Bol. Soc. Geol. Mexicana, Tomo XXXVIII, No. 1, pp. 40-57, Junio 1977

Estudio Petrológico de la Lava de la Parte Noreste del Pedregal de San Ángel, D.F.

http://dx.doi.org/10.18268/BSGM1977v38n1a4

Ramón R. Badilla Cruz*

*Comisión de Fomento Minero e I.P.N.

1. Introducción

Este trabajo se hizo con el objeto de investigar en las lavas de la última actividad volcánica en la Cuenca de México, sus estructuras y su petrografía, a fin de establecer un modelo de interpretación de derrames de mayor antigüedad.

El derrame lávico, conocido con el nombre de "Pedregal de San Ángel", se localiza al sur de la Ciudad de México. Se encuentra limitado aproximadamente al norte y noreste por la Delegación de Coyoacán; al noreste por Contreras; al sureste por Tlalpan, y al sur por la Sierra Chichinautzin.

El área objeto del presente estudio, comprende la parte noreste del Pedregal de San Ángel y se encuentra limitada prácticamente al norte y noreste por la Avenida Miguel Ángel de Quevedo y Pacífico, respectivamente, al sur por las Colonias de Peña Pobre y las Canteras Puente de Piedra e Isidro Fabela, que comprenden a la Delegación de Tlalpan; al este la Calzada de Tlalpan, y al poniente la avenida Insurgentes. (Plano 1).

Sus vías son abundantes debido a las colonias enclavadas con casi todos los servicios de urbanización; pero las principales vías de acceso son la Avenida Insurgentes, la Calzada de Tlalpan, Avenida Miguel Ángel de Quevedo, Pacífico y el Anillo Periférico.

2. Trabajos previos

El trabajo más antiguo relacionado directamente con el Pedregal de San Ángel, fue publicado en 1890 por el gran Geólogo mexicano Don Ezequiel Ordóñez, el que hace una ligera descripción de la lava; hace referencia a las arrugas y dice que éstas nos dan direcciones de flujo de la lava; trata además con gran detalle la existencia de grutas o "pequeñas cuevas", túneles, y hace la descripción megascópica y microscópica del derrame y lo clasifica como basalto.

Schmitter (1953), hizo un estudio sobre la antigua fisiografía de la zona invadida por la lava; estudió con gran detalle las "Grutas en lava"; túneles de San Pedro El Negro y del Gorrión e hizo un estudio petrográfico y petroquímico basado en seis muestras colectadas en un corte frente al perímetro que ocupa la Facultad de Ingeniería en la Ciudad Universitaria; en este corte establece la diferencia de dos zonas vesiculares, una con un espesor de dos metros a partir del piso donde la roca se observa compacta con poca proporción de vesículas, y en los otros dos metros dice "el carácter vesicular se va haciendo más conspicuo hasta la superficie cerca de la cual adquiere la típica estructura"; clasifica la roca en basalto de olivino con afinidad alcalina y le asigna una edad de 2500 años a 5000 años por estar descansando sobre la Formación Totolzingo.

Arellano (1948), hizo una compilación de los análisis químicos de 11 muestras colectadas por diferentes investigadores, en los volcanes Popocatépetl, Ixtaccíhuatl, Xico (Chalco), Cantera de Santa Catarina, Cerro Tlapayoca (oriente de Amecameca), Mina Santa Cecilia (Tlalnepantla), Mina Puentes de Vigas y una colectada en el Pedregal de Tlalpan, que clasificó como basalto libre de hiperstena.

Libbi (1955), investigador de la Universidad de Chicago, determinó la edad de materia orgánica encontrada en la base del derrame por el Método Carbono 14, y le dió una edad de 2400 años con tolerancia de 100 años.

Plano 1

El último trabajo publicado con relación al Pedregal de San Ángel, fue realizado por J.L. Lugo (1970 Tesis Profesional E.S.LA.), en el que sostiene que la mayor parte de la lava es de tipo Aa. El autor no observó en el área estudiada lava de este tipo, solamente pahoahoe; lava tipo Aa, la observó en la porción sur del Xitle pero está reducida a una pequeña parte.

3. Actividad volcánica en el Valle de México

3.1. Oligoceno Superior-Mioceno

La actividad volcánica más antigua en el Valle de México, está representada por una serie de andesitas basálticas, andesitas de piroxeno, andesitas porfídicas de hornblenda, dacitas y traquiandesitas de hornblenda que corresponden a la Formación Xochitepec. Fries (1960) supone que esta formación yace sobre los depósitos clásticos del Grupo Balsas, cuya_ parte superior corresponde a la cima del Oligoceno; por esta razón le asigna una edad del Oligoceno Superior al Mioceno. A esta formación pertenecen las rocas de la Sierra de Xochitepec, base de la Sierra de Guadalupe, Cerro de Chapultepec, Cerro del Peñón de los Baños, Cerro de Zacaltepec, y las traquiandesitas que están expuestas al occidente del Ixtaccíhuatl y la base oriental del Ajusco.

3.2. Plioceno

Posteriormente en el Plioceno hubo otra actividad volcánica que está representada por una andesita de piroxeno que actualmente corona la cima del Ixtaccíhuatl, del Ajusco, y de la Sierra de las Cruces, que por hallarse estratigráficamente abajo de la Formación Tarango del Plioceno Superior y descansando discordantemente sobre una sucesión de lavas, brechas y conglomerados que se cree son del Plioceno Inferior, Mooser (1962) le asigna una edad Plioceno Medio.

Esta edad le asigna e! mismo autor a rocas de composición dacítica que constituyen las cimas elevadas de la Sierra de Guadalupe porque estas lavas se derramaron sobre tobas, lavas y brechas andesíticas más antiguas, y por hallarse estratigráficamente sobre ellas la Formación Tarango.

3.3. Pleistoceno

Después de una aparente calma de la actividad volcánica en el Plioceno Superior, reaparece nuevamente en el Pleistoceno y en este piso está representada por un gran número de conos, unos perfectos, otros ligeramente erosionados, esparcidos sobre todo el Valle y sus alrededores. Representantes de este vulcanismo pleistocénico serían los volcanes de Santa Catarina, parte superior del Popocatépetl y una serie de volcanes jóvenes que se extienden a lo largo de la Sierra de Chichinautzin hasta Chalco, cuyos aparatos forman conos cineríticos, estratovolcanes, domos y escudos. Esta actividad pleistocénica fue de composición basáltica.

3.4. Reciente

La última actividad volcánica en el Valle de México fue en tiempos históricos 2400 años antes del presente y está representada por el derrame de composición basáltica conocido con el nombre de Pedregal de San Ángel; tuvo su origen en la pendiente norte de la Sierra de Chichinautzin y se extiende aproximadamente unos 13 o 14 km. hacia el norte. En el lugar donde el magma alcanzó la superficie se encuentra un cono cinerítico conocido actualmente con el nombre de Xitle y hay evidencias de actividad explosiva, tanto antes como después de la efusión de la lava.

4. Descripción de las estructuras de la lava

4.1. Vesículas

El estudio de esta estructura se hizo tanto en planta como en sección, Al norte del área se estudiaron las Canteras de Copilco y Cerro de la Escondida; al sur las Canteras Puente de Piedra y Ampliación Isidro Fabela. (Plano 2),

En todas las canteras se logró diferenciar tres zonas de vesículas que se ilustran en la Figura 1, denominadas Zona Inferior, Zona Intermedia y Zona Superior.

Figura 1.

4.1.1. Zona Inferior

Tiene un espesor máximo de 60 cm, caracterizada por vesículas alargadas de 0.5 a 2.0 cm. que se presentan inclinadas hacia la dirección de flujo de la lava y otfas escasas de mayor longitud. Esta zona vesicular inferior, se formó debido a que al fluir la lava sobre una superficie húmeda o ligeramente húmeda, formó gases que trataron de salir verticalmente" a la superficie, pero como la lava llevaba escasa velocidad, hizo que estas burbujas tomaran cierta inclinación en el sentido del flujo.

4.1.2. Zona Intermedia

Caracterizada por tener mayor espesor que las otras dos y escasas vesículas distribuidas irregularmente, la mayoría muy pequeñas y de forma esférica. En la parte superior de esta zona se observan vesículas pequeñas sucesivas y contiguas, horizontales e inclinadas y muy escasas vesículas grandes con tamaños variables entre 10 y 40 cm de longitud con estalactitas de 1.5 a 0.5 cm y un ancho de 0.3 a 2 cm.

La escasez relativa de vesículas en esta zona se debe a que fue la parte del derrame que tardó más en consolidarse; razón por la cual casi todos sus gases emigraron hacia la parte superior del derrame. La esfericidad de las escasas vesículas nos indican que la lava en esta parte se movía muy lentamente o se hallaba inmóvil en el momento de la consolidación.

4.1.3 Zona Superior

Se caracteriza por tener vesículas más abundantes, notándose que en la base las vesículas empiezan a presentar una distribución más regular y un alargamiento, inclinándose en la dirección del flujo; el tamaño y la abundancia aumenta hacia arriba. En su parte media las vesículas se observan más grandes, de formas irregulares y alargadas, guardando paralelismo con la superficie de la lava; además presentan numerosas estalactitas y estalagmitas y algunas se comunican por fracturas horizontales, siguiendo un paralelismo. Unos 30 cm, antes de la superficie, las vesículas se vuelven más pequeñas, alargadas y más abundantes. (Ver Figura 2).

Figura 2.

En esta última zona hay mayor concentración de vesículas, porque los gases formados en la parte inferior del derrame debido a su baja densidad y temperatura, trataron de salir y emigraron acumulándose en la parte superior y su alargamiento se debe a que la lava en la superficie o cerca de ella llevaba una mayor velocidad, ya que éstas son paralelas a la dirección de flujo. La existencia de vesículas muy grandes, paralelas y alargadas, algunas comunicadas por diaclasas horizontales, nos indica, según McDonald (1970), que en la formación de éstas influyó bastante el cizallamiento.

Plano de localización de los principales afloramientos estudiados.

La presencia de estalactitas, se debe a que en el exterior de la vesícula, la roca ya estaba cristalizada, mientras que en el interior permanecía aún fundida, posiblemente por el calentamiento de los gases; otra observación en apoyo de lo anteriormente expuesto, es el hecho de haber encontrado en algunos lugares bloques inclinados con estalactitas con crecimiento inclinado a la superficie de enfriamiento del bloque.

4.2. Tubos de Explosión o Respiraderos

El estudio de esta estructura, se hizo en las canteras de Cerro de la Escondida, Cuicui1co, Ciudad Universitaria, Estadio Azteca, Puente de Piedra, Isidro Fabela, Copi1co, etc., (Plano 2) y se observó que en canteras, los tubos de explosión tienen distinta forma tales como formas de cilindro (Figura 3), doble embudo (Figura 4), paraguas (Figura 5) y forma irregular (Figura 6).

Figura 3. Tubo de explosión en forma de cilindro.

Figura 4. Tubo de explosión en forma de doble embudo, que se localiza en la cantera Puente de Piedra.

Figura 5. Tubo de explosión en forma de paraguas.

Se caracterizan en las canteras por tener una gran concentración de vesículas, alrededor de ellos con alargamiento paralelo a su configuración; además presentan vesículas alineadas y contiguas, oblicuas a la forma del tubo y lahas que terminan en filo, que salen a partir de vesículas sucesivas y contiguas inclinadas como se ilustra en la Figura 7.

Estaslahas en su mayoría presentan concavidad hacia abajo, aunque también las hay que presentan concavidad hacia arriba (Figura 8), en algunas partes se ha observado, en estas lahas, relices planchados como consecuencia de deslizamientos durante su etapa semi-líquida, ya que en la superficie de los relices se observan pequeñas burbujas. Estos tubos cortan al derrame desde su base hasta la superficie más o menos verticalmente, pero algunos presentan cierta inclinación en su parte superior en el sentido de la corriente; en las canteras donde hay dos o más derrames existen algunos que cortan un solo derrame, como se ilustra en la Figura 9, aunque se ha observado que algunos cortan dos o más derrames (Figura 10); esto se debe a que las emisiones de lava se sucedieron casi al mismo tiempo y cuando todavía no se exti n~uía la actividad del rubo formado en el primer derrame, vino OtrO flujo de lava y éste también fue atravesado por los gases. Frente a la Facultad de Filosofía y Letras en Ciudad Universitaria y en la parte occidental de la cantera Puente de Piedra, se observaron tubos de explosión que salen originados en la base de derrames posteriores (Figura 11); en algunos se observan estructuras parecidas a los dedos de pahoehoe y esto se debe a escurrimiento de lava que penetró por los huecos del tubo (Figura 12).

Figura 6.Tubo de explosión de forma irregular, localizado en la Cantera Isidro Fabela.

Figura 7. Lahas de un tubo de explosión que terminan en filo y que nacen a partir de vesículas alineadas y contiguas; además se aprecian abundantes vesículas cerca del tubo, y menos lejos del mismo.

Figura 8. Tubo de explosión localizado en la cantera Cerro de la Escondida, donde se pueden observar capas que terminan en punta y su concavidad hacia abajo y hacia arriba.

Figura 9. Muestra dos derrames. El inferior cortado desde la base hasta la superficie por tubos de explosión; este corte se localiza en la cantera Puente de Piedra.

Figura 10. Cuatro derrames cortados por un tubo de explosión en la cantera Puente de Piedra.

Figura 11. Tubo de explosión que se origina en la base de un derrame posterior en la cantera Puente de Piedra.

Figura 12. Gota de lava semejando un dedo de pahoehoe.

En algunos lugares, el techo de éstos se encuentra caído, dando la impresión en la superficie de que son antiguos túneles de lava (Figura 13).

Figura 13. Tubo de explosión con su techo hundido al occidente.

La roca de la chimenea es de color gris oscuro, con abundantes vesículas muy pequeñas que le dan a la superficie un aspecto áspero; además presenta una textura porfídica con matriz vítrea en la que los fenocristales son de plagioclasa y escasos ferromagnesianos; a diferencia de la roca del resto del derrame que es de color gris claro, muy compacta cerca de la superficie y en la base presenta una textura porfídica con matriz afanítica y en la parte ccntral una textura fanerítica de grano muy fino.

En la superficie pueden ser fácilmente confundidos con túneles de lava, especialmente cuando los bloques del techo del tubo se encuentran hundidos, pero la característica esencial para reconocerlos, es la existencia de huecos, que presentan en su interior lahas que terminan en filo, que nacen a partir de trenes de vesículas, que presentan concavidades hacia arriba y hacia abajo y que la roca que constituye a estas lahas es de un color gris, más oscuro que las del resto de las rocas del derrame; además presenta una estructura con abundantes vesículas pequeñas que le dan a la roca aspecto áspero en su superficie.

El desarrollo de esta estructura se debe a que la lava fluyó por una superficie húmeda que al ponerse en contacto con la lava caliente formó una gran cantidad de vapor de agua que trató de escapar rápidamente a través de la lava fluida y formó el tubo de explosión. En el área ~ han encontrado algunas evidencias d~ la humedad del antiguo suelo sobre el que se depositó el derrame, por ejemplo, en la parte central de la cantera Puente de Piedra se encontraron abudantes risomas dc plantas que según Weber, Paleobotánico del Instituto de Geología de la UNAM, pertenecen a plantas desarrolladas en ambiente pantanoso; además en este lugar se ha observado que, en donde existe este tipo de restos de plantas, la base del derrame es más vítreo y existen más tubos de explosión que en donde no los hay. Al Oriente y en la cantera Isidro Fabela, en el antiguo sucio, existe pasto muy parecido al que actualmente se desarrolla en las praderas, en posición vertical debido a que se encuentra cubierto por una capa de ceniza fina de color gris oscuro con alto contenido de vidrio y escasos feldespatos y fragmentos líticos; en estos lugares la lava de la base del derrame es menos vítrea y existen menos tubos de explosión. También en la cantera Puente de Piedra se encontraron piñas, hojas, tallos y corteza de pinos parcialmente carbonizadas que nos puede dar idea del tipo de vegetación que se desarrollaba en ese tiempo.

4.3. Túmulos

El estudio de esta estructura se realizó en la superficie; existe en el área una gran cantidad de ellas, se caracterizan por presentar forma dómicoelipsoidal, fracturamiento radial, diámetro entre 10.0 y 40.0 m, altura variable entre 2.0 y 5.0 m y capas buzando hacia todas direcciones. (Figura 14).

Figura 14. Túmulo situado en la Avenida Insurgentes-Tlalpan, al noroeste de la cantera del Departamento del Distrito Federal, donde puede apreciar su fracturamiento radial buzando en todas direcciones.

La génesis de esta estructura se debe a que, al empezar a enfriarse la lava, comienza a cristalizar de la superficie hacia el centro, y de la base hacia el centro del derrame, entonces la parte superior ya cristalizada ejerce una presión hidrostática sobre la lava aún líquida de la parte central del derrame que provoca el rompimiento de la costra superior y hundimiento de los bloques sobre la lava, esto trae como consecuencia que la lava líquida sea presionada e inyectada hacia los lugares de debilidad, ejerciendo sobre los bloques fracturados un empuje vertical de abajo hacia arriba, lo cual trae como resultado el levantamiento de los bloques, fracturamiento radial y formación del túmulo.

4.4. Crestas de presión

Existe en la superficie del derrame una gran cantidad de estas estructuras. Se caracterizan por presentar placas de lava de dimensiones de varios metros cuadrados, con inclinación variable entre 10 y 80 grados, divididas por una fractura central de varios metros de longitud, los bloques que las constituyen tienen una anchura de aproximadamente 30 m y una altura variable entre 1.5 y 3 m (Figura 15).

La formación de esta estructura se debe a que al comenzar a enfriarse la lava se empieza a cristalizar de la superficie hacia el centro y de la base hacia la parte central del derrame. Una vez cristalizada la pane superior, ésta ejerce una presión hidrosrática debido a su peso sobre la lava aún fluida de la pane central del derrame, que trae como consecuencia el rompimiento de la placa de lava de la parte superior ya consolidada a través de una fractura central que al hundirse en sus extremos sobre la lava líquida trae como resultado la formación de la cresta de presión. Además, debe influir en la formación de esta estructura la veloci· dad de la lava aún fluida de la parte central del derrame.

Figura 15. Cresta de presión en el Fraccionamiento Pedregal de Carrasco.

4.5. Flujos de lava

En la superficie se localizaron únicamente tres flujos de lava; dos de ellos frente a la Escuela Esperanza López Mateos, entre las Calles de San Raúl y San León en la Colonia Santa Úrsula Coapa. En este lugar se encuentra uno descansando sobre el otro, al derrame inferior no se le observa su base y el superior se caracteriza por presentar en los frentes del flujo dedos de pahoehoe, con filamentos en la dirección de flujo de la lava, que se meten hacia adentro del derrame; esto nos da una idea de la forma en que fluye este tipo de lava que sería semejante a como se desplazan las bandas de tractor. El otro se localiza aproximadamente a 500 m, al oeste del afloramiento anterior, entre las Calles de Emeterio y Hermilo. de la misma colonia: este tercer derrame se encuentra descansando sobre el derrame superior del afloramiento anterior y también presenta dedos de pahoehoe. (Figuras. 16 y 17).

Figura 16. Frente de un flujo de lava en la Colonia Santa Úrsula Coapa, entre las Calles de San Raúl y San León, donde se pueden apreciar dedos de pahoehoe.

Figura 17. Frente de un flujo de lava entre las Calles de Emeterio y Hermilo, en la Colonia Santa Úrsula Coapa, donde se aprecian dedos de pahoehoe.

En canteras son fácilmente reconocibles, pues cada flujo presenta tres zonas vesiculares (como se describió en el Capítulo de Vesículas); una vesicular inferior de unos cuantos centímetros de espesor; una zona escasamente vesicular intermedia, y una última zona densamente vesicular en la parte superior (Figura 1); además en la superficie de cada derrame se observan filamentos y en ocasiones arrugas que son estructuras características de la superficie de la lava tipo pahoehoe. En estos lugares se observaron cuatro derrames en la parte central de la cantera Puente de Piedra, los cuales se encuentran cortados por varios tubos de explosión que evidencian que los derrames fueron casi al mismo tiempo (Figura 10); dos en la parte poniente de la misma cantera (Figura 9); otros dos frente a la Facultad de Filosofía y Letras, en Ciudad Universitaria, lugar en que al inferior no se le observa su base; tres en una cantera que se localiza al sur de la zona arqueológica de Cuicuilco, y uno en las canteras de Copilco, Cerro de la Escondida, al poniente de la cantera Puente de Piedra, Estadio Azteca, Isidro Fabela, etc.

En la superficie también se observaron pequeños derrames de unos cuantos centímetros de espesor que representan pequeños flujos de lava. (Figura 18).

Figura 18.

4.6. Columnas

Esta estructura se estudió en las canteras Cerro de la Escondida, Puente de Piedra, Isidro Fabela, Cuicuilco, Estadio Azteca, Copilco y otras que se encuentran en los alrededores de Ciudad Universitaria. Se observó que la lava presenta una serie de fracturas, perpendiculares a la superficie de la roca preexistente, que dan lugar a una serie de columnas de diferentes formas geométricas, cuyo número de caras varía de 3 a 7. (Figura 19).

Figura 19. Muestra diferentes formas geométricas que desarrollan las columnas.

En derrames con espesores menores de 6.0 m, se observa la existencia de columnas de cuatro lados y escasas, de cinco y presentan formas geométricas muy mal desarrolladas con diámetro variable de 1.0 a 1.5 m (Figura 20).

Figura 20. Se observan columnas mal desarrolladas en la cantera Cerro de la Escondida.

En otras canteras como en la Isidro Fabela y Puente de Piedra, donde el espesor del derrame en algunas partes es mayor de 10.0 m, se observan dos juegos de columnas. Uno comienza en la supcrficie del derrame hasta aproximadamente 1.0 m abajo de la zona vesicular superior y el otro a partir de ahí, hasta la base del derrame. (Figura 21).

Figura 21. Muestra dos juegos de columnas en la Cantera Isidro Fabela.

Las columnas de la parte superior, tienen más de 1.20 m de diámetro y se encuentran geométricamente mal desarrolladas; mientras que las de la parte inferior del derrame presentan formas geométricas más perfectas y el número de lados va de cuatro a siete. Con respecto al origen de esta estructura, la mayoría de los geólogos concuerdan en la idea, de que las columnas se producen por fracturas que se desarrollan debido a una disminución de volumen que experimenta la lava al consolidarse y continuar el proceso de enfriamiento, esta contracción de la lava trae como consecuencia esfuerzos tensionales que actúan en plano horizontal y provocan el fracturamiento de este tipo de rocas ígneas.

4.7. Filamentos y arrugas

Entre las estructuras superficiales más características de este tipo de lava, están los filamentos y las arrugas. Los primeros son una serie de borditos de unos cuantos milímetros de ancho y alto, y unos cuantos centímetros de largo (Figura 22-A) que según McDonald (1972) representan pequeñas colitas de lava.

Figura 22B. Aquí se pueden apreciar filamentos en lava tioo pahoeoe.

Las arrugas son bordos de forma parabólica, de unos cuantos centímetros a varios metros de radio ornamentados por filamentos perpendiculares a su contorno; con bastante frecuencia se les encuentra retorcidas semejando cuerdas y en este caso recibe el nombre de estructura cardada (Figura 22-B).

Figura 22B. Aquí se pueden apreciar arrugas retorcidas que nos dan una estructura cardada; la dirección de flujo es perpendicular a la configuración de la arruga.

Ambas estructuras nos dan la dirección de flujo de la lava; dándonos la primera una dirección general de flujo, y la segunda una dirección local.

5. Petrografía

La roca del derrame lávico del pedregal de San Ángel, es un basalto de olivino y piroxeno, en el que cerca de la superficie presenta una textura porfídica con matriz afanítica, los fenocristales son principalmente de plagioclasas y olivino y presentan cierta orientación en el sentido de la corriente. Microscópicamente presentan una textura porfídica con matriz en partes traquítica y en otras pilotaxítica (Figura 23) y los fenocristales son principalmente labradorita de forma subedral y olivinos euedrales y subedrales, los cristales subedrales de olivino deben su forma a que el cristal se encuentra corroído por refusión y algunos fenocrista[es presentan inclusiones de magnetita e ilmenita de forma euedral; (Figura 24) la matriz está constituida principalmente por microlitos subedrales de labradorita, augita anaedral y vidrio; los microlitos de labradorita presentan mayor orientación a medida que nos acercamos a la superficie del derrame y esto nos constata la idea de que este tipo de lava lleva mayor velocidad cerca de la superficie que en el interior del derrame.

Figura 23. Muestra una textura porfídica con mesostasis en partes traquítica y en otras pilotaxítica. en una muestra tomada en la cima del derrame del Pedregal de San Ángel.

Figura 24. Fenocristal de olivino con inclusiones de magnetita e ilmenita de forma euedral.

Figura 25. Muestra una textura porfídica con una mesostasis holocristalina-hipidiomórfica en una muestra tomada en la parte central del derrame.

A medida que nos internamos al interior de la corriente, el grado de cristalinidad de la roca aumenta, de tal manera, que en la parte central del derrame la roca presenta megascópicamente una textura porfídica con matriz fanerítica muy fina, donde [os fenocristales son de olivino y plagioclasa yen la matriz se observan principalmente plagioclasas y escaso piroxeno y olivino. Microscópicamente, la roca presenta una textura porfírica con una mesostasis holocristalina-hipidiomórfica; (Figura 25) los fenocristales son principalmente de olivino y labradorita de forma euedra[-subedral y subedral, respectivamente, con inclusiones de magnetitailmenita de forma euedralj los cristales subedrales de olivino deben su forma a que el cristal se encuentra corroído como consecuencia de una refusión. La mesostasis presenta un arreglo intersertal donde los cristales de labradorita se encuentran formando triángulos más o menos definidos y en el interior de estos triángulos hay la presencia de augita de forma anaedral (Figura 26).

Poco antes de llegar a la base del derrame (aproximadamente 80 cm), el grado de cristalinidad disminuye y comienza a aumentar hacia abajo el contenido de vidrio;unos 5.0 cm antes de llegar a la base, la roca presenta una textura porfídica con matriz vítrea en la que los fenocristales son de olivino de forma uedral y plagioclasas subedrales. En el contacto con la roca preexistente la lava está constituida esencialmente por vidrio, lo que nos indica que en el momento de su consolidación no habían cristalizado los minerales.

El orden de cristalización de los minerales que constituyen la roca, basándose en el idiomorfismo de los cristales, es el siguiente: Los primeros minerales que se formaron fueron la magnetita y la ilmenita, debido a que presentan una cristalización perfecta y a que se observan como inclusiones de los demás minerales; una vez cristalizados la magnetita y la ilmenita, comenzó a cristalizar el olivino, ya que éste presenta forma euedral, posteriormente cristalizó la labradorita (forma subedral), y por último, cristalizó la augita y escasos cristales de labradorita de forma anaedral.

La roca de los tubos de explosión de color gris oscuro, con abundantes vesículas y muy pequeñas que le dan a la superficie un aspecto áspero; además presenta una textura porfídica con matriz vítrea en la que los fenocristales son de labradorita con menor proporción de olivino y augita que en la roca del resto del derrame.

Figura 26. Se aprecia la textura intersertal en una muestra tomada en la parte central del derrame; además se pueden ver inclusiones de magnetita en cristales de labradorita.

5. Conclusiones y recomendaciones

1. Toda la lava del área estudiada es de tipo pahoehoe, caracterizada por presentar una superficie relativamente lisa, ornamentada por filamentos y arrugas. Además presenta tubos de explosión, crestas de presión, túmulos, dedos de pahoehoe en los frentes de flujo y la distribución de las vesículas en sección en cada flujo presenta tres zonas vesiculares, Inferior, Intermedia y Superior. Caracterizada la Inferior por tener un espesor máximo de 60 cm y vesículas alargadas que presentan orientación en la dirección de flujo; la Intermedia por tener mayor espesor que las otras dos, escasas vesículas pequeñas y esféricas distribuidas irregularmente, y la Superior caracterizada por tener mayor abundancia de vesículas que presentan alargamiento en el sentido del flujo. Esta distribución de vesículas únicamente se observa en derrames tipo pahoehoe.

2. Entre más grueso es el derrame, las formas geométricas de las columnas son más perfectas.

3. La textura intersertal está presente en la parte central del derrame basáltico (Figura 26) lo que demuestra que esta textura no es exclusiva de diabasas.

4. La presencia de tubos de explosión que nacen en la base de derrames anteriores, se debe posiblemente a que en el derrame viejo había agua encharcada, que al ser aplanada por un nuevo flujo de lava formó gran cantidad de vapor de agua que fue el responsable de la formación del tubo de explosión. Esta agua posiblemente fue meteórica, pues casi siempre acompaña la lluvia al vulcanismo.

5. Por los tipos de plantas encontradas en la base del derrame se puede inferir que en esta área, antes de la colada existían zonas pantanosas, de pastizales y bosques.

6. Los filamentos, las vesículas alargadas, paralelas o inclinadas y las arrugas nos dan la dirección de flujo de la lava. Los tres primeros indican una dirección general, mientras que la última muestra una dirección local.

6. Bibliografía

Arellano, A.R.V., 1948, La Composición de las Rocas Volcánicas en la Parte Sur de la Cuenca de México: Soc. Geol. Mex. Bol. XIII, p. 82. 

Arellano, A.R.V., 1953, Estratigraf{a de la Cuenca de México: Mem. Cong. Cient. Mex. Bol. III, pp. 172-186. 

Bryan, E., 1948, Los Suelos Complejos y Fósiles de la Altiplanicie de México en Relación con los Cambios Climáticos:Bol. Soc. Geol. Mex. XIII, pp. 1-20.

Fries Jr., C., 1956, Bosquejo Geológico de la Región entre México, D.F. y Taxco. Gro: XX Congr. Geol. Int., Libreto-Guía Exc. A-4 y C-2. Inst. Geol. UNAM.

__ , 1960, Bosquejo Geológico de la Región entre México, D.F. y Acapulco, Gro.XX Congr. Geol. Int., Libreto-Guía.. Exc, A-9 y C-l2, México.

__ , 1960, Geología del Estado de Morelos y de Partes Adyacentes de México y Guerrero.Región Meridional de México: Int. Geol. UNAM, Bol. 60.

Heinrich, 1960, Petrografía Microscópica:Ed. Omega. Buenos Aires.

Libby, V., 1955, Radiocarbon Data.Cap. VI, p.129. University of Chicago.

McDonald, G., 1953, Pahoehoe, Aa and Blocks Lava: Am. Jour. Sci. 251, pp. 169-191.

Mooser, F., 1953, Los Ciclos de Vulcanismo que Formaron la Cuenca de México: Vulcanología del Cenozoico, XX Cong. Geol. Int., II, pp. 337-348. México.

1962. Bosquejo Geológico del Extremo Sur de la Cuenca de México. XX Congr. Geol. Int. Libreto-Guía. Exc. C-9.

Ordoñez, E., 1890. El Pedregal de San Ángel. Apuntes para la Petrografía del Valle de México: Mem. Soc. Cient. Antonio Alzate, IV. p. 15. México.

__ , 1895, Las Rocas Eruptivas del Suroeste de la Cuenca de México: Inst. Geol. Mex. Bol. 2, pp. 5-46.

Schlaepfer, C., 1968, Distrito Federal y Estados de México y Morelos: Inst. Geol. UNAM.

Schmitter, E., 1953, Investigación Petrológica en Las Lavas del Pedregal de San Ángel: Mem. Congr. Cient. Mex. III, pp. 218-237.

Turner, F. and Verhoogen, J., 1963, Petrología Ígnea y Metomórfica:Ed. Omega, Buenos Aires.

Tyrrel, S.W., 1961, Principios de Petrología: Ed. CECSA. México.

Waitz, P. and Witiich, E., 1911, Tubos de Explosión en el Pedregal de San Angel: Bol. Soc. Geol. Mex. VII.

Apéndice petrográfico