas en Figura 9A), se puede observar la superficie irregular de las lavas constituidas de una sucesión de lóbulos inter-conectados, formando Tumuli y lava rises (ver descripción sitio Jardín botánico). Los lóbulos muestran fracturas abiertas de hasta 2 a 3 m de profundidad que exponen una corteza vesicular estratificada.

Desde la cima de la pirámide y a lo largo del camino que la circunda, se puede observar en varios puntos el contacto entre la lava y el substrato antiguo representado, dependiendo del sitio, por construcciones antiguas (Figura 9B), un flujo de lava más antiguo (Figura 9C), o un paleosuelo (Figura 9D). El contacto esta marcado por la presencia de ceniza fina (Cummings, 1926) probablemente producida por actividad explosiva al inicio de la erupción (Siebe, 2000). Desde la cima de la Pirámide se pueden ver varios conos recientes de la Sierra Chichinautzin, el cono del Xitle, el estratovolcán Ajusco en un segundo plano, así como otros sitios como el Cerro Zacayucan, dentro del vecino Bosque de Tlalpan y el Cerro de Zacatépetl, ambos rodeados por las lavas del Xitle. En condiciones óptimas de visibilidad, pueden apreciarse también los volcanes Popocatépetl y Iztaccíhuatl al oriente.

Centro Comercial:

Su principal interés geológico es el afloramiento de lavas almohadilladas bien representadas (pillow lavas, Figura 9E). Estas tienen una forma redondeada con estrías en la superficie, característica de la deformación plástica de la costra exterior de los lóbulos de lava, enfriada rápidamente al contacto con el agua. Su presencia es la prueba quizás más contundente de la existencia de un cuerpo de agua en esta zona al momento del emplazamiento de las lavas (Delgado et al., 1998). Cerca de este lugar se han encontrado también espesas secuencias sedimentarias lacustres (González et al., 2000; Lugo-Hubp et al., 2001). Ambas observaciones concuerdan con la idea que Cuicuilco, antes de la erupción, estaba ubicado en una planicie deltaica al pie de las faldas más distantes del estratovolcán Ajusco.

Conservación: Pirámide: Toda vez que se trata de un área de acceso restringido el sitio se encuentra bien conservado. Centro Comercial: El sitio es bien preservado y vigilado, aunque sin valoración; se requiere de autorización para la toma de fotografías.

Figura 9. Sitio Cuicuilco (ID 7). A. Imagen satelital (Google Earth, obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015) con la ubicación de los sitios de la pirámide (P) dentro de la Zona Arqueológica (ZA), y de las lavas almohadilladas (LA) dentro del Centro Comercial (CC) con sus entradas respectivas. Museo (M), el sitio en la Zona Arqueológica. B: Contacto entre las lavas (la) y la pirámide (P). Las lavas miden un metro de espesor como máximo. C. Oxidación del material fragmentado (bloques rojos: br) ubicado justo debajo de la lava (la) – afloramiento ubicado del lado este de la Pirámide; flujos de lava de 1.5 m de espesor aproximado. D. Contacto de la lava con el paleosuelo, a poca distancia de la Pirámide. Vista hacia el museo (M). E. Lavas almohadilladas (la) con texturas cordadas y abombadas típicas, cubriendo paleosuelo lacustre (pa) en sitio del centro comercial. Espesor de lava aproximado de 1 m.

ID 8: Parque Nacional Bosque del Pedregal o “Bosque de Tlalpan”

Ubicación: Sobre Avenida Santa Teresa, a poca distancia del cruce de Periférico sur y Avenida de Los Insurgentes.

Coordenadas geográficas: 19º17'47.27" N y 99º11'32.25" W (entrada)

Altitud: 2317 msnm.

Acceso: Periférico, salida “Parque Nacional del Pedregal”, o por Insurgentes sur.

Interés y valores:

• Geológico: lavas del Xitle con morfología tipo aa; depósitos de pómez y lahares de proveniencia incierta.
• Estratigráfico: contactos diversos y paleosuelos.
• Histórico: antiguamente parte de la Hacienda de Peña Pobre.
• Ecológico: lugar de captación de agua pluvial; presencia de múltiples pozos.
• Deportivo y ocio: zona de recreación, pista para correr y caminos acondicionados para paseos.

Descripción: El “Parque Nacional Bosque del Pedregal” o Bosque de Tlalpan , y antiguamente “Cerro de Zacayucan” es una zona boscosa, establecida sobre antiguos cerros rodeados y cubiertos parcialmente por la lava del Xitle (Figura 10A). Estos terrenos formaron parte de la Hacienda de Peña Pobre, propietaria de la fábrica de papel de Loreto y Peña Pobre (Lenz, 2010 y comunicación personal), actualmente convertida en el centro comercial de “Plaza Cuicuilco”. La fábrica usó los terrenos del actual bosque para la plantación de árboles, en particular eucaliptos, que todavía forman parte de la cubierta forestal en esta parte y varias otras del sur de la Ciudad de México. En la década de los años 1970 una porción de los terrenos fue adquirida por el gobierno de la ciudad para ser convertida en un parque recreativo y deportivo. Dentro del parque se encuentran varios pozos de agua potable.

Las lavas del Xitle cubren una parte importante del parque (Figura 2). Estas desarrollan aquí una superficie fragmentada tipo transicional o aa, la que prevalece en la parte más proximal del campo de lava. Aunque varios factores pueden ser involucrados (incremento en tasa de emisión o en la “cristalinidad” de la lava), la fuerte inclinación del terreno en esta parte puede explicar la superficie fragmentada de los flujos y la formación local de canales de lava (a en Figura 10A).

El punto más elevado del bosque corresponde al Cerro de Zacayucan; se trata de un volcán antiguo (quizás un cono de escoria) rodeado por las lavas (b en Figura 10A) y cubierto por varios metros de suelo y un espeso depósito de pómez blanca (Figuras 10B y 10C). La proveniencia de esta pómez es incierta pero podría relacionarse con la actividad reciente de volcanes más al sur de la Sierra de Las Cruces (Cerro San Miguel, José Luis Arce, comunicación personal).

Conservación: Este sitio se encuentra en buen estado de conservación, aunque se requiere una modernización de los mapas y letreros dentro del parque para facilitar una buena orientación de las personas. Algunos problemas de seguridad han sido reportados en las áreas más altas y más lejanas a la entrada principal.

Figura 10. Sitio del Bosque de Tlalpan (ID 8). A. Imagen satelital (Google Earth, obtenida en septiembre 4 de 2013, consultada en línea en agosto de 2015); SF: parque de atracción Six Flags, a: Canal de lava; b: antiguo volcán rodeado por las lavas del Xitle. B. Depósito de caída, rico en fragmentos de pómez blanca, aflorando en el bosque, sobre las laderas del antiguo volcán. C. Detalle de la parte inferior del depósito de pómez, mostrando el grosor de los fragmentos, lo cual indica una fuente próxima.

ID 9: Volcán Xitle

Ubicación: Sierra Chichinautzin, a 5 km al NE del Volcán Ajusco.

Coordenadas geográficas: 19º14'50.4" N y 99º13'19.2" W

Altitud: 3150 msnm.

Acceso: Camino al Ajusco que conecta al Periférico sur.

Interés y valores:

• Geológico: centro emisor de las lavas.
• Geomorfológico: morfología del volcán.

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen 67, núm. 2, 2015, p. 215-225 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2015v67n2a6

 Estimación de la respuesta térmica de la cuenca lacustre del Valle de México en el siglo XVI: un experimento numérico

Angel Ruiz-Angulo^1,*, Erika Danaé López-Espinoza

¹ Centro de Ciencias de la Atmósfera, Universidad Nacional Autónoma de México. Ciudad Universitaria, 04510 México, D.F., México.
^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

Se presenta un estudio de la respuesta térmica para los meses de enero – febrero y agosto – septiembre en un escenario que incluye un cuerpo de agua representando el sistema lacustre del Valle de México, y excluye la cobertura urbana. El experimento numérico tiene como objetivo replicar el conjunto de lagos que conformaban el sistema lacustre hace 500 años. Las simulaciones numéricas se realizaron con el modelo Weather Research and Forecasting (WRF) considerando un escenario con las condiciones de uso de suelo actuales y otro con el sistema lacustre sintético, ambos escenarios empleando condiciones iniciales y de frontera de 2012. Se comparó la temperatura en superficie de ambas simulaciones y ocho estaciones meteorológicas localizadas en el Valle de México. Los resultados muestran un impacto térmico significativo en el tiempo meteorológico generado por la presencia del cuerpo de agua. Regionalmente, se observó un incremento de temperatura en superficie asociado a dos procesos simultáneos: la extinción del sistema lacustre y el crecimiento urbano. Además de la amplitud, se observa un corrimiento en el tiempo del máximo en temperatura asociado con los cambios en flujos de calor. El incremento promedio de la temperatura llega a ser mayor que el asociado al cambio climático global durante el mismo periodo de tiempo.

Palabras clave: micro clima urbano, modelación numérica, tiempo meteorológico, cuenca lacustre del Valle de México, temperatura en superficie.

Abstract

This manuscript presents a numerical study of the thermal response for the months of January-February and August-September in a scenario that includes a water body representing the lake system of the Basin of Mexico excluding the urban coverage. The numerical experiment aims to replicate the set of lakes that formed the lacustrine system 500 years ago. Numerical simulations were performed with the Weather Research and Forecasting model (WRF) considering a scenario with the current land usage conditions and one with the synthetic lacustrine system, both scenarios using initial and boundary conditions from 2012. The surface temperature from both simulations and eight meteorological stations located in the Valley of Mexico were compared. The results show a significant thermal impact on the weather generated by the presence of the lake. Regionally, an increment on the surface temperature was observed associated with two simultaneous processes: the extinction of the lacustrine system and the urban growth. In addition to the amplitude, a shift on the maximum temperature time is observed associated with changes in heat fluxes. The average increase in temperature becomes higher than that associated with global climate change over the same period of time.

Keywords: urban microclimate, numerical simulation, weather, basin of Mexico, surface temperature.

1. Introducción

En la época prehispánica la existencia de un vasto lago en la cuenca endorreica del Valle de México propició una cadena de asentamientos humanos con desarrollos urbanos desde hace ya más de 2000 años (Tolstoy et al., 1977; Ezcurra, 1990a; Ezcurra, 1990b). Los asentamientos fueron ocupando la mayor parte del área de lago, y a su vez lo fueron disminuyendo drásticamente (Armillas, 1971; Musset, 1991). Durante los últimos 100 años, la población en la cuenca que abarca el Estado de México y el Distrito Federal ha crecido 17 y 14 veces más, respectivamente (INEGI, 2000). Así, el crecimiento de la población en la cuenca del Valle de México se asocia directamente con la desecación de la misma (Barragán, 1998). Durante los últimos 700 años, los cambios de cobertura y uso de suelo en la cuenca lacustre propiciados principalmente por causas antropogénicas han tenido un impacto considerable en el micro clima del Valle de México (García, 1974). Diversos estudios realizados regionalmente en el Centro de México han comprobado tanto con observaciones como con modelación numérica un incremento en la temperatura de hasta 2 ºC (Jazcilevich et al., 2000; Jáuregui, 2004). Además, pueden encontrarse diversos estudios sobre paleoclimas utilizando registros ambientales naturales para describir cómo era el clima en la región central del Valle de México (Heine, 1973; Klaus, 1973). A diferencia de los estudios mencionados anteriormente, este trabajo busca tener un mejor entendimiento de las condiciones meteorológicas de hace 500 años realizando un análisis de la respuesta de temperatura en el Valle de México emulando las condiciones de la cuenca del siglo XVI mediante el uso del modelo numérico de mesoescala Weather Research and Forecasting (WRF). El experimento consistió en dos simulaciones: un experimento de control con condiciones actuales (no lagos) y otro incluyendo un único cuerpo lacustre que representa al conjunto de lagos que formaban el sistema lacustre del Valle de México (lagos). Se analizaron estas simulaciones junto con observaciones de temperatura de ocho estaciones meteorológicas localizadas en el Valle de México.

2. Área de estudio

La cuenca del Valle de México está localizada en la Planicie Central, con una elevación promedio de 2230 a 2250 msnm, rodeada por cordilleras montañosas (Sanders et al., 1979; Lozano-García et al., 1993). El sistema de lagos, estaba conformado por los lagos de Texcoco, Xochimilco, Chalco, Xaltocan y Zumpango. Los lagos de Xochimilco y Chalco estaban formados con aguas dulces mientras que las aguas de Texcoco, Zumpango y Xaltocan eran salobres. El área total del sistema lacustre durante el siglo XVI era de 1500 km² (Ezcurra, 1990b; Jazcilevich et al., 2000; Endfield, 2008); mientras que la profundidad en promedio era de 1.5 m (Niederberger, 1987) con variaciones de 1 hasta 11 metros (Raynal-Villasenor, 1987; Lozano-García et al., 1993). Las continuas modificaciones antropogénicas realizadas sobre el sistema lacustre, por los asentamientos humanos desde los aztecas, la colonia y etapas posteriores, han resultado en que actualmente se conserve únicamente el 1.33 % de la superficie original (Musset, 1991). En la época actual de ese enorme lago sólo existen remanentes y depósitos artificiales como El Caracol y Nabor Carrillo (Figura 1). Actualmente predominan dos tipos de climas según la clasificación de Köppen modificada por García, (1998): semiseco templado y templado subhúmedo con lluvias en verano. El área registra una temperatura media anual entre 14 ºC y 15 ºC, con precipitación media anual de 900 a 1000 mm, correspondiendo casi la totalidad de la lluvia a los meses de junio a octubre y una humedad relativa promedio de 60 % (INE, 2014). A inicios del siglo XX, los tipos de vegetación que predominaban eran los pastizales, matorrales, tierras de cultivo y tierras áridas inhabitadas (USGS, 1993).

Figura 1. Imagen Landsat ETM+ del 2000 para el centro del Valle de México. El contorno azul delimita el sistema lacustre simulado, los colores en rosa sobre la imagen son la mancha urbana, los puntos verdes representan la ubicación de las estaciones meteorológicas, los puntos amarillos la localización de algunos lugares de referencia y los polígonos en azul claro los cuerpos de agua que existen actualmente.

3. Materiales y métodos

3.1. Configuración del modelo WRF

Para realizar las simulaciones de este estudio se empleó la versión 3.6 del modelo WRF. El WRF es un sistema de simulación atmosférica y predicción numérica del tiempo creado en los 1990's capaz de simular escalas meteorológicas desde decenas de metros hasta cientos de kilómetros. Para este estudio las simulaciones numéricas emplearon un anidamiento que cubre el Valle de México y sus alrededores (Figura 2) con una malla de 124 x 205 puntos con resolución horizontal de aproximadamente 7 km y 30 niveles verticales. El periodo de tiempo simulado consideró dos meses secos (enero y febrero de 2012) y dos meses en temporada de lluvia (agosto y septiembre de 2012). La interacción con el dominio padre, que cubre toda la República Mexicana, fue unidireccional (Kalnay, 2003). Las simulaciones se realizaron en modo pronóstico a 120 horas con salidas horarias. Para las condiciones iniciales y de frontera se utilizaron datos de las 00Z del modelo Global Forecast System (GFS) cada seis horas con una resolución espacial de un grado. Para la inicialización de la temperatura de la superficie del mar (Sea Surface Temperature - SST) se utilizaron datos diarios de alta resolución (1/12 de grado) desarrollados por el NCEP/MMAB (National Centers for Environmental Prediction / Marine Modeling and Analysis Branch) (GDAS, 2014). Se utilizó una proyección Mercator y un paso de tiempo de 120 segundos. Se parametrizaron los siguientes esquemas: el esquema Dudhia para la radiación de onda corta, el esquema Rapid Radiative Transfer Model (RRTM) para la radiación de onda larga, el esquema Kain-Fritsch para la parametrización de cúmulus y para la capa límite planetaria se usó el esquema Yonsei University (Skamarock et al., 2008). El modelo de suelo LSM (Land Surface Model) empleado fue el Noah que consta de 4 capas de suelo. Los datos de uso de suelo y cobertura vegetal usados fueron los generados por el United States Geological Survey (USGS) en 1992 – 1993 con 24 clases, más una clase que define a los lagos. Se parametrizó el esquema de lagos CLM 4.5 (Community Land Model) que es un modelo de balance de energía y agua de una dimensión (Subin et al., 2012; Oleson et al., 2013) que implementa la versión actual del WRF. Este esquema ha sido validado contra observaciones y ha eliminado gran parte de los sesgos numéricos en precipitación, temperatura y flujos de calor latente (Subin et al., 2012; Thiery et al., 2013).

Figura 2. Dominios anidados para las simulaciones numéricas. El dominio uno abarca toda la República Mexicana con una malla de 162 x 245 puntos y una resolución horizontal de 20 km; el dominio dos en el centro de la República con 124 x 205 puntos y con resolución horizontal de aproximadamente 7 km.

3.2. Red de Meteorología y Radiación Solar

Para estudiar la temperatura en superficie de las simulaciones, con lagos y sin lagos, se compararon contra las observaciones de ocho estaciones de la Red de Meteorología y Radiación Solar (REDMET) del Sistema de Monitoreo Atmosférico de la Zona Metropolitana del Valle de México (SIMAT) (SIMAT, 2014). El año 2012 fue seleccionado para realizar el experimento numérico ya que incluye series de tiempo de temperatura más completas para los meses de enero-febrero y agosto-septiembre. De las 16 estaciones meteorológicas que se encuentran actualmente operando se emplearon únicamente ocho que cumplían con un mínimo de 76 % de datos observados (Figura 1). En la Tabla 1 se muestra información detallada para cada estación.

Tabla 1. Estaciones de la REDMET empleadas para la comparación del experimento numérico.

4. Diseño del experimento numérico

El experimento consistió en dos simulaciones numéricas: una de ellas considera las condiciones actuales de uso de suelo del modelo WRF y la otra lo modifica drásticamente. En esta última, la mancha urbana fue sustituida por un cuerpo lacustre muy similar al existente en el siglo XVI. El contorno del cuerpo fue obtenido utilizando GMT (Global Mapping Tools) con la base de datos SRTM (Shuttle Radar Topography Mission) con resolución de 90 m (Farr et al., 2007). Se seleccionó el contorno cerrado que cualitativamente fuera más representativo del sistema lacustre del siglo XVI correspondiente al nivel de 2258 m (Figura 3). El área total del cuerpo lacustre simulado fue de 1689 km² con una profundidad definida constante en toda el área de 2 m (Niederberger, 1987; Raynal-Villasenor, 1987; Lozano-García et al., 1993), y la temperatura superficial del lago sintético se estimó a partir de la temperatura media en superficie diaria utilizando el nuevo esquema de lagos incluido en el WRF. En términos del índice de urbanización (ui) sugerido por Jazcilevich et al. (2000), se comparan únicamente los límites superior e inferior del índice, i.e., ui = {0,1}, equivalente a una cobertura urbana nula (0 con lago) o la presencia total de ella (1 sin lago). En este trabajo el índice de urbanización no consideró cambios en cobertura vegetal, debido a que el objetivo está enfocado únicamente a caracterizar el efecto térmico del sistema lacustre.

Figura 3. Topografía del Valle de México incluyendo el contorno cerrado a 2258 m correspondiente al cuerpo de agua utilizado en la simulación numérica con cuenca. La barra de colores muestra la elevación en metros sobre el nivel del mar (msnm).

5. Resultados

Se comparó la temperatura en superficie entre las simulaciones numéricas y las observaciones de las ocho estaciones seleccionadas de la REDMET. A partir de cada una de las salidas del modelo WRF se consideraron únicamente las primeras 24 horas de simulación a partir de la hora 01:00 (tiempo local). Los resultados del pronóstico para las siguientes horas de simulación (48 a 120 hrs.) no fueron considerados debido a que no mostraban diferencias significativas en los promedios mensuales de temperatura. Para realizar las comparaciones, se seleccionó el punto de malla más cercano a la ubicación de cada una de las estaciones seleccionadas y se obtuvo el promedio considerando sus ocho vecinos, buscando de esta manera tener mejores estadísticas de comparación.

Los resultados mostrados para temperatura en superficie en los meses de enero, febrero, agosto y septiembre de 2012, incluyen la variación diurna del promedio mensual y su dispersión. En la Figura 4 se muestran las comparaciones para cada estación entre las observaciones y las simulaciones numéricas para el mes de enero; las correspondientes para febrero se muestran en la Figura 5, mientras que para agosto y septiembre se presentan en las Figuras 6 y 7 respectivamente.

En la Tabla 2 se muestra un resumen para cada estación del rango promedio y las diferencias absolutas de las temperaturas máximas y mínimas del promedio mensual para los meses secos (enero-febrero) y los meses de lluvia (agosto-septiembre). El incremento promedio en la temperatura máxima para los meses secos es de 2.78 ºC, mientras que para los meses de lluvia es de 2.47 ºC. Por otro lado, la diferencia media absoluta en la temperatura mínima es de 1.70 ºC para los meses secos y de 1.03 ºC para los meses con lluvia. Además, se observa que las estaciones que se encuentran dentro del sistema lacustre (MER y VIF) presentan un incremento mayor en la temperatura máxima y mínima que cualquiera de las estaciones que se encuentran alrededor del lago, esto debido a la influencia directa de la presencia del cuerpo de agua. También puede observarse que, el rango promedio con la presencia del sistema lacustre es 4 ºC menor que el rango promedio considerando las condiciones actuales de uso de suelo.

En la Figura 8 se presenta la distribución espacial de la anomalía de temperatura en superficie mensual considerando la diferencia entre la simulación con lagos menos la simulación sin lagos para las 12 horas del día (8:00 a 20:00 hrs) y de la noche (20:00 a 8:00 hrs). Los mapas de las anomalías se muestran para el mes de enero en época de secas y para el mes de agosto en época de lluvias. En ambos meses se observa que durante el día la temperatura sobre el lago es más fresca, mientras que por la noche la temperatura sobre el lago es más cálida.

Figura 4. Comparación de las series de tiempo del promedio mensual de temperatura correspondiente al mes de enero de 2012. En color negro se muestra la simulación de control (sin lagos), en azul la simulación con lagos y en rojo las observaciones. El promedio mensual se representa con las líneas sólidas y sus dispersiones correspondientes con las bandas sombreadas.

Figura 5. Comparación de las series de tiempo del promedio mensual de temperatura correspondiente al mes de febrero de 2012. En color negro se muestra la simulación de control (sin lagos), en azul la simulación con lagos y en rojo las observaciones. El promedio mensual se representa con las líneas sólidas y sus dispersiones correspondientes con las bandas sombreadas.

Figura 6. Comparación de las series de tiempo del promedio mensual de temperatura correspondiente al mes de agosto de 2012. En color negro se muestra la simulación de control (No Lagos), en azul la simulación con lagos y en rojo las observaciones. El promedio mensual se representa con las líneas sólidas y sus dispersiones correspondientes con las bandas sombreadas.

Figura 7. Comparación de las series de tiempo del promedio mensual de temperatura correspondiente al mes de septiembre de 2012. En color negro se muestra la simulación de control (No Lagos), en azul la simulación con lagos y en rojo las observaciones. El promedio mensual se representa con las líneas sólidas y sus dispersiones correspondientes con las bandas sombreadas.

Tabla 2. Relación del rango promedio y las diferencias absolutas en temperatura máxima y mínima, en grados Celsius, para las simulaciones sin lagos y con lagos. Los cálculos se muestran considerando los dos meses secos (enero-febrero) y los dos meses de lluvias (agosto-septiembre).

Figura 8. Mapas de las anomalías de temperatura en superficie media mensual para el día (8:00 – 20:00 horas) y para la noche (20:00 – 8:00 horas) correspondientes a los meses de enero y agosto de 2012. Las anomalías son calculadas a partir de la simulación con lagos menos la simulación de control sin lagos.

6. Discusión

En relación con los cambios debidos a la variabilidad natural, e inclusive al cambio climático debido a causas antropogénicas, el impacto que conlleva la pérdida de casi la totalidad de 1500 km²de cuerpos de agua es considerable. Aun cuando existe un gran interés en los estudios de proyecciones de cambio climático a escalas globales, los estudios del impacto antropogénico en el clima regional pasado son también de igual importancia.

El proceso del cambio de cobertura y uso de suelo en el Valle de México, principalmente por el crecimiento descontrolado de la urbanización, ha resultado en un impacto directo en las condiciones meteorológicas imperantes en el siglo XVI, cuando el sistema lacustre funcionaba como un regulador de las fluctuaciones estacionales de la temperatura. Las comparaciones puntuales entre los experimentos sin lagos y con lagos en las ocho estaciones meteorológicas estudiadas muestran un incremento promedio en la temperatura máxima para los meses secos de 2.78 ºC, mientras que para los meses en época de lluvia de 2.47 ºC. Con respecto a la temperatura mínima la diferencia promedio para los meses secos es de 1.70 ºC y para los meses de lluvia de 1.03 ºC. En general, se observa en todas las estaciones un efecto de enfriamiento durante el día y calentamiento durante la noche debido a la presencia de los lagos, sin embargo dichos efectos son más evidentes en aquellas estaciones que se encuentran dentro del cuerpo de agua (MER y VIF) y aquellas que se ubican en la parte suroeste (PED y TPN) y sur (TAH) cercanas al sistema lacustre simulado. Además, a partir de los resultados observamos un desfasamiento en la ocurrencia del máximo y el mínimo de temperatura entre las dos simulaciones numéricas; sugiriendo que la rapidez de calentamiento y enfriamiento es menor en presencia del lago.

El rango diurno de la temperatura en superficie (DTR = Tmáx - Tmín) para los meses secos considerando el sistema lacustre es de 5.95 ºC y de 7.41 ºC para los meses de lluvia. Sin embargo, considerando las condiciones actuales, los meses secos presentan un rango de 10.43 ºC y de 10.92 ºC en los meses de lluvia. De esta forma, observamos una mayor variabilidad de la temperatura diurna en la ausencia del sistema. Englehart y Douglas (2005) mostraron que para México el DTR está siendo significativamente positivo y por lo tanto la temperatura máxima diaria está incrementándose con mayor rapidez que la temperatura mínima diaria, como sucede en este caso de estudio. Estos cambios están asociados a los cambios regionales de cobertura y uso de suelo que han estado sucediendo en México (López-Espinoza et al., 2012).

De lo anterior observamos que el fenómeno de degradación del clima regional en el Valle de México está ocurriendo, en parte, por el acelerado y descontrolado crecimiento de las áreas urbanas sobre la cuenca lacustre en los últimos 700 años. Regionalmente, el efecto del cuerpo de agua en latitudes medias, donde las temperaturas máximas en superficie no son despreciables (por ejemplo, en el D. F. se registran temperaturas máximas de 20.8 ºC para enero y 23.1 ºC para agosto (SMN, 2014), resulta en un incremento en los flujos de calor latente en comparación con sus alrededores.

En los mapas de anomalía de temperatura, definida como Lagos menos No Lagos (Figura 8), se observa una mayor amplitud en la anomalía durante el día sobre el lago, especialmente en las regiones oeste y suroeste del sistema de lagos, asociada con un efecto de calentamiento. Estas regiones coinciden con una gran densidad en la cobertura urbana mientras que en las regiones norte y noreste, la amplitud de la anomalía es menor ya que su cobertura es principalmente vegetación y suelo descubierto. En estos mapas se observa también que durante la noche la amplitud de la anomalía es mayor en las regiones con vegetación y suelo (norte y noreste) contrario a una amplitud menor en la región con mayor densidad de cobertura urbana (oeste y suroeste de la cuenca). Este comportamiento es debido a que la transición en el cambio de uso de suelo no ha sido homogénea para toda la región del sistema de lagos. Por un lado las regiones oeste y suroeste simulan un cambio de uso de suelo de agua a cobertura urbana, mientras que las regiones norte y noreste consideran en la simulación una transición de agua a vegetación y suelo descubierto. En la transición de agua a vegetación-suelo, el efecto de enfriamiento nocturno es más pronunciado comparado con la transición de agua a cobertura urbana, mientras el efecto de calentamiento durante el día es mayor para los casos de agua a cobertura urbana comparado con la transición de agua a vegetación-suelo (Jensen, 2007). En la simulación con lagos, el cuerpo de agua funciona como un capacitor térmico, donde existe energía térmica (calor) que es acumulada durante el día y liberada por la noche.

Obtener una línea base de la respuesta del sistema lacustre ante un escenario con condiciones actuales, ha sido posible debido a que recientemente en el 2014, se han logrado incluir dentro de los modelos numéricos de mesoescala como el WRF, esquemas de lagos realistas que ayudan a obtener resultados más confiables en temperatura, flujos de calor y precipitación (Dutra et al., 2010; Subin et al., 2012).

6. Conclusiones

Se presentan los resultados de la respuesta térmica de cuatro meses (enero-febrero, agosto-septiembre) de simulaciones numéricas en un escenario que incluye un cuerpo de agua el cual representa el sistema lacustre del Valle de México sin urbanización y otro con las condiciones actuales de uso de suelo. El experimento numérico emula las condiciones de la cuenca hace 500 años y proporciona evidencias cuantitativas del impacto térmico ante este cuerpo de agua. La Ciudad de México se ha desarrollado de una manera no sustentable y forzosa desde sus inicios (Mancebo, 2007). En aproximadamente los últimos 500 años las modificaciones antropogénicas en el sistema lacustre del Valle de México han resultado en un incremento irreversible en la temperatura, generando un micro clima regionalmente. Los resultados de este trabajo sugieren que el impacto en la respuesta térmica debido a la extinción del sistema lacustre puede alcanzar los 5.78 ºC, siendo mucho mayor que el promedio de las proyecciones globales debidas al cambio climático, i.e., 0.8 ºC, en el mismo periodo de tiempo (IPCC, 2013).

Se observa que el efecto del sistema lacustre simulado regula las temperaturas regionalmente reduciendo las diferencias entre las máximas y mínimas. También se observa que el impacto que existe en el incremento de temperatura debido al crecimiento de la mancha urbana en el Valle de México ocurre a un nivel de escalas de ciudad (sub-regional: Distrito Federal y Ciudad de México) sugiriendo que el efecto del sistema lacustre no se extiende en una escala mayor que involucre al Centro de México y mucho menos a toda la República Mexicana. Las variaciones térmicas debidas a la presencia del sistema lacustre simulado son atribuidas principalmente a la modificación regional de la cuenca, aun cuando la cobertura de vegetación cercana no se haya modificado.

Ante el inminente cambio climático, regionalmente, las consecuencias de un cambio drástico en el uso del suelo pueden agravarse (Lankao, 2010). Este experimento numérico ratifica que este impacto podría ser menor en un escenario con la presencia de los cuerpos de agua. Globalmente, existen diversas cuencas lacustres que enfrentan riesgos de desecación y los impactos regionales de estos cambios de uso de suelo, como se observa en este estudio, son mucho mayores que el impacto debido al cambio climático. En los modelos climáticos, el impacto, debido a la extinción de los cuerpos de agua, podría ser subestimado a causa de la baja resolución espacial. Por lo tanto, los estudios sobre los cambios de uso de suelo y su impacto regional son representados adecuadamente con modelos de predicción del tiempo de mesoescala.

Agradecimientos

 Los autores agradecen el interés y el apoyo para impulsar el desarrollo de este proyecto a la Dra. Christina Siebe, al Dr. Aron Jazcilevich y al Dr. Richard Seager. Así mismo, agradecimientos al Centro de Ciencias de la Atmósfera, en especial al grupo Interacción Océano-Atmósfera por facilitar el tiempo de cómputo en el clúster. Además, agradecemos el invaluable apoyo del M.C. Octavio Gómez Ramos en la asistencia técnica para la preparación del experimento numérico. Finalmente, agradecemos las críticas constructivas de los revisores que han contribuido a enriquecer este trabajo.

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Manuscrito recibido: Septiembre 12, 2014.
Manuscrito corregido recibido: Abril 14, 2015.
Manuscrito aceptado: Abril 15, 2015.

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen 67, núm. 2, 2015, p. 203-214 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2015v67n2a5

 Estimación de parámetros mediante inversión y análisis de las pérdidas hidráulicas lineales y no-lineales durante el desarrollo y aforo del pozo San Lorenzo Tezonco

 Eric Morales-Casique^1,*, Oscar A. Escolero¹, José L. Arce¹

¹ Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México, Ciudad Universitaria, 04510, México, D.F.

^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

 Se presenta un análisis de las pruebas de bombeo escalonadas en el pozo San Lorenzo Tezonco (SLT) localizado en la Ciudad de México y que alcanzó 2008 m de profundidad. Los parámetros hidrogeológicos y los parámetros correspondientes a las pérdidas de carga hidráulica debidas al pozo son estimados mediante inversión. Los resultados de las pruebas ilustran claramente el efecto del desarrollo mediante el bombeo donde la eficiencia del pozo se incrementa durante el desarrollo y durante las pruebas de aforo posteriores. Por otra parte, los valores de conductividad hidráulica y almacenamiento específico obtenidos en este trabajo son los primeros valores reportados en la literatura para la Cuenca de México correspondientes a las formaciones profundas entre 1176 y 2008 m de profundidad y que son representativos de una escala de cientos de metros. Estos valores pueden ser utilizados como parámetros iniciales en la calibración de modelos regionales de flujo de agua subterránea en la Cuenca de México. Adicionalmente, los parámetros del acuífero y del pozo SLT proporcionan valores de referencia útiles para planear aforos y el diseño constructivo de pozos de condiciones similares.

Palabras clave: Ciudad de México, hidrogeología, formaciones profundas, eficiencia hidráulica, estimación de parámetros, prueba de bombeo escalonada.

Abstract

 We present an analysis of step-drawdown tests conducted at the San Lorenzo Tezonco (SLT) deep well located in Mexico City that reached a depth of 2008 m. The hydrogeologic and well parameters are estimated through inversion. The results of the tests illustrate clearly the effect of well development through pumping, where the well efficiency increases during well-development and through successive step-drawdown tests. On the other hand, the values of hydraulic conductivity and specific storage obtained in this work are the first reported in the literature for the Basin of Mexico that correspond to the deep formations between 1176 and 2008 m and that are representative of a scale of hundreds of meters. These values can be used as initial values in the calibration of regional groundwater flow models in the Basin of Mexico. In addition, the values of hydrogeologic and well parameters obtained in this work are useful as reference values to plan and design future wells with similar conditions to the SLT well.

Keywords: Mexico City, hydrogeology, deep formations, hydraulic efficiency, parameter estimation, step drawdown test.

1. Introducción

 El estudio del sistema hidrogeológico de la Cuenca de México requiere el conocimiento de los parámetros que condicionan el flujo de agua subterránea. Específicamente se requiere conocer la conductividad hidráulica K y el almacenamiento específico S_s de los materiales geológicos. Para el acuífero en explotación de la Ciudad de México (aproximadamente hasta 500 m de profundidad), estos parámetros han sido obtenidos mediante pruebas de bombeo. Sin embargo, información sobre K y S_s correspondiente a profundidades mayores a 500 m, es casi inexistente. P. Birkle y colaboradores [resultados no publicados, citados por Tinoco-Michel (2007)] obtuvieron valores de permeabilidad k(también llamada permeabilidad intrínseca) mediante pruebas de laboratorio en núcleos provenientes de los pozos exploratorios perforados por PEMEX en la Cuenca de México (Pérez-Cruz, 1988). Aun cuando estos valores proporcionan una referencia valiosa a la escala de decenas de centímetros, el análisis y los modelos de simulación computacional de flujo de agua subterránea a escala regional requieren de parámetros representativos de escalas nominales de metros, decenas de metros, o incluso escalas mayores. Es por esto que a escala regional se necesitan parámetros estimados mediante pruebas de bombeo en pozos, los cuales típicamente corresponden a una escala nominal (estimada como la longitud del cedazo del pozo de bombeo) de decenas o incluso cientos de metros.

El pozo San Lorenzo Tezonco (SLT) fue perforado por el Sistema de Aguas de la Ciudad de México (SACMEX) y alcanzó 2008 m de profundidad. Este pozo ha proporcionado una oportunidad única para conocer la estratigrafía (Arce et al., 2013) y la hidrogeología (Morales-Casique et al., 2014) de las formaciones profundas de la Cuenca de México. Con base en el análisis del aforo del pozo SLT, Morales-Casique et al. (2014) reportaron los primeros valores K y S_s para la Cuenca de México correspondientes a una escala nominal de centenas de metros y de profundidad entre 1176 y 2008 m. En este trabajo el desarrollo y las pruebas de aforo en el pozo SLT son analizados para (a) reestimar los parámetros K y S_smediante inversión considerando pérdidas de carga lineales y el efecto del volumen de agua almacenado dentro del pozo (factores no considerados anteriormente), (b) ilustrar cómo se incrementa la eficiencia de un pozo con el desarrollo y que la mejora en la eficiencia continúa con su operación durante los aforos, (c) discutir cómo un aforo debe probar el acuífero sin verse limitado por equipo de bombeo inadecuado, (d) discutir cómo los valores estimados de los parámetros pueden ser utilizados para un diseño preliminar de futuras captaciones a tales profundidades, y (e) discutir cómo la selección del caudal de operación debe considerar no sólo la eficiencia hidráulica sino también efectos como turbulencia, velocidad de entrada del agua al ademe ranurado y el incremento de las pérdidas de carga hidráulica de pozo.

2. Métodos

Los parámetros K y S_s típicamente son obtenidos mediante pruebas de bombeo a caudal constante en pozos en producción, registrando el abatimiento en el pozo de bombeo y en uno o más pozos de observación (Kruseman y De Rider, 1994; Batu, 1998). Alternativamente, las pruebas de bombeo de caudal escalonado consisten en extraer agua de un pozo a un caudal constante hasta que un estado cuasi-estacionario en el abatimiento ha sido observado. El caudal de extracción es entonces incrementado hasta que un nuevo estado cuasi-estacionario es alcanzado y el procedimiento se repite para caudales adicionales. Estas pruebas de caudal escalonado (step-drawdown tests), también conocidas como aforos, permiten estimar los parámetros K y S_s del acuífero y, además, evaluar las pérdidas de carga no lineales que son necesarias para la selección del caudal de operación del pozo (Rorabaugh, 1953; Avci, 1992; Kruseman y De Rider, 1994; Kawecki, 1995; Batu, 1998; Jha et al., 2006; Shekhar, 2006; Louwyck et al., 2010; Mathias y Todman, 2010; Avci et al., 2010).

El flujo radial horizontal de agua subterránea hacia un pozo en un acuífero confinado es gobernado por la ecuación

(1)

donde b es el espesor saturado del acuífero, es abatimiento, h₀ es la carga hidráulica al tiempo t = 0, h es la carga hidráulica después de iniciado el bombeo, r es distancia radial, K_r es conductividad hidráulica radial [L/T] y S_s es almacenamiento específico [1/L]. La ecuación (1) debe ser sujeta a condiciones de frontera apropiadas. Para un caudal de bombeo Q constante [L³/T] la solución de (1) se puede expresar como

(2)

donde   y es la función de pozo de Theis, con . En un pozo de bombeo ideal (de radio cero y que su construcción no alteró el acuífero), el abatimiento estaría dado por (2) y expresa las pérdidas de carga en el acuífero donde el flujo de agua subterránea obedece la ley de Darcy; estas pérdidas de carga dependen linealmente del caudal de bombeo. Sin embargo, existen pérdidas de carga adicionales causadas por el pozo de bombeo y por el régimen de flujo no Darciano que se desarrolla dentro del acuífero en la vecindad del pozo (Jacob, 1947; Rorabaugh, 1953; Şen, 1988; Camacho-V. y

Vásquez-C., 1992; Pérez-Franco, 1994; Pérez-Franco, 1996; Mathias et al., 2008; Wen et al., 2008; Mathias y Todman, 2010). El régimen no Darciano en el acuífero implica una relación no lineal con la descarga específica. Una de las expresiones más utilizadas es la propuesta por Forchheimer (1901)

(3)

donde α y β son constantes y q_r es la descarga específica [L/T] en la dirección radial (caudal dividido por área transversal unitaria). Obsérvese que cuando β =0 se recupera la ley de Darcy con α = 1 / K_r. Con base en la ecuación (3) y utilizando el método de expansión asintótica empalmada, Mathias et al. (2008) desarrollaron una expresión para el abatimiento en el pozo de bombeo que considera el régimen no Darciano

(4)

donde r_w es el radio del pozo, corresponde a la aproximación de Cooper-Jacob para tiempos grandes y . Pérez-Franco (1996) propuso una expresión similar a (4) pero donde c₁ (r,t) = B₁ (r,t) de la ecuación (2). Alternativamente se puede resolver numéricamente la ecuación de flujo considerando (3) en lugar de la ley de Darcy (Mathias y Todman, 2010) o dividiendo el dominio de simulación en dos zonas, una de flujo no Darciano y otra exterior de flujo Darciano (Wen et al., 2008). En este trabajo utilizaremos una expresión similar a la ecuación (4).

Las pérdidas de carga debidas al pozo de bombeo tienen dos componentes: una lineal y otra no-lineal. Las pérdidas lineales de carga en la vecindad del pozo son debidas a compactación del acuífero durante la perforación, invasión del lodo de perforación y pérdidas de carga en el filtro de grava y el cedazo; las pérdidas no-lineales comprenden pérdidas por fricción debidas a flujo turbulento dentro del cedazo y el interior del pozo (Barker y Herbert, 1992). Las pérdidas de pozo se expresan como (Rorabaugh, 1953)

(5)

donde B₂ es un coeficiente con unidades T / L², C es otro coeficiente con unidades Tⁿ / L^3n-1  y n es un exponente que ha sido propuesto igual a 2 (Jacob, 1947) o de manera más general es ajustado de acuerdo a los datos de campo de la prueba escalonada (Rorabaugh, 1953). Si se desprecia el almacenamiento de la zona alterada vecina al pozo (equivalente a suponer flujo en estado estacionario en esa zona), entonces las pérdidas lineales debidas al pozo se pueden expresar en forma de un abatimiento constante en el tiempo y proporcional al caudal (Rushton, 2003)

(6)

donde S_w es conocido como factor de “piel” (skin factor), adimensional.

Con base en las ecuaciones (4) y (5), en este trabajo adoptamos el supuesto de que las pérdidas hidráulicas no lineales debidas a flujo no Darciano en la vecindad del pozo y a flujo turbulento en el pozo de bombeo pueden ser descritas conjuntamente por el término CQⁿ. Combinando (2), (5) y (6), el abatimiento total en el pozo de bombeo es

(7)

 donde r_wes el radio del pozo de bombeo.

En este trabajo analizamos la evolución de las pérdidas de carga no atribuibles a flujo Darciano en el acuífero, denotadas por s_p en la ecuación (7), y de la eficiencia para ilustrar la efectividad del desarrollo y que el proceso de desarrollo (disminución de s_p) continúa durante aforos posteriores. La eficiencia de un pozo se define como la razón de las pérdidas de carga lineales en el acuífero y las pérdidas de carga totales (Kruseman y De Rider, 1994; Kawecki, 1995)

(8)

Estrictamente s debiera incluir las pérdidas de carga debidas a flujo no Darciano en el acuífero; sin embargo, con los datos recabados no fue posible separarlas de las pérdidas no lineales debidas al pozo. En el caso ideal, si s_p = 0 entonces el pozo tiene una eficiencia del 100%. La eficiencia de un pozo es un concepto útil para identificar cuando se necesita dar mantenimiento a un pozo (Peña-Díaz y Arreguín-Mañón, 1989). En este trabajo el concepto de eficiencia se utiliza para ilustrar el proceso de desarrollo del pozo. Sin embargo, cabe aclarar que el concepto de eficiencia no es particularmente útil para comparar pozos (Kawecki, 1995). Por ejemplo, supongamos que dos pozos son construidos de manera idéntica tal que s_p es igual en ambos, pero uno está en una zona menos permeable del acuífero. Para un mismo abatimiento s, ambos pozos tendrán la misma eficiencia pero el pozo en la zona menos permeable producirá un menor caudal; en este sentido, utilizar la ecuación (8) para comparar pozos puede conducir a interpretaciones erróneas.

2.1. Solución numérica

La ecuación (1), sujeta a condiciones de frontera apropiadas, puede ser resuelta mediante métodos numéricos. Rathod y Rushton (1991) propusieron un modelo conceptual de dos capas, en el que en cada capa el flujo es radial gobernado por la ecuación (1) suplementada con términos fuente para representar el flujo vertical entre capas a través de una capa de baja permeabilidad (acuitardo) en la que se desprecia el efecto del almacenamiento; las ecuaciones resultantes son resueltas mediante diferencias finitas. Para discretizar la ecuación (1) en la dirección radial se introduce el cambio de variable a = 1nr, de manera que un incremento uniforme Δa corresponde a un incremento logarítmico en la coordenada radial r. La dirección radial es discretizada en seis incrementos Δa por cada incremento en orden de magnitud de r; por ejemplo, el intervalo r_w ≤ r ≤ 10r_w es discretizado en seis elementos, donde la longitud de cada elemento se incrementa logarítmicamente. También el tiempo de simulación es discretizado logarítmicamente, aunque utilizando una discretización más fina de diez pasos de tiempo por cada orden de magnitud de incremento en el tiempo. La discretización adoptada en r y t es suficiente para reproducir con exactitud razonable la solución analítica de Theis (Rushton, 2003). La ecuación (1) es aproximada en diferencias finitas por (Rushton, 2003)

(9)

donde y es K_r interpolada entre los nodos n-1 y n. Detalles adicionales del método numérico y el código computacional están disponibles en Rathod y Rushton (1991) y en Rushton (2003). El código computacional de Rathod y Rushton (1991) resuelve (9) y proporciona el primer término de la ecuación (7). Permite además incluir el efecto del agua almacenada dentro del pozo (wellbore storage) extendiendo la discretización al interior del pozo y asignando a esas celdas una conductividad hidráulica alta y un coeficiente de almacenamiento igual a 1; esto proporciona el segundo término de la ecuación (7). Para analizar pruebas escalonadas, en este trabajo modificamos el código computacional para añadir el término CQⁿ, completando el cálculo de (7).

2.2. Problema inverso

La inversión de una prueba escalonada se centra en determinar los parámetros que reproducen el abatimiento en el pozo de bombeo: los parámetros del acuífero K_r y S_s, el parámetro de las pérdidas lineales en la vecindad del pozo S_w, y los parámetros de las pérdidas no lineales C y n. Para la inversión se utilizó el código PEST (Doherty, 2002). PEST es una herramienta general independiente del modelo a calibrar (es decir, no se necesita modificar el código del modelo), implementa un método de regresión no lineal generalizada y proporciona herramientas para examinar la sensibilidad del modelo a cada parámetro.

2.3. El pozo San Lorenzo Tezonco

El pozo San Lorenzo Tezonco (SLT) se localiza en las coordenadas 19° 22' 44.27" N y 99° 5' 5.25" O (Figura 1). Su perforación fue conducida en tres etapas: (a) de 0 a 500 m de profundidad, (b) de 500 a 1140 m de profundidad, y (c) de 1140 a 2008 m de profundidad. Para detalles adicionales sobre la perforación en cada etapa se puede consultar Morales-Casique et al. (2014). La Figura 2 muestra el corte litológico, el diseño constructivo del pozo SLT y el modelo hidrogeológico conceptual adaptado al modelo de dos acuíferos de Rathod y Rushton (1991). El ademe ranurado se encuentra de 1176 a 2008 m de profundidad y en esa longitud el pozo fue terminado sin filtro de grava (Morales-Casique et al., 2014). Al concluir la perforación, el pozo fue desarrollado mediante bombeo por etapas, aumentando el caudal durante 71 horas. El objetivo del desarrollo es maximizar la capacidad específica (caudal / abatimiento) del pozo; en particular se busca no solo restaurar las propiedades hidráulicas naturales de la formación y que fueron degradadas por la invasión de los fluidos de perforación (típicamente a base de bentonita) sino en lo posible incrementar esas propiedades (mediante la extracción de la fracción fina) en la porción de la formación adyacente al pozo. Posterior al desarrollo, se condujo el aforo con el objetivo de determinar el caudal explotable del pozo en función de sus características hidráulicas.

El corte litológico mostrado en la Figura 2 se basa en el trabajo de Arce et al. (2013) y actualizado en Arce et al. (2015), en este número. Con base en el corte litológico pero sobre todo en el registro eléctrico, Morales-Casique et al. (2014) proponen cinco unidades hidrogeológicas (Figura 2). En este trabajo, para el modelo de dos capas de Rathod y Rushton (1991), los acuíferos 1 y 2 (Figura 2) son agrupados en una sola unidad. Puesto que no se cuenta con mediciones de carga hidráulica dentro del acuitardo que sobreyace al acuífero 3, no es posible estimar sus propiedades en respuesta a las pruebas hidráulicas conducidas; en este trabajo se le asigna una K baja igual a 1×10^-6 m/día. La frontera inferior del acuífero 3 se supone impermeable, por lo que el acuífero 3 es modelado como confinado para efectos prácticos. Adicionalmente, el registro eléctrico (Figura 2) muestra que estas unidades, y en particular el acuífero 3 ubicado de 1140 a 2008 m, son heterogéneas, por lo que Morales-Casique et al. (2014) interpretan los parámetros K y S_sen (1) como parámetros promedio definidos por

	(10)
	(11)

 donde K (z) y S_s (z) son la conductividad hidráulica y el almacenamiento específico a la profundidad z. Esta definición de parámetros efectivos es adoptada en este trabajo.

Figura 1. Ubicación del pozo San Lorenzo Tezonco.

Figura 2. Datos del pozo San Lorenzo Tezonco: a) registro eléctrico, b) corte litológico (adaptado de Arce et al., 2015), c) modelo conceptual hidrogeológico y d) esquema constructivo del pozo.

3. Resultados

 El desarrollo del pozo tuvo una duración de 71 horas. Concluido el desarrollo, el nivel se dejó recuperar durante 1 hora (aunque el tiempo no fue suficiente para una recuperación total) y se condujo el primer aforo (aforo 1) que duró 35 horas y consistió en 6 etapas. 12 horas después del aforo 1 se condujo un segundo aforo (aforo 2). Para el aforo 3, conducido 15 días después del aforo 2, se consiguió un equipo con mayor capacidad de bombeo. Durante las primeras tres pruebas (desarrollo, aforos 1 y 2) se colectaron muestras de agua para su análisis físico-químico y se registró de manera periódica temperatura y conductividad eléctrica del agua a la descarga del pozo con el fin de tener un control sobre la evacuación del agua ajena a la formación (por la limpieza) y la representatividad de las muestras de agua. Durante el aforo 3 solo se colectaron datos de temperatura. Los datos disponibles del desarrollo y los aforos del pozo SLT se muestran en la Figura 3. Una discusión sobre los cambios en temperatura y conductividad eléctrica observados durante el bombeo y su interpretación hidrogeológica se puede consultar en Morales-Casique et al. (2014).

Figura 3. Desarrollo y aforos 1, 2 y 3 en el pozo San Lorenzo Tezonco. Para presentación gráfica el aforo 3 inicia en el día 7, pero en realidad se condujo 15 días después del final del aforo 2. (a) Nivel dinámico y caudal, (b) Temperatura y conductividad eléctrica.

3.1. Inversión del aforo

La Figura 4 muestra el ajuste obtenido mediante inversión entre el abatimiento medido y el observado durante las diez etapas del aforo 3, así como la variación de la temperatura medida a la descarga del pozo. Es interesante notar que el modelo sobreestima el abatimiento en las primeras dos etapas (< 1 día) y en la etapa 8 (alrededor de 5 días) mientras que subestima el abatimiento en la sexta etapa (entre 3 y 4 días). El comportamiento anómalo durante la etapa 8 sugiere que los datos contienen errores o que existieron variaciones en el caudal de extracción que no fueron detectadas. Por otra parte, el proceso de inversión finalizó con una solución intermedia entre las etapas 1 y 2 y la etapa 6; en las etapas 1 y 2 los valores modelados son mayores a los observados mientras que en la etapa 6 los valores modelados son menores a los observados, por lo que los parámetros ajustados logran un compromiso para minimizar estas diferencias. Un factor adicional que puede influir en la interpretación de las primeras etapas del aforo 3 es la variación de la temperatura. La viscosidad del agua a 50 °C es aproximadamente el 90 % de la viscosidad a 45 °C, por lo que la relación entre las conductividades hidráulicas a tales temperaturas será K_45°C = 0.9 K_50°C(despreciando los cambios de densidad). Sin embargo, para investigar estos efectos en trabajos futuros será necesario resolver la ecuación de transferencia de calor acoplada a la ecuación de flujo (1).

Los parámetros estimados mediante inversión se muestran en la Figura 5, junto con los correspondientes intervalos de confianza (al 95 % de probabilidad) centrados en el valor estimado. Un intervalo de confianza proporciona el rango dentro del cual es probable que se encuentren los parámetros desconocidos. El hecho de que los intervalos de confianza en la Figura 5 son relativamente pequeños indica que la incertidumbre en los parámetros estimados es pequeña. Cabe señalar que los valores obtenidos de los parámetros en este trabajo son similares a los obtenidos en Morales-Casique et al. (2014), aun cuando estos autores despreciaron el efecto del agua almacenada dentro del pozo de bombeo (Tabla 1). Esto es debido a que el efecto del volumen de agua, almacenado dentro de la perforación, sólo es significativo al inicio de cada etapa tal como se muestra en la Figura 4 y durante el proceso de inversión el ajuste se centra a los tiempos largos de cada etapa; adicionalmente, no se contó con datos de niveles a tiempos cortos en cada etapa.

La Tabla 2 contiene la matriz de correlación de los parámetros estimados. La mayor correlación existe entre los parámetros C y n (- 0.97) y entre S_s y S_w (0.86). Correlaciones altas entre parámetros típicamente dificultan el proceso de inversión. Aun con esa correlación relativamente alta, los intervalos de confianza de los parámetros estimados están acotados y su magnitud es razonable (Figura 5). Finalmente, la estimación de S_s debe tomarse con precaución porque solo se contó con datos de abatimiento en el pozo de bombeo. Por ejemplo, si se emplea la solución analítica de Theis o la Cooper-Jacob (Batu, 1998), una vez determinado el valor de K_r, el valor de S_s se obtiene de expresiones que son proporcionales a 1/r², las cuales crecen sin límite conforme r tiende a cero. Por lo tanto los datos del pozo de bombeo no son apropiados para calcular S_s. Sin embargo, el modelo numérico empleado en este trabajo se basa en una representación de radio finito para el pozo de bombeo e incluye factores adicionales como el efecto del almacenamiento de agua dentro del pozo, las pérdidas lineales debido a alteración de la formación alrededor del pozo y las pérdidas no lineales. Creemos que al considerar explícitamente estos factores se reduce la incertidumbre (aunque no la elimina) en la determinación de S_s a partir de datos únicamente del pozo de bombeo.

Figura 4. (a) Ajuste obtenido mediante inversión del aforo 3 y (b) porcentaje del caudal proveniente del almacenamiento dentro del pozo.

Figura 5. Parámetros estimados e intervalos de confianza (95 % de probabilidad) obtenidos mediante la inversión del aforo 3.

Tabla 1. Resultados de la inversión del aforo 3.

NA – No aplica

Tabla 2 Matriz de correlación (adimensional) de los parámetros estimados, aforo 3.

3.2. Evolución de las pérdidas de pozo

Los parámetros del acuífero estimados en la sección anterior fueron utilizados para calcular las pérdidas de carga debidas al pozo y al régimen no Darciano en su vecindad, es decir, la diferencia entre el abatimiento observado menos el abatimiento lineal debido al acuífero, s_p = s_bom – s de la ecuación (6). Cabe enfatizar que s_p incluye tanto pérdidas de carga que dependen linealmente del caudal de extracción como pérdidas de carga no lineales dentro del pozo y aquellas debidas al régimen no Darciano. La magnitud de s_p al final de cada etapa de bombeo escalonado se muestra en la Figura 6. En la misma figura las líneas continuas representan el abatimiento debido a pérdidas de carga lineales en el acuífero en cada prueba (desarrollo, aforo 1, 2, y 3). Las líneas continuas presentan quiebres debido a que cada etapa de la prueba escalonada tuvo duración diferente y por tanto el abatimiento debido al acuífero es diferente tal como lo indica la ecuación (2); si las etapas de las pruebas escalonadas tuvieran la misma duración entonces el abatimiento debido al acuífero formaría una sola línea recta.

De la Figura 6 es evidente que durante el desarrollo, las pérdidas de carga debido al pozo superan en magnitud al abatimiento debido al acuífero. Una vez concluida la séptima etapa del desarrollo se procedió al aforo 1 (Figura 3) donde se registra una disminución drástica en las pérdidas de carga debidas al pozo (Figura 6). Esto sugiere que un método de limpieza y desarrollo efectivo debiera alternar periodos de bombeo y periodos de reposo, o periodos donde se reduzca el gasto con periodos donde se incremente. Posteriormente, durante los aforos 2 y 3 el proceso de limpieza y desarrollo del pozo continúa, tal como se observa que s_p disminuye del aforo 1 al 2, y del 2 al 3, para caudales de extracción similares (Figura 6). El hecho de que el modelo ajustado no reproduce adecuadamente las dos primeras etapas del aforo 3 se refleja en la existencia de valores negativos (sin significado físico) de s_p en la Figura 6 para la primera etapa de los aforos 1 y 2.

La Figura 7 muestra la evolución de la eficiencia del pozo, definida por la ecuación (7), durante el desarrollo y los aforos 1, 2 y 3. Durante el desarrollo se observa un incremento en la eficiencia al aumentar el caudal de extracción; sin embargo, la eficiencia se mantiene menor al 20 %. Al cesar el bombeo e iniciarlo una hora después para efectuar el aforo 1, la eficiencia se incrementa de manera drástica, sugiriendo que alternar periodos de bombeo y recuperación puede tener un efecto benéfico en la limpieza y desarrollo del pozo y hacer más efectiva esta etapa. La Figura 7 ilustra que durante los aforos posteriores, para un mismo caudal, la eficiencia se incrementa, es decir, las pérdidas de carga debidas al pozo s_p disminuyen. Es de esperar que durante la operación del pozo este incremento en la eficiencia continúe. Después de varios años de operación la eficiencia probablemente disminuirá debido a problemas como incrustación, azolve y otros.

Otro aspecto importante de la Figura 7 es la disminución de la eficiencia del pozo al aumentar el caudal de extracción. Alrededor de los 60 l/s la eficiencia registrada en el aforo 3 es del orden de 50 %, es decir, las pérdidas de carga debidas al pozo y al régimen no Darciano igualan en magnitud a las pérdidas lineales debidas al acuífero. Este es uno de los factores a considerar en la selección del caudal óptimo de operación de un pozo. La selección del caudal de operación debería incluir también un análisis costo-beneficio, ponderando el beneficio de obtener una mayor cantidad de agua comparado con el costo que implica extraerla a mayor profundidad.

Un aspecto adicional es el área abierta del ademe ranurado. Típicamente, el ademe ranurado se selecciona de manera que proporcione el área abierta necesaria para asegurar que, bajo el caudal de extracción deseado, la velocidad de entrada (v_e) a través de las aberturas no excederá cierto valor. Existen dos criterios para definir la velocidad v_e. El primer criterio es hidráulico y pretende que las pérdidas por fricción al entrar el agua al ademe no afecten la eficiencia del pozo; para esto se recomienda que la velocidad de entrada no exceda un valor entre 0.61 y 1.22 m/s (Williams, 1985). El segundo criterio busca minimizar el potencial de corrosión y para esto se recomienda limitar la velocidad de entrada al ademe ranurado a un valor menor a 0.03 m/s (Williams, 1981). Considerando que el área abierta por metro lineal de ademe instalado en el pozo SLT es de 1.417 cm² (Figura 2), la velocidad de entrada al ademe durante el aforo 3 se muestra en la Tabla 3. Durante el aforo 3 v_e cumple con el límite sugerido por el criterio hidráulico pero rebasa el límite sugerido para evitar la corrosión. Sin embargo, para evaluar las condiciones para incrustación o corrosión se deben considerar las características químicas del agua y el potencial de óxido reducción, lo cual está fuera del ámbito de este trabajo.

Figura 6. Evolución de la suma de las pérdidas de pozo y las pérdidas por flujo no Darciano durante el desarrollo y los aforos 1, 2 y 3.

Figura 7. Evolución de la eficiencia durante el desarrollo y los aforos 1, 2 y 3.

Tabla 3. Velocidades de entrada al ademe ranurado durante el aforo 3.

4. Discusión

 Los parámetros K y S_s estimados mediante inversión del aforo 3 corroboran los resultados obtenidos por Morales-Casique et al. (2014), mientras que el análisis de los errores de estimación demuestra su exactitud como parámetros efectivos definidos por las ecuaciones (10) y (11). Cabe recalcar que adicional a los factores incluidos en la modelación de Morales-Casique et al. (2014), la inversión en este trabajo considera además pérdidas de carga lineales y el efecto del volumen de agua almacenado dentro del pozo. Más importante aún es el hecho de que los valores de K y S_s  estimados son los primeros valores reportados en la literatura que son representativos de la profundidad entre 1140 y 2008 m en la Cuenca de México y son sustentados mediante una prueba hidráulica de larga duración (el aforo 3 tuvo una duración de más de 6 días). Estos valores proporcionan una referencia importante, a una escala de centenas de metros, como parámetros iniciales para modelos de flujo de agua subterránea a escala regional en la Cuenca de México.

Adicionalmente, los valores de los parámetros en la Tabla 1 constituyen valores de referencia para planear el aforo y realizar el diseño constructivo preliminar de nuevas captaciones a profundidades similares que el pozo SLT. Con base en un caudal de diseño (o deseado), la ecuación (6) con los parámetros de la Tabla 1 permiten obtener un estimado del abatimiento total esperado en el pozo y estimar la longitud de columna mínima necesaria para conducir el aforo (más la requerida para garantizar la sumergencia de la bomba). La longitud de la columna del equipo de aforo debe ser mayor al abatimiento esperado con el caudal de diseño para que el aforo incluya caudales mayores y realmente pueda proporcionar la información necesaria para seleccionar un caudal óptimo de operación del pozo (posiblemente mayor al caudal de diseño). En este contexto, cabe señalar un par de factores adicionales en la planeación de un aforo. En primer lugar, la bomba se debe seleccionar de manera que pueda proporcionar un caudal mayor al caudal de diseño bajo las condiciones de carga dinámica total esperada. En segundo lugar, el motor debe estar en condiciones de proveer la potencia necesaria para operar la bomba a las revoluciones necesarias para alcanzar los caudales deseados. La experiencia con los aforos 1 y 2 en el pozo SLT ilustran estos aspectos. Los caudales máximos alcanzados en los aforos 1 y 2 fueron de 38 L/s y 47.4 L/s, respectivamente, mientras que durante la última etapa del aforo 3 se alcanzó un caudal sostenido de 62 L/s, lo que demostró la posibilidad de extraer un caudal mayor al sugerido por los aforos 1 y 2.

5. Conclusiones

Conductividad hidráulica, almacenamiento específico y parámetros de pozo fueron estimados mediante inversión de una prueba de aforo (bombeo escalonado) en el pozo SLT. El modelo utilizado considera abatimiento debido al acuífero, pérdidas de carga lineales y no lineales debidas al pozo e incluye también el efecto del agua almacenada dentro de la perforación. Con base en estos parámetros, las pérdidas de carga debidas a la construcción del pozo fueron estimadas durante el desarrollo y durante dos aforos más. Los valores de conductividad hidráulica y almacenamiento específico constituyen los primeros valores reportados en la literatura para la profundidad entre 1176 y 2008 m, que son representativos de una escala de cientos de m y que pueden ser utilizados como parámetros iniciales en la calibración de modelos regionales de flujo de agua subterránea en la Cuenca de México. Adicionalmente, los parámetros del acuífero y del pozo SLT proporcionan valores de referencia útiles para planear aforos y el diseño constructivo de pozos de condiciones similares al pozo SLT.

Finalmente, los resultados evidencian el proceso de limpieza y desarrollo que ocurre en la vecindad de la perforación. También se ilustra de manera clara que alternar periodos de reposo y bombeo puede ser más efectivo para desarrollar el pozo que únicamente incrementar el caudal de extracción. En futuras exploraciones, es conveniente considerar medidas adicionales para hacer más eficiente el proceso de limpieza del pozo, tales como pistoneo e inyección de aire.

Agradecimientos

 Este trabajo fue financiado mediante el convenio 0627-1O-ED-DT-1-11 con el Sistema de Aguas de la Ciudad de México. En particular se agradece a los ingenieros Ramón Aguirre Díaz, Fernando A. Ávila Luna y Alejandro Escobedo por las facilidades otorgadas. Los comentarios y sugerencias de Armando O. Hernández Valdés ayudaron a mejorar este trabajo.

Referencias

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Manuscrito recibido: Septiembre 11, 2014
Manuscrito corregido recibido: Febrero 10, 2015
Manuscrito aceptado: Febrero 15, 2015

Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana Volumen 67, núm. 2, 2015, p. 185-201 http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2015v67n2a4

Historia de la evolución deposicional del lago de Chalco, México, desde el MIS 3

Beatriz Ortega Guerrero^1,*, Ma. Socorro Lozano García², Margarita Caballero¹, Dimitris A. Herrera Hernández³

¹ Instituto de Geofísica, Universidad Nacional Autónoma de México. Ciudad Universitaria, 04510 México, D.F., México. ² Instituto de Geología, Universidad Nacional Autónoma de México. Ciudad Universitaria, 04510 México, D.F., México. ³ Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México. Ciudad Universitaria, 04510 México, D.F., México.

^* This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Resumen

Las secuencias sedimentarias lacustres constituyen registros naturales de los cambios climáticos y ambientales ocurridos en su entorno. En este tipo de archivos, las variaciones en los niveles lacustres frecuentemente están asociadas a variaciones climáticas. Sin embargo, en ambientes volcánicos y tectónicos activos, la sedimentación lacustre también puede estar influenciada por fenómenos asociados a estos procesos, ya que éstos pueden modificar el espacio en donde se acumulan los sedimentos, y ejercer un control en el volumen y tipo de material detrítico disponible para su remoción superficial. Por ello, es necesario analizar la influencia de procesos volcánicos y tectónicos para interpretar de manera más acertada la historia de los cambios ambientales y climáticos registrados en las secuencias sedimentarias lacustres en este tipo de ambientes. Además de esta información, a partir de los registros lacustres es posible analizar la recurrencia de la actividad volcánica de una región. La cuenca del lago de Chalco, ubicada en la parte central del Cinturón Volcánico Transmexicano, proporciona un sitio ideal para realizar estudios del impacto de la actividad volcánica y tectónica en la sedimentación lacustre. En este trabajo analizamos el registro sedimentario de los 26.7 m superiores de la secuencia lacustre, colectado a partir de 7 perforaciones con recuperación de núcleos en diferentes partes de la cuenca. En estas secuencias, determinamos la sucesión de facies sedimentarias y su distribución lateral, analizamos la distribución lateral de las mismas y la arquitectura sedimentaria, así como el impacto de la actividad volcánica y tectónica en el sistema lacustre. La escala temporal de estas secuencias es establecida a partir de fechamientos de radiocarbono, así como del reconocimiento de tefras marcadoras cuya edad es bien conocida. La secuencia compuesta abarca aproximadamente los últimos 60000 años (MIS 3-MIS 1). Se identifican 13 facies sedimentarias, agrupadas en tres categorías principales: 1) detríticas, 2) volcaniclásticas, y 3) biogénicas. Los depósitos volcaniclásticos están constituidos por 18 capas individuales de 1 – 50 cm de espesor, de los cuales dos de ellos corresponden a erupciones bien documentadas de los volcanes Popocatépetl y Nevado de Toluca. A partir del análisis de la información derivada de nuestros núcleos y la disponible en la literatura, nosotros sugerimos que el origen de la tefra llamada Gran Ceniza Basáltica, de edad entre ca. 27000 y 41000 cal A.P., es el volcán monogenético Teuhtli, ubicado en la parte SW de la planicie lacustre. La acumulación de los productos derivados de este volcán modificó la morfología de la cuenca y afectó la sedimentación lacustre y el impacto de esta actividad se registra en la asociación de diatomeas. Es probable que el depocentro de la cuenca, en la actualidad, localizado hacia la parte norte de la planicie lacustre, haya estado ubicado en una porción más al S, controlado por un fallamiento normal sinsedimentario activo hasta hace ca. 26500 años.

Palabras clave: Sedimentación lacustre, centro de México, ambientes volcánicos, tefracronología, Cuaternario.

Abstract

Lacustrine sedimentary sequences are natural archives of past climatic and environmental changes. Lake level fluctuations in these sedimentary records are frequently associated with climatic changes. However, in active volcanic and tectonic settings, lacustrine sedimentation may be altered by these processes by affecting the place of deposition and controlling the volume and type of detrital material available for removal by surface processes. In consequence, it is necessary to analyze volcanic and tectonic processes in order to achieve a better understanding of climatic and environmental changes in the lacustrine sedimentary sequences in this type of environment. Additionally, volcanic material preserved in lacustrine sequences document the recurrence of volcanic activity in a region. Lake Chalco basin, located in the central part of the Transmexican Volcanic Belt, offers an ideal site to evaluate the impact of volcanic and tectonic activity on lacustrine sedimentation. In this work, we analyze the uppermost 26.7 m of the lacustrine sequence collected in seven cores drilled in different parts of Lake Chalco. In the obtained sequences, we determined the sedimentary facies succession, established their lateral distribution, and analyzed the sedimentary architecture and the impact of volcanotectonic activity on the lacustrine system. The time scale was constructed from radiocarbon determinations and well dated marker tephras from the region. The composite sequence spans the last ca.60000 yr B.P. (MIS 3-MIS 1). Thirteen facies were recognized and grouped into three main categories: 1) detritic, 2) volcaniclastic, and 3) biogenic. Volcaniclastic deposits comprise 18 individual layers 1 – 50 cm thick, two of which are from well documented eruptions from Popocatépetl and Nevado de Toluca volcanoes. From our cores and other available information, we suggest that the monogenetic volcano Teuhtli, in the southwestern part of the Chalco lacustrine plain, is the origin of the so called Gran Ceniza Basáltica tephra, dated between ca. 27000 y 41000 cal B.P. The accumulation of Teuhtli derived products altered the basin morphology and affected the lacustrine sedimentation, which is observed in the diatom record. We suggest that an ancient depocentre was located south of the modern lake, and that its location was controlled by synsedimentary normal faulting, active until ca. 26500 years ago

Keywords: Lacustrine sedimentation, central Mexico, volcanic settings, tephrachronology, Quaternary.

1. Introducción

Las secuencias sedimentarias lacustres de la cuenca de México, ubicada en la parte central del Cinturón Volcánico Transmexicano (Figura 1a), han proporcionado registros 1984); de los cambios climáticos y ambientales ocurridos en esta región en los últimos miles de años (Bradbury, 1989; Lozano-García et al., 1993; Caballero y Ortega 1998; Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998). En ambientes volcánico-tectónicos activos, estos procesos pueden ejercer un control en la sedimentación lacustre, por lo que requieren ser evaluados para interpretar la historia de los cambios ambientales de una manera más acertada (e.g. Valero-Garcés et al., 1999; Sáez et al., 2007). Los procesos volcánicos y tectónicos pueden influir en la sedimentación lacustre al modificar la forma y estructura de la cuenca por emplazamiento de edificios volcánicos y sus productos asociados (coladas de lava y depósitos piroclásticos), por el colapso de los mismos y por el tectonismo. Así mismo, a actividad volcánica ejerce un control en el suministro materiales no consolidados que son fácilmente removidos a la cuenca, en el desarrollo de incendios en el entorno y en la química del agua por actividad hidrotermal y por el depósito directo de sus productos. Todos estos fenómenos pueden tener diferentes grados de impacto en los ecosistemas lacustres y terrestres.

La subcuenca de Chalco, al SE de la cuenca de México, se encuentra en una región caracterizada por la existencia de intensos y activos procesos volcánicos y tectónicos. El campo volcánico de la Sierra Chichinautzin, que forma el límite S de Chalco, contiene al menos 220 volcanes y productos asociados cuya edad es menor a 0.7 Ma

(Bloomfield, 1975; Martin del Pozzo, 1982; Lugo Hubp, aunque también han sido fechados depósitos con edades entre 0.09 y 1.2 Ma (Arce et al., 2013). Entre los más jóvenes, al menos 14 conos tienen una edad menor a 25000 años (Siebe et al., 2004). Por otra parte, la actividad Guerrero, volcánica de los últimos miles de años de estructuras más distantes, como la Sierra Nevada y el Nevado de Toluca, ha incluido erupciones plinianas que originaron la dispersión y el depósito de piroclastos en amplias regiones (Arce et al., 2005, 2013; Arana-Salinas et al., 2010; Rueda et al., 2013), algunos de los cuales han sido reconocidos en la cuenca de Chalco. La distribución espacial de las estructuras volcánicas está controlada por debilidades corticales, reconocidas tanto en la alineación de los edificios volcánicos (e.g. Fries, 1962; Cserna et al., 1988), como en los análisis geofísicos (e.g. Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989). En este escenario, el registro sedimentario del lago de lde Chalco ofrece una oportunidad tanto para evaluar el impacto del volcanismo en la sedimentación lacustre, como para fortalecer el desarrollo de una tefracronología para la región. Aun cuando existe información sobre la estratigrafía general de los sedimentos lacustres de la cuenca de Chalco a partir de excavaciones para estudios arqueológicos (e.g. Lorenzo y Mirambell, 1989), de la perforación de núcleos para estudios paleoclimáticos y paleomagnéticos (Ortega Guerrero, 1992; Lozano-García et al., 1993; Ortega-Guerrero et al., 2000; Sosa Nájera, 2001; Herrera Hernández, 2011; Correa-Metrio et al., 2013), y de registros de pozos de agua (e.g. Ortiz-Zamora, 2007), no se han establecido modelos de facies detallados ni se conoce la distribución lateral de las mismas.

Figura 1. Localización de la cuenca de Chalco. a) Extensión del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVT), y ubicación de la cuenca de México. El área azul representa la extensión máxima del sistema lacustre desarrollado en la cuenca, cuyo extremo SE fue ocupado por el lago de Chalco. b) Modelo de elevación de la cuenca de Chalco con algunas de las principales estructuras volcánicas mencionadas en este trabajo. La máxima extensión de los depósitos lacustres está representada por la cota 2300. c) Imagen de Google Earth con el detalle de la ubicación de los núcleos colectados. Las líneas naranjas indican la localización de los sondeos y los transectos de la figura 6.

En este trabajo establecemos la sucesión estratigráfica representativa de los ca. 26.7 m superiores de los depósitos lacustres en Chalco. La integración de análisis estratigráficos y sedimentológicos de secuencias sedimentarias continuas, obtenidas en diversas etapas de perforación de núcleos para análisis paleoclimáticos, permitió elaborar un modelo de la distribución lateral de las facies sedimentarias y una reconstrucción de la arquitectura de los sedimentos lacustres. En esta reconstrucción, se evalúa el impacto de la actividad volcánica en el sistema lacustre.

2. Ubicación y características geológicas

La cuenca de Chalco (19° 15’ N, 98° 58’ W, 2230 m snm), tiene un área aproximada de 1100 km², de los cuales ca. 240 km²corresponden a la planicie lacustre. Está limitada al N por los domos volcánicos de la Sierra de Santa Catarina, al E por la Sierra Nevada, formada por los estratovolcanes Popocatépetl, Iztaccíhuatl, Telapón y Tláloc, al S por el campo volcánico monogenético de la Sierra Chichinautzin, y al W por la divisoria por la que corre la avenida México-Tulyehualco, entre el cerro de la Estrella y el volcán Teuhtli, que la separa de la subcuenca de Xochimilco (Figura 1b).

La cuenca ocupa un graben ENE–WSW, cuyas fallas normales limitantes coinciden al N con la Sierra Santa Catarina y al S con un lineamiento paralelo entre el volcán Teuhtli y Topilejo (Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989; Rodríguez-Chávez, 2003). En este graben ha sido reconocido un alto estructural de orientación NE–SW, que coincide con el alineamiento de los volcanes Xico y Tlapacoya, y que dividen al graben en dos cuencas E y W (Urrutia-Fucugauchi y Chávez-Segura, 1991; Campos Enríquez et al., 1997).

El sistema lacustre ha experimentado variaciones en su profundidad y extensión a lo largo de su historia (e.g. Iglesias, 1902; Caballero-Miranda, 1995), y en la actualidad está reducido a un lago perenne en forma de C invertida de 1 a 2 m de profundidad.

3. Métodos

La estratigrafía de la cuenca de Chalco se ha analizado a través de la obtención de núcleos con recuperación casi continua de sedimentos. Esta recuperación de núcleos se llevó a cabo en dos etapas principales. En 1988–1989 se recuperaron cuatro secuencias (núcleos CHA-B, CHA-C, CHA-D y CHA-E), de longitudes entre 8 y 26 m y diámetros entre 5 y 8 cm. Los tres primeros fueron colectados utilizando un sistema de pistón tipo Livingston modificado.

El núcleo CHA-E fue recuperado utilizando un barril tipo Shelby de 4” de diámetro. Posteriormente, en la segunda etapa de perforación entre 2008 y 2011, se colectaron los núcleos CHA08-II, y CHA11-VII con el sistema Livingston, cuyas longitudes fueron 26.7 y 18 m, respectivamente, así como el núcleo CHA08-III con el sistema Shelby, de 90 m, del cual sólo incluimos datos de un segmento entre 16 y 26.7 m de profundidad. El núcleo CHA08-II presenta dos intervalos sin recuperación, debido a problemas durante la perforación causados por la presencia de horizontes de cenizas de gran espesor. Por ello, se colectó el núcleo CHA11-VII a una distancia menor de 10 m del sitio del CHA08-II, sin embargo, sólo se recuperó el intervalo faltante entre 12.74 y 18.00 m de profundidad.

Todos estos núcleos fueron colectados en porciones secas de la planicie lacustre, aunque actualmente el sitio del núcleo CHA-C se encuentra cubierto por el cuerpo de agua moderno (Figura 1c).

En los núcleos colectados se han llevado a cabo diversos análisis. En el núcleo CHA-B, el contenido de materia orgánica fue estimado a partir de la pérdida por calcinación (PPC) a 550 °C durante dos horas, en muestras colectadas cada 10 cm (Caballero y Ortega Guerrero, 1998). En 43 muestras de este núcleo se llevó a cabo el análisis de tamaño de partícula utilizando un analizador laser Coulter. Para ello, las muestras fueron cribadas en una malla de 500 μm para remover los restos orgánicos mayores, y dispersadas en baño ultrasónico añadiendo unas gotas de amonia para evitar la floculación. El análisis del contenido de diatomeas de este núcleo fue elaborado por Caballero-Miranda (1995) y publicado posteriormente (Caballero y Ortega Guerrero, 1998).

La susceptibilidad magnética (SM) es el único parámetro que se ha medido en todos los núcleos. En aquellos de la etapa 1988–1989, se colectaron muestras individuales de manera continua cada 2 cm, en cubos de acrílico de 2 cm de sección, y la SM fue medida en un sistema Bartington MS2. Una vez colectados los núcleos de la etapa 2008–2011 (CHA08-II, CHA08-III y CHA11-VII), éstos fueron enviados al Limnological Research Center (University of Minnesota) para su documentación. Los núcleos fueron seccionados longitudinalmente a la mitad, en una de las cuales se colectaron imágenes digitales de alta resolución con un sistema fotográfico DMT CoreScan. La SM fue medida en un sensor Bartington MS2-E cada 1 cm, y se expresa en unidades adimensionales SI.

Las facies sedimentarias fueron definidas en los núcleos de la etapa 2008–2011 a partir de observaciones visuales y al microscopio en frotis, siguiendo la metodología descrita por Schnurrenberger y colaboradores (2003). La cronología utilizada en este trabajo fue obtenida considerando la edad de las tefras marcadoras reconocidas y fechadas por ¹⁴C AMS para la región, así como las edades de ¹⁴C obtenidas en sedimento total por el método radiométrico en 7 muestras del núcleo CHA-B, y en 8 muestras del CHA-D. (Ortega Guerrero, 1992; Caballero y Ortega Guerrero, 1998). Las edades obtenidas fueron calibradas utilizando la base de datos de Reimer y colaboradores (2013).

4. Resultados

4.1. Facies sedimentarias

Se identificaron trece facies en los núcleos recuperados en 2008 – 2011, a partir de las observaciones y los parámetros analizados. Las facies sedimentarias descritas se han agrupado en tres clases principales, de acuerdo a sus componentes más abundantes: facies clásticas, facies volcaniclásticas y facies biogénicas (Tabla 1; Figura 2). Las facies clásticas, diferenciadas en el color, son las más abundantes e incluyen sedimentos limosos con cantidades variables de arcilla y arena, compuestos de feldespatos, cuarzo, anfíboles y minerales arcillosos. La textura de los sedimentos varía de masiva, bandeada a laminada (2 a 10 mm de espesor). Contienen proporciones variables de componentes biogénicos tales como gasterópodos, ostrácodos, diatomeas, restos de tejido herbáceo y leñoso, y partículas de carbón (facies 1 a 10). Estos sedimentos son derivados mayormente del intemperismo y la erosión por corrientes fluviales superficiales y deflación de rocas, depósitos volcaniclásticos y suelos expuestos en la cuenca, que depositan y acumulan estos materiales en el lago. Existen en cantidades menores minerales autígenos, como pirita, calcita y estruvita (Pi et al., 2010). Las facies volcaniclásticas (facies 11), particularmente abundantes en los 6 m superiores, incluyen depósitos de caída (tefras) que han sido reconocidas y descritas anteriormente (ver referencias en Tabla 1), y depósitos volcaniclásticos retrabajados. Estos depósitos suman 18 capas individuales que varían de 0.5 a 106 cm de espesor, aunque también se encuentran componentes volcaniclásticos diseminados en sedimentos lacustres en secciones de 10 a 110 cm de espesor. Incluyen depósitos de lapilli de pómez y ceniza, masivos a bandeados (Figura 2, facies 11). Los depósitos identificados de erupciones documentadas son los de la Pómez Toluca Superior, procedente del Nevado de Toluca (Bloomfield y Valastro, 1977; Ortega-Guerrero y Newton, 1998; Arce et al., 2003, 2005), y la Pómez Tutti Frutti del Popocatépetl (Siebe et al., 1996; Siebe y Macías, 2004; Espinasa-Pereña y Martin del Pozzo, 2006). Así mismo, se reconoce un depósito compuesto de bandas de ceniza media que alternan con bandas de sedimentos lacustres con ceniza fina, denominado informalmente Gran Ceniza Basáltica (Mooser y González Rul, 1961) o Tláhuac (Ortega-Guerrero y Newton, 1998), cuyo probable origen se discute posteriormente. Las facies biogénicas incluyen ooze de diatomeas (facies 12), en estratos masivos de 20 cm de espesor, a láminas menores a 0.5 cm de espesor incluidas en facies clásticas, así como ooze de ostrácodos (facies 13), que forman láminas discretas de < 1 cm de espesor.

La correlación entre los núcleos se llevó a cabo a partir de los perfiles de susceptibilidad magnética (SM), y con la identificación de los principales depósitos volcaniclásticos. Las 13 facies sedimentarias se agrupan en tres unidades litoestratigráficas, cuya profundidad está referida al núcleo CHA11-VII.

Unidad 1. (0.3 – 6.55 m)

Corresponde a la parte superior de los depósitos lacustres y está cubierta por, al menos, 30 cm de material altamente perturbado por las actividades agrícolas y por la deflación. La unidad está compuesta por las facies clásticas 3, 4.a, 4.b y 5 (Figura 3). Consiste en limo y limo arenoso con proporción variable de arcilla entre 5 y 35 % (media 15 %) (Figura 4). En ella se encuentran seis depósitos volcaniclásticos que forman capas discretas bien definidas, así como acumulaciones de lapilli de pómez, algunos de ellos intensamente alterados, definidos como la facies 11.2. Estos fragmentos de pómez se encuentran diseminados o formando bandas de 1 – 3 cm de espesor que presentan gradación inversa. Entre los depósitos volcaniclásticos de esta unidad se encuentran los de la Pómez Toluca Superior (PTS) y la Pómez Tutti Frutti (PTF), con la asociada Pómez Gris (Tabla 1). Los depósitos volcaniclásticos en esta unidad representan el 18 % del espesor. Los valores de PPC son variables, pero alcanzan los valores más altos de la secuencia, entre 2 y 65 % (media 29 %). La SM correspondiente a las facies clásticas es, en general, menor a 10 x 10^-6 SI, y los máximos corresponden a depósitos volcaniclásticos (Figura 4).

Unidad 2. (6.55 – 9.15 m)

Está caracterizada por el dominio de limo arcilloso

pardo grisáceo masivo a tenuemente laminado de las facies clásticas 9.a y 9.b y, en menor proporción, por la facies 4.b (Figura 2). Constituye la unidad con el mayor contenido de minerales arcillosos (hasta 32 %) (Figura 4). El contacto con la unidad superior es transicional, a lo largo de 10 cm de espesor. Una ceniza gris clara muy fina de 2 cm de espesor es el depósito basal de esta unidad. El contacto de esta ceniza con los sedimentos suprayacentes es gradual (Figura 2, facies 9a). En esta unidad los depósitos volcaniclásticos son escasos y representan tan sólo el 2.5 % del espesor. Presenta dos horizontes de depósitos volcaniclásticos de ceniza de 2 cm de espesor. El contenido de materia orgánica estimado por PPC varía entre 11 y 23 % (media 16.6 %). No hay presencia de ostrácodos ni gasterópodos. La susceptibilidad magnética correspondiente a las facies clásticas varía entre 10 y 30 x 10^-6 SI y los máximos corresponden a depósitos volcaniclásticos (Figura 4).

Unidad 3. (9.15 – ca. 26 m)

Esta unidad es la de mayor espesor. Incluye sedimentos dominados por limo, arcilloso o arenoso localmente, pardo, pardo grisáceo y pardo amarillo, bandeados (1 a 4 cm de espesor) a laminados (2 a 10 mm de espesor), que Tabla 1. Facies de los sedimentos del lago de Chalco.

Tabla 1. Facies de los sedimentos del lago de Chalco

Figura 2. Imágenes de alta resolución de las secciones de sedimento correspondientes a 12 de las facies descritas en el núcleo CHA11-VII de la cuenca de Chalco (Tabla 1). A) Restos de ostrácodos de la facies 3. B) Restos de gasterópodos, ostrácodos, concreciones de carbonato y fragmentos leñosos en el limo arenoso de la facies 5. C) Láminas tenues y discontinuas, y abundantes fragmentos de carbón de la facies 9a. D) Ceniza fina de la Pómez Toluca Superior.

Figura 3. Columna estratigráfica compuesta de los núcleos CHA11-VII (0.30-18 m), y CHA08-II (18.60-26.7 m). Ala izquierda, imágenes de alta resolución de los núcleos, obtenidas en un equipo DMT CoreScan. Se indica la posición de las tefras marcadoras Pómez Toluca Superior (PTS), Pómez Tutti Frutti (PTF), y Gran Ceniza Basáltica (GCB) o Tláhuac.

constituyen las facies 2 y 5 a 9. Pese a que conserva la laminación y el bandeamiento en una extensa porción de la secuencia sedimentaria, los contactos frecuentemente son irregulares y no paralelos (Figura 2, facies 7 y 8). En la facies 7 (a 14 y 25 m de profundidad), existen contactos que sugieren la exposición subaérea del sedimento, el desarrollo de marcas de desecación e intemperismo. El contacto entre esta unidad y la ceniza basal de la unidad 2 es irregular y abrupto, probablemente erosivo. La presencia de ostrácodos es una de sus principales características, que localmente forman oozes de 2 – 4 cm de espesor. La cantidad de materia orgánica inferida por PPC varía entre 1 y 65 % (media 15.2 %) (Figura 4). Contiene 10 capas de depósitos volcaniclásticos continuos compuestos por ceniza negra, cuyos espesores varían entre 2 y 15 cm. Sin embargo, el más conspicuo de ellos el más conspicuo es el que corresponde a la llamada Gran Ceniza Basáltica (GCB) o Tláhuac. Este depósito está constituido por bandas de ceniza negra de 5 – 18 cm espesor, intercaladas con bandas 1 – 1.5 cm de ceniza fina con limo gris. Debajo de esta secuencia, los sedimentos de la facies 10 están intercalados con cuñas y bandas irregulares de ceniza con las características texturales de la GCB a lo largo de 40 cm (Figura 2, facies 10). Los depósitos volcaniclásticos en esta unidad constituyen el 16 % del espesor. La susceptibilidad magnética correspondiente a las facies clásticas es en general menor a 10 x 10^-6 SI y los máximos corresponden a depósitos volcaniclásticos (Figura 4). En el núcleo CHA-B, la base de la GCB se encuentra a 18.7 m de profundidad, en tanto que en el CHA11-VII lo está a 15.4 m. En los núcleos CHA08-II y CHA11-VII, fueron colectados 11.3 m de sedimento debajo de la GCB. Asumiendo este espesor debajo de la GCB en el núcleo CHA-B, el espesor total de la secuencia lacustre analizada es de 30 m. Esta consideración se tomará en cuenta más adelante, cuando se discuta el modelo de edad.

5. Discusión

5.1. Modelo de edad

Las edades de ¹⁴C de los núcleos CHA-B y CHA-D (Figura 5, Tabla 2), abarcan entre 5608 y > 34000 cal A.P. (Ortega Guerrero, 1992; Caballero y Ortega Guerrero, 1998; Tabla 2). Dos excelentes marcadores estratigráficos de esta región cuya edad ha sido ampliamente documentada son los depósitos de pómez de caída originados por grandes erupciones plinianas, la Pómez Tutti Frutti (PTF) y la Pómez Toluca Superior (PTS). La edad de estos depósitos corresponde a 17670 cal A.P. (Ortega-Guerrero y Newton, 1998); y 12319 cal A.P. (García-Palomo et al., 2002; Arce et al., 2006), respectivamente. Esta última edad es cercana a la edad obtenida en el núcleo CHA-B debajo de este depósito, a 2.55 m de profundidad.



Figura 4. Estratigrafía y susceptibilidad magnética (SM) de la secuencia compuesta por los núcleos CHA11-VII y CHA08-II; así como estratigrafía, susceptibilidad magnética (SM), porcentaje de la fracción arcilla (< 2 μm) y pérdida por calcinación (PPC), del núcleo CHA-B. Las porciones en rojo en las curvas de SM corresponden a cenizas volcánicas.

Otros depósitos de caída reconocidos, aunque sin un control cronológico tan detallado como los anteriores, son la Gran Ceniza Basáltica (GCB), o Tláhuac, y la Pómez Ocre (PO) (Arana-Salinas et al., 2010). El sedimento 4 cm por arriba de la GCB en el núcleo CHA-B fechado por radiocarbono arrojó una edad > 34000 años A.P. (Lozano-García et al., 1993). En el sitio arqueológico de Tlapacoya (7.9 km al NE del núcleo CHA11-VII), un fragmento de madera debajo de la GCB fue fechado en 33500 +3200/2300 años A.P. (40969 a 34673 cal A.P.) (Lambert, 1986). En un núcleo colectado en la cuenca de Texcoco, un horizonte 76 cm por arriba de la GCB fue fechado por radiocarbono en 26135 años A.P. (29206 cal A.P.) (Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998). Por otra parte, Mooser (1997) reporta una edad de 28600 años A.P. (30697 cal A.P.), obtenida en un fragmento de madera bajo la GCB, en una excavación al pie del Cerro de la Estrella. Aunque las edades de radiocarbono asociadas al depósito de la GCB no son concluyentes, la edad de este depósito está constreñida aproximadamente entre ca. 27000 y 41000 cal A.P.

Las edades de las referidas tefras están en concordancia con las fechas obtenidas en los sedimentos lacustres. La extrapolación lineal de las edades del núcleo CHA-B indica que los sedimentos lacustres de los 26 m superiores alcanzan una edad de ca. 51000 cal A.P. (Figura 5). La superficie de la cuenca de Chalco ha experimentado intensas actividades agrícolas en las últimas décadas, por lo que se considera que la cima de las secuencias sedimentarias sin perturbación o erosión tienen una edad entre 4000 a 5000 cal A.P. (Caballero y Ortega Guerrero, 1998). Las tasas de sedimentación, calculadas mediante una regresión lineal entre los horizontes fechados de los núcleos CHA-B y CHA-D, varían entre 0.21 y 0.80 mm/año. Con las edades disponibles en el núcleo CHA-B, el límite entre las unidades 3 y 2 se ubica en ca. 26500 cal A.P., y entre las unidades 2 y 1 en ca. 22000 cal A.P.

Tabla 2. Edades de radiocarbono de sedimentos del lago de Chalco y tefras marcadoras.

^* Base de datos usada INTCAL13 Reimer et al. (2013). ^a Edad reportada para la Pómez Toluca Superior (PTS), García-Palomo et al. (2002) y Arce et al. (2003). ^b Edad reportada para la Pómez Tutti Frutti (PTF), Ortega-Guerrero y Newton (1998). AA: University of Arizona, USA; WAT: University of Waterloo, Canada; GX: Geochron Laboratories, Krueger Enterprises.

5.2. Correlación entre núcleos y arquitectura sedimentaria.

La correlación entre las diferentes secuencias colectadas en los núcleos se basa en criterios litoestratigráficos y sedimentológicos, es decir, en la identificación de la continuidad lateral de las facies y los límites entre las unidades, el reconocimiento de las tefras marcadoras de la región, y las variaciones de los perfiles de susceptibilidad magnética, en cuyos picos se identifican los horizontes de referencia C2 a C10 (Figura 6).

En el núcleo CHA-B se localizan los mayores espesores de las unidades y subunidades de las secuencias sedimentarias, por lo que para el conjunto de registros analizado representa la ubicación del depocentro, principalmente antes del depósito de la Unidad 2. Hacia el S del núcleo CHA-B en la cuenca lacustre, los espesores de la Unidad 3 se adelgazan (Figura 6). En la Unidad 3, los espesores de los depósitos lacustres no sólo son de mayor espesor en el núcleo CHA-B, también se encuentran a mayor profundidad. El espesor de los sedimentos entre los niveles de referencia C5 y C9 son casi 37 % más delgados en el núcleo CHA11-VII que en el CHA-B. Por otra parte, el horizonte de referencia C10 se encuentra en el núcleo CHA-B a 4.7 m por debajo de su profundidad en el núcleo CHA11-VII, en tanto que la base de la GCB presenta una diferencia de altura de 3.2 m entre ambos núcleos. El horizonte de la facies 8 entre 24.5 y 25.5 m de profundidad en el núcleo CHA11-VII, está ausente en el núcleo CHA-B. Es probable que una falla normal sinsedimentaria de dirección E-W entre la ubicación de los núcleos CHA-B y CHA-C, sea responsable del desfase de profundidad de los sedimentos (Figura 6). Este fallamiento sería paralelo a la falla Santa Catarina, inferida por Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera (1989). Considerando este desfase en la profundidad de los sedimentos, es probable que la edad de los 26.7 m de la secuencia en la columna compuesta colectada en los núcleos CHA08-II, CHA08-III y CHA11-VII alcancen una edad de ca. 60000 cal A.P., que corresponde al inicio del estadio isotópico marino MIS 3 (Andersen et al., 2004).

Figura 6. Correlación de facies de la secuencia estratigráfica lacustre de los 26.7 m superiores de Chalco en secciones S-N y NW-SE, a partir de los perfiles de la SM y horizontes marcadores (C1 a C10) y las tefras Pómez Toluca Superior (PTS, línea roja), Pómez Tutti Frutti (PTF, línea verde) y Gran Ceniza Basáltica (GCB, área gris), de los núcleos discutidos en este trabajo. El perfil de la SM en azul corresponde a una porción del núcleo CHA08-III. Se indican las edades calibradas A.P. (cursivas) de los sondeos CHA-B y CHA-D. En la sección S-N, las facies de la Unidad 3 presentan los mayores espesores y se encuentran a mayor profundidad, por lo que se infiere una falla sinsedimentaria activa hasta antes del depósito de la Unidad 2. En la parte superior de cada sección se muestra la distancia entre cada pozo.

En las unidades 2 y 1 disminuye la diferencia en los espesores y en la profundidad de los horizontes de referencia en las mismas, lo que sugiere el cese del fallamiento normal entre las unidades 2 y 3. En los depósitos lacustres colectados en la parte N (núcleo CHA-C), el espesor de las unidades disminuye debido a menores tasas de sedimentación.

En dirección NW–SE sólo es posible analizar la continuidad lateral de los sedimentos por arriba del horizonte de referencia C3 (Figura 6). En esta dirección se observa el engrosamiento de aproximadamente 20 % de las unidades superficiales 1 y 2 hacia el extremo SW, en el núcleo CHA-E. Entre la secuencia de los núcleos CHA-B y CHA-E, encontramos el adelgazamiento de todas las unidades en la secuencia del núcleo CHA-D. Así mismo, los horizontes de referencia C2 y PTF están entre 2 y 2.4 m más profundos que en el núcleo CHA-E. Por otra parte, el horizonte de referencia C1 (ooze de diatomeas) está ausente en el núcleo CHA-E. Esto sugiere que ocasionalmente en épocas de bajos niveles de la lámina de agua, el lago de Chalco se separó en dos cuerpos al E y el W del Xico, de los cuales el del lado E ocupó una depresión ligeramente más profunda que la del sector W.

El lago moderno indica la posición del actual depocentro, en el que se encuentra cercano al sitio del núcleo CHA-C. Del análisis de los registros, se desprende que el depocentro de la cuenca de Chalco se ha desplazado hacia el norte. De acuerdo con Ortiz-Zamora (2007), la depresión en la que se ubica el actual lago se debe a la subsidencia por la extracción de agua de catorce pozos, cuya operación inició en 1984.

5.3. Registro de actividad volcánica y su impacto en el sistema lacustre.

La historia de la actividad volcánica explosiva en la parte sur de la cuenca de México ha quedado registrada, al menos parcialmente, en las 18 capas individuales de ceniza reconocidas en los sedimentos lacustres de Chalco. Siebe y colaboradores (2004, 2005), han estimado que en los últimos 25000 años al menos 14 volcanes monogenéticos se han formado en la Sierra Chichinautzin, en tanto que en el mismo periodo han ocurrido al menos 7 erupciones plinianas del Popocatépetl y 2 del Nevado de Toluca. Esta actividad volcánica, ocurrida en la vecindad de la ciudad de México, tiene un periodo de recurrencia de < 1050 años. En el núcleo CHA-B, entre la PTS (12319 cal A.P.) y el horizonte fechado en 30099 cal A.P. se reconocieron 11 tefras, lo que indica un periodo de recurrencia de actividad explosiva para este intervalo temporal de ca. 1600 años.

Esta estimación puede considerarse como un periodo de recurrencia mínimo, considerando que esta estimación abarca un periodo de ca. 17780 años y no incluye los últimos ca. 12000 años, así como también la posibilidad de que la actividad explosiva haya ocurrido fuera de la trayectoria de los vientos dominantes, o que el registro de la misma en la secuencia lacustre no haya sido conservada por procesos erosivos. Pese a ello, si se tiene en cuenta que la edad del volcán más joven de la Sierra Chichinautzin, el Xitle, tiene una edad de 1670 años A.P. (Siebe, 2000), la consideración del retraso en la siguiente erupción en la Sierra Chichinautzin propuesta por Siebe y colaboradores (2005), es reforzada por el registro de la secuencia lacustre en Chalco.

Para los depósitos volcánicos identificados en la secuencia lacustre analizada, la estructura volcánica que les dio origen es mayormente desconocida. Como se menciona anteriormente, las tefras utilizadas como marcadores estratigráficos en la región que han sido reconocidas en la secuencia lacustre analizada son las PTS del Nevado de Toluca, la PTF del Popocatépetl, y la llamada Gran Ceniza Basáltica, GCB o Tláhuac, cuyo origen se discute posteriormente. Otro marcador estratigráfico utilizado en la región es la Pómez Ocre, originada por el Popocatépetl (Arana-Salinas et al., 2010), a la cual podría corresponder el depósito de lapilli encontrado a los 10 cm del inicio de la secuencia sedimentaria. Sin embargo, ya que la planicie lacustre se ha usado de manera intensiva para la agricultura cuando no está cubierta por el cuerpo de agua, los sedimentos lacustres de la parte superior frecuentemente se encuentran perturbados y tanto la estratigrafía como las edades menores a 5 mil años son poco confiables, lo que dificulta el análisis de los depósitos más jóvenes.

El conjunto de depósitos volcaniclásticos asociados a la GCB está caracterizado por presentar capas de hasta 18 cm de espesor de ceniza, intercaladas con bandas de sedimento compuesto por ceniza y limo (Tabla 1). En el núcleo CHA11-VII, los 65 cm inferiores contienen las capas de mayor espesor de ceniza, entre 5 y 18 cm, y en los 31 cm superiores el espesor de las capas de ceniza disminuye, entre 10 y 5 cm, y aumenta la frecuencia de las bandas de ceniza y limo. En todo este intervalo de 96 cm, la susceptibilidad magnética presenta valores mayores a 100 x 10^-6 SI. En el núcleo CHA08-III, el espesor de este conjunto de depósitos volcaniclásticos es de 70 cm, aunque es posible que en este núcleo el método de perforación haya compactado los sedimentos. En el núcleo CHA-B, el espesor de este depósito fue descrito originalmente de 54 cm (Lozano-García et al., 1993; Ortega-Guerrero y Newton, 1998); sin embargo, el intervalo que presenta valores de susceptibilidad mayores a 100 x 10^-6 SI es de 70 cm. Esta secuencia no fue colectada en el núcleo CHA08-II, debido a problemas de recuperación durante la perforación. En otros sitios de las cuencas de Chalco y Texcoco se ha reconocido también este depósito volcaniclástico (Figura 7). En el sitio arqueológico de Tlapacoya, en el borde N de la cuenca de Chalco, tiene un espesor máximo de 55 cm (Lambert, 1986). En la cuenca de Texcoco, en el núcleo TxB tiene un espesor de 43 cm (Lozano García y Ortega Guerrero, 1998), en tanto que en Santa Isabel Iztapan el espesor observado fue de 17 cm (Huddart y González, 2006). Mooser (1997) reporta el reconocimiento de esta tefra en diferentes puntos de la ciudad de México, con espesores entre 60 y 40 cm.

Figura 7. Mapa de isopacas sobre imagen de Google Earth de la tefra Gran Ceniza Basáltica (GCB) o Tláhuac, de acuerdo a lo espesores reportados por diversos autores. 1) Esquina Reforma y Río Elba, 2) Catedral, 3) Pantitlán y 4) Cerro de la Estrella (Mooser, 1997); 5) Santa Isabel Iztapan (Huddart y González, 2006); 6) núcleo TxB (Lozano García y Ortega Guerrero, 1998); 7) Tlapacoya (Lambert, 1986); 8) núcleo CHA-B (Lozano-García et al., 1993); 9) núcleos CHA08-III y CHA11-VII (este trabajo). Se indica la localización de la Sierra de Santa Catarina y el anillo de toba Xico. La edad de la GCB está constreñida entre ca. 27000 y 41000 cal AP.

El origen de la GCB es aún desconocido. Mooser (1967) propuso que el origen de esta tefra podría ser el Popocatépetl y, posteriormente, la asocia a la Sierra de Santa Catarina (Mooser, 1997). Sin embargo, al analizar la distribución de los espesores reportados para esta tefra, se observa que el espesor de este depósito es mayor en las secuencias al S de la cuenca de Chalco (núcleos CHA08III y CHA11-VII), y disminuye hacia el N, lo que sugiere una fuente localizada hacia el S de los sondeos realizados. Consideramos que un probable origen de la misma es el volcán monogenéticoTeuhtli, cuyo cráter se encuentra a 6.5 km al SW de los núcleos CHA08-III y CHA11-VII (Figura 1b). El Teuhtli es una estructura volcánica que posee un cono de ceniza casi perfecto que se eleva por arriba de 460 m sobre la planicie lacustre, en la cima de un escudo de lava. Siebe y colaboradores (2005), reportan la presencia de las tefras PTF y la asociada Pómez Gris sobre un paleosuelo desarrollado a partir de los productos del Teuhtli, en tanto que un paleosuelo encontrado bajo los depósitos del volcán Teuhtli fue fechado en 34020 cal A.P. (Guilbaud et al., 2015). Esta edad es consistente con la estimación de la edad mencionada en la sección anterior para la GCB. De ser el Teuhtli el origen de la GCB, la distribución de las isopacas de esta tefra en las cuencas de Chalco y Texcoco podría ser como la ilustrada en el Figura 7.

El impacto que tuvo la acumulación de la GCB en el sistema lacustre se observa tanto en la secuencia sedimentaria como en el registro de diatomeas. En el núcleo CHA11-VII, la falta de paralelismo en la estratificación y los lentes y cuñas de ceniza observados en los sedimentos que subyacen a esta tefra (Figura 2, facies 10), son debidos a la deformación por carga ejercida por el depósito de la tefra sobreyaciente y a la inyección del mismo material en los depósitos lacustres. En el registro de diatomeas del núcleo CHA-B (Caballero y Ortega Guerrero, 1998), antes de la caída de la GCB las especies dominantes son de afinidad alcalina y halófilas, representadas por Nitzschia frustulum y Cyclotella meneghiniana, y las especies planctónicas están ausentes. Sin embargo, por arriba de la GCB, aparecen diatomeas planctónicas circumneutrales (especies pequeñas de Stephanodiscus, así como Stephanodiscus niagarae), lo que indica un ligero aumento en el nivel lacustre. Es probable que este aumento en el tirante del cuerpo de agua haya sido originado por una reducción en el volumen y la extensión de la cubeta lacustre por la acumulación de los materiales producidos por el Teuhtli.

Entre los ca. 22000 y 17000 cal A.P., el impacto de la actividad volcánica en el registro de diatomeas está marcado por alternancias de condiciones de agua dulce a ácidas (Caballero y Ortega Guerrero, 1998). Hacia el final del glacial ocurre el depósito de la PTF, cuyo efecto en el registro de diatomeas se observa únicamente como un ligero aumento en las especies planctónicas. Los cambios en las condiciones del lago posteriores al depósito de la PTF parecen estar controlados por condiciones climáticas y no a consecuencia del emplazamiento de esta tefra.

El efecto que pudo tener en el lago la actividad de las estructuras volcánicas más cercanas a la planicie lacustre es incierto, ya que no existen fechamientos absolutos de sus depósitos. Entre estas estructuras de edad sin determinar se encuentran los domos que forman la Sierra de Santa Catarina, que constituyen la divisoria N de la cuenca de Chalco, ubicados a una distancia mínima de 8.5 km de los núcleos CHA08-II, CHA08-III y CHA11-VII. Martin del Pozzo (1990), y Lugo-Hubp y colaboradores (1994), consideran que la actividad más joven de esta sierra puede ser cercana a 20000 años. Otra de estas estructuras volcánicas es el anillo de toba del Xico, emplazado en la parte central de la planicie lacustre, a 3.75 km de los núcleos CHA08-II, CHA08-III y CHA11-VII. Sobre ella ha sido reconocida la tefra PTF (C. Siebe, com. personal, febrero 2014), lo que indica que tiene una edad anterior a 17670 cal A.P. En el registro analizado no se reconoce una perturbación mayor que pueda estar asociado a la formación de algunos de estos aparatos volcánicos.

6. Conclusiones

Se identificaron trece facies en los núcleos recuperados en las campañas de 2008 – 2011, que se han agrupado en tres clases principales, de acuerdo a sus componentes más abundantes: facies clásticas, facies volcaniclásticas y facies biogénicas.

La extrapolación lineal de las edades de la secuencia sedimentaria colectada en el núcleo CHA-B indica que los 26 m superiores de sedimentos tienen una edad aproximada de 51000 cal A.P., y la secuencia compuesta colectada en los núcleos CHA08-II, CHA08-III y CHA11-VII podría alcanzar 60000 cal A.P., que corresponde al inicio del MIS 3. En el núcleo CHA-B se localizan los mayores espesores de las unidades y subunidades de las secuencias sedimentarias, por lo que para el conjunto de registros analizado representa la ubicación de depocentro, principalmente antes del depósito de la Unidad 2. La arquitectura de los sedimentos lacustres de Chalco ha estado controlada por cambios en la cubeta lacustre causados por el emplazamiento de productos volcánicos, subsidencia tectónica, y subsidencia por la extracción de agua a través de pozos en época histórica.

Es probable que un fallamiento normal sinsedimentario de dirección E–W entre la ubicación de los núcleos CHA-B y CHA-C, sea el responsable de la arquitectura de los sedimentos. Este fallamiento normal estuvo activo en la Unidad 3, pero cesa su actividad entre las unidades 2 y 3, es decir alrededor de los ca. 26500 cal A.P.

La actividad volcánica registrada entre 12319 y 30099 cal A.P. en los sedimentos lacustres de Chalco tiene un periodo de recurrencia ca. 1600 años, que resulta cercana a la edad del Xitle, el más joven en la Sierra Chichinautzin, lo que refuerza la idea del retraso en la siguiente erupción en este campo monogenético (Siebe et al., 2005).

La edad estimada y la distribución de la Gran Ceniza Basáltica en las cuencas de Chalco y Texcoco indican que su origen más probable sea el volcán Teuhtli. El depósito de esta tefra en el sitio del núcleo CHA11-VII deformó y perturbó la sedimentación lacustre previa. El aumento de diatomeas planctónicas en el núcleo CHA-B sugiere una disminución en la extensión de la cubeta lacustre, acompañada de ligero aumento en el tirante de agua.

La documentación de la actividad volcánica durante el Cuaternario en el sur de la cuenca de México representa un reto para el conocimiento de la evolución geológica de la región. Los esfuerzos que se llevan a cabo en los últimos años por diversos autores para establecer una detallada tefracronología de esta región, a los que se suman los análisis en curso de los depósitos volcánicos intercalados en la secuencia sedimentaria lacustre, facilitarán la identificación del origen y la determinación de la edad de la actividad volcánica en la vecindad de la cuenca de México.

Agradecimientos

Este trabajo fue posible gracias al financiamiento de los proyectos de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM) DGAPA-PAPIIT IN220609, IN109012, IN101513 y IN107013, así como del CONACyT 130963. Agradecemos a Anders Noren y Kristina Brady, del LacCore, University of Minnessota, por su asistencia en la documentación inicial de los núcleos. También agradecemos a Alejandro Rodríguez, Antonio González, Susana Sosa y Daniel Villanueva por su ayuda en la obtención de núcleos. Teodoro Hernández asistió en la fabricación de herramientas y en el apoyo logístico para llevar a cabo la perforación de núcleos. D. Herrera Hernández, gozó de una beca del Instituto Panamericano de Geografía e Historia y obtuvo apoyo del Posgrado en Ciencias de la Tierra (UNAM), para llevar a cabo sus estudios de maestría. Los autores agradecen a Juana Vegas y Blas Valero por sus comentarios y sugerencias, que contribuyeron a mejorar este trabajo.

Referencias

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Manuscrito recibido: Abril 29, 2014.
Manuscrito corregido recibido: Diciembre 5, 2014.
Manuscrito aceptado: Febrero 2, 2015.