REVISTA MEXICANA DE CIENCIAS GEOLÓGICAS

INTRODUCCIÓN

La cuenca de México, una depresión intermontana endorreica ubicada en el centro de México, contiene un importante registro de los cambios geológicos, climáticos, ambientales y culturales del pasado. La interacción entre la actividad volcano-tectónica neógena y el sistema lacustre, los restos de megafauna pleistocénica, los numerosos asentamientos humanos desarrollados desde las etapas tempranas de ocupación, la densidad de población actual en la megalópolis de la Ciudad de México y áreas circundantes, y las interrelaciones hombre-ambiente lacustre, son sólo algunos de los aspectos por los que esta cuenca tiene un valor científico y social inconmensurable. Desde la perspectiva de los estudios paleoclimáticos, los trabajos realizados en los sedimentos lacustres de la cuenca han proporcionado información principalmente de los últimos 40000 años en diferentes intervalos temporales, que en general se encuentran contenidos en los 25 m superficiales de esta secuencia sedimentaria. Estos estudios incluyen reconstrucciones de variaciones del nivel del lago (e.g. Bradbury, 1989), paleotemperatura y paleoprecipitación (e.g. Caballero et al., 2019), regímenes de incendios y sequías (e.g. Torres-Rodríguez et al., 2015), desarrollo de la vegetación (Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1994), y ocupación humana (e.g. Lorenzo y Mirambell, 1986; Sedov et al., 2010), entre otros tipos de estudios, como los de actividad volcánica que tienen un impacto en el paisaje, los ecosistemas y los asentamientos humanos (e.g. Mooser, 1967; Siebe y Macías, 2006). La mayor parte de las investigaciones han sido realizados en la subcuenca de Chalco, en la porción SE de la cuenca de México, en donde aún persiste un cuerpo lacustre y la urbanización ha sido apenas contenida, en buena medida por la defensa de las tierras del lecho lacustre (ahora de cultivo) por parte de las organizaciones comunitarias ejidales. En contraste, la subcuenca de Xochimilco al W de Chalco, ha sido objeto de un menor número de estudios de este tipo, a pesar de que en ella persiste un sistema de humedales en donde aún se desarrolla la agricultura chinampera (Palerm y Wolf, 1972).

Recientes investigaciones en Chalco demuestran que los registros lacustres en la cuenca de México abarcan varios cientos de miles de años (e.g. Ortega-Guerrero et al., 2017; Valero-Garcés et al., 2021), aunque hasta el momento han sido estudiados en menor detalle que los de temporalidad más corta anteriormente mencionados. Los registros que comprenden varias decenas o centenas de milenios de años son importantes porque abarcan los ciclos glaciales-interglaciales que caracterizan al Cuaternario, lo que contribuye a la comprensión de la variabilidad climática global, y porque incluyen localmente la historia del origen y evolución geológica y ambiental de las cuencas lacustres. Estos registros lacustres largos de escalas temporales milenarias se restringen en el continente americano a las secuencias de Cuitzeo en el centro de México (Israde Alcántara et al., 2010), Petén Itzá en Guatemala (Hodell et al. 2006), Titicaca en la frontera de Bolivia y Perú (Fritz et al. 2007) y Junín en Perú (Rodbell y Abbott, 2012). En este trabajo describimos los principales litotipos y la estratigrafía de los 66.5 m de los sedimentos superficiales de la subcuenca de Xochimilco en la parte sur de la cuenca de México, y ofrecemos una interpretación de los ambientes de depósito bajo los cuales se acumularon esos sedimentos. Lo anterior permitirá establecer la columna estratigráfica, a partir de la cual se apoyarán los estudios detallados de indicadores de condiciones ambientales. Así mismo, permitirá un análisis comparativo con los sedimentos de Chalco, lo cual ofrecerá un modelo más robusto de la evolución geológica y ambiental de la región sur de la cuenca de México.

SITIO DE ESTUDIO

La subcuenca de Xochimilco (19°13’ N, 98°08’ W) se localiza al sur de la cuenca de México, en la parte centro-oriental del Cinturón Volcánico Mexicano. Está limitada al N por el cerro de la Estrella y la sierra de Santa Catarina, al E por la divisoria ubicada entre esta sierra y el volcán Teuhtli, al S por la sierra Chichinautzin y al W por la divisoria entre el volcán Ajusco y el cerro de la Estrella (Figura 1). Tiene un área total de 480 km2, la planicie lacustre tiene una altitud de 2240 m s.n.m. que abarca 130 km2. Esta porción de la cuenca de México albergó un lago que formó parte del sistema lacustre que formaron los cuerpos acuáticos de Xaltocan y Zumpango en el N, Texcoco en el centro, y Xochimilco y Chalco en el S. En la actualidad, los remanentes lacustres de Xochimilco están en la zona chinampera al NE de esta subcuenca. Las rocas que afloran en la subcuenca de Xochimilco, al igual que en el resto de la cuenca de México, son de origen volcánico de composición andesítica a basáltica (Siebe et al., 2005). Una síntesis de la composición y edades de las rocas de esta subcuenca puede ser consultada en Ortega-Guerrero et al. (2018a).

MÉTODOS

Entre los años 2016 y 2018 se colectaron tres secuencias sedimentarias lacustres, XOC16-I (0.5 – 46.95 m), XOC17-I (0 – 15.30 m y 44 – 69.65 m) y XOC18-I (14 – 31.04 m), en un radio de 50 m en el predio de los Viveros de Nezahualcóyotl, Alcaldía Xochimilco, Ciudad de México (19° 17’ 47.95” N, 99° 04’ 55.35” W, Figura 1). Ya que la zona está densamente urbanizada, el sitio de perforación se eligió tanto por la factibilidad para llevarlo a cabo como por los resultados de tomografía de resistividad eléctrica previamente realizados (Bücker et al., 2017), que indican la presencia de materiales geológicos de baja resistividad por arriba de los 70 m de profundidad en el sitio de la perforación (Figura 2).

Para la recuperación de los sedimentos se utilizó un nucleador metálico que en el interior lleva un tubo de PVC, nucleador TGC (Figura 3), y un nucleador Shelby para los sedimentos más resistentes al corte, ambos en tramos de 1.10 m de longitud y 10 cm de diámetro. Únicamente los sedimentos de los 15 m superficiales del sondeo XOC16-I fueron colectados utilizando un nucleador de percusión, dada la dureza de los materiales. Posteriormente fueron cortados longitudinalmente en mitades, y todos los núcleos fueron conservados en tubos y cajas de PVC en una cámara fría.

Los componentes sedimentarios fueron reconocidos a través de la preparación de frotis y su observación en un microscopio petrográfico, así como de observaciones macroscópicas en la superficie fresca de los núcleos. Se analizaron un total de 286 frotis.

En las secciones frescas de las mitades seccionadas de los núcleos se midió la susceptibilidad magnética con un sensor Bartington MS2E con un espaciamiento de 2 cm.Se colectaron dos muestras a 5.19 y 6.0 m de profundidad para su fechamiento por 14C. La calibración de las edades obtenidas se llevó a cabo con el programa OxCal 4.2 (Bronk Ramsey, 2009), utilizando la base de datos IntCal20 (Reimer et al., 2020).

RESULTADOS

Correlación entre núcleos y secuencia maestra

Las secuencias sedimentarias de los tres sondeos fueron correlacionadas a través del reconocimiento visual de horizontes estratigráficos distintivos, así como por las variaciones de la susceptibilidad magnética (Figura 4). La recuperación de los tres núcleos proveyó suficiente traslape para crear una secuencia compuesta y elaborar reconstrucciones paleoambientales continuas. Para establecer la secuencia maestra representativa de la columna estratigráfica se seleccionaron los tramos de cada sondeo que presentaron la mejor preservación de las estructuras primarias y la menor compactación ocasionada durante la perforación. Esta secuencia maestra tiene una longitud de 66.50 m.

En el núcleo XOC16-I se cortó en la parte superior, entre 0.5 – 15.15 m de profundidad un depósito volcaniclástico, que sobreyace a la secuencia lacustre. La dificultad en recuperar una secuencia inalterada impidió reconocer las estructuras sedimentarias que permitieran establecer un posible mecanismo de depósito. Por ello, se colectó a unos metros de distancia el núcleo XOC17-I, en el cual no se encontraron estos depósitos volcaniclásticos. El núcleo XOC18-I fue colectado para contar con una secuencia completa entre la transición de los sondeos XOC16-I y XOC17-I.

Litotipos

Un conjunto de depósitos clásticos, volcaniclásticos, y biogénicos fueron definidos en la secuencia maestra, a partir de las litologías y texturas determinadas por observaciones macroscópicas y microscópicas (en frotis), de acuerdo con el esquema de Schnurrenberger et al. (2003). La fracción clástica de tamaño fino, limo y arcilla, es el componente más abundante en toda la secuencia, constituida por silicatos. La fracción biogénica más abundante son las frústulas de diatomeas. Los ostrácodos son un componente biogénico común en la mayor parte de la secuencia, y que localmente forman lumaquelas. Se incluyen los géneros de las diatomeas más sobresalientes observadas en los frotis que sustentan la interpretación ambiental, aunque el análisis formal de este grupo de algas, así como el de los ostrácodos, está en proceso. Dentro de los depósitos volcaniclásticos se reconocieron los depósitos de la Pómez Toluca Superior (PTS) y la Pómez Tutti Frutti (PTF). La PTS es producto de una erupción pliniana del volcán Nevado de Toluca hacia 12300 años cal AP (Bloomfield y Valastro, 1974; Macias et al., 1997; Capra et al., 2006; Arce et al., 2003). La PTF fue originada por un evento pliniano del volcán Popocatépetl hace ca. 17000 años cal AP (Siebe et al., 1997, 1999; Sosa-Ceballos et al., 2012; Ortega-Guerrero et al., 2015), y es reconocida por contener fragmentos de tamaño de lapilli de pómez y de líticos granodioríticos. La tefra Pómez Toluca Inferior (PTI), producto del volcán Nevado de Toluca, es un conjunto de depósitos de composición riolítica ocurrida hace 23000 – 27000 años (Bloomfield y Valastro, 1974, 1977 ; Capra et al., 2006; Ortega Guerrero et al., 2018b). Aunque no hay análisis geoquímicos que confirmen su presencia en los sondeos aquí presentados, por sus descripciones macroscópicas y su edad, es posible que se encuentre esta tefra en los sedimentos recuperados.

En la Tabla 1 se sintetizan las principales características de las facies, así como los procesos deposicionales asociados y su significado ambiental. En la Figura 5 se muestran imágenes de superficies de intervalos selectos de los núcleos que ilustran los principales litotipos identificados, así como algunos componentes de los mismos observados en el microscopio petrográfico.

Estratigrafía

Edad

La edad de la base de la secuencia maestra presentada es aún desconocida. Únicamente se han fechado por 14C dos horizontes en la secuencia el núcleo XOC17-I (Tabla 2), aunque el marco cronológico de la parte superior de la secuencia puede ser establecido también a partir del reconocimiento de las tefras PTS, de edad ca. 12300 cal AP (Arce et al., 2003), y de la PTF de edad 17000 cal AP (Sosa-Ceballos et al., 2012). Una estimación elaborada con diferentes tasas de sedimentación a partir de las edades conocidas de la parte superior, asigna una edad cercana a 80000 años a 15 m de profundidad (Cruz Fitz, 2019). De acuerdo con las edades y estimaciones de la escala temporal, en términos muy generales la tasa de sedimentación promedio es de ca. 0.20 mm/año, ello implica que la base de la secuencia podría tener una edad entre 300000 y 350000 años, lo que corresponde al inicio del Estadío Isotópico Marino (EIM) 8 (300000 – 243000 años) o al EIM 10 (374000 – 337000 años) (Lisiecki y Raymo, 2005). Sin fechamientos o mayores elementos de correlación, resulta muy preliminar esta estimación de la edad para los sedimentos de las unidades más antiguas; sin embargo, como se discute más adelante hay ciertas evidencias que dan un modesto sustento a esta estimación de la edad.

Secuencia maestra

Se definen ocho unidades estratigráficas basadas en las asociaciones de los litotipos reconocidos, así como en su abundancia (Figura 6).

Unidad 8 (66.5 – 60.0 m). Está formada principalmente por el litotipo ALD2, en el que se intercalan depósitos volcaniclásticos tanto máficos como félsicos. Estos últimos son peculiares ya que son los de mayor espesor (20 cm) en toda la secuencia, de los que se desconoce su fuente de origen. También se presenta el depósito del litotipo ALD1 de ca. 30 cm de espesor, sólo encontrado en esta parte de toda la secuencia. Esta unidad resulta muy distintiva ya que es la única en donde ha sido reconocida la presencia de diatomeas del género Stephanodiscus., indicadoras de ambientes fríos y húmedos (Avendaño-Villeda et al., 2018). Se infiere que esta unidad fue depositada en un ambiente distal, en un lago profundo con fluctuaciones a niveles menos profundos durante los cuales aumentó la concentración de iones del agua, con alta productividad biogénica y variaciones rítmicas, probablemente estacionales, en la sedimentación y la alternancia de condiciones óxicas y anóxicas en el fondo, en un clima frío. La estabilidad en el ambiente de depósito fue interrumpida por el depósito de los productos volcaniclásticos. Aunque es muy hipotético el intervalo de edad de esta unidad, podría abarcar desde 350000 – 300000 hasta 280000 años, ya sea al EIM 8 o al EIM 10.

Unidad 7 (60.0 – 48.2 m). En ella domina el litotipo ALPG1, que tiene intercalados depósitos de los litotipos AArpG y LAPAO, y en menor proporción del ALRO. Para esta unidad se infiere un ambiente distal, en la que inicia con una etapa en la que el lago tiene oscilaciones en el nivel que van de relativamente profundo a somero, y que posteriormente se mantiene por un periodo más prolongado con condiciones relativamente más profundas, durante las cuales se desarrolla una estratificación laminar. De acuerdo a la estimación inicial de la edad tasa de 0.20 mm/año, esta unidad podría abarcar de 280000 a 230000 años, correspondiente a la transición del EIM 8 al EIM 7 (243000 – 191000 años).

Unidad 6 (48.2 – 31.1 m). Está conformada por depósitos que alternan de una forma casi rítmica de los litotipos LAPAO, AArPG, LO y ALRO. Esta sucesión de litotipos sugiere un patrón recurrente de variaciones en el nivel lacustre, que inicia con la ocurrencia de un lago relativamente profundo de aguas concentradas, con ambiente de baja energía, estratificado, escasa bioturbación que favorece la preservación de la laminación y anoxia en la interfase agua/sedimento (litotipo LAPAO). Posteriormente ocurre mayor aporte detrítico, se forman bandas más gruesas, el nivel lacustre disminuye y hay aumento en la concentración iónica que resulta en la precipitación de carbonatos (calcita y formación de ostrácodos y charas), ocasionalmente con anoxia en el fondo (litotipo AArPG). En la siguiente etapa ocurre una regresión del lago y el depósito del litotipo ALRO, en un ambiente de aguas alcalinas que favorecen la formación de carbonato biogénico, en la cual los ostrácodos fueron los principales productores que llegaron a formar lumaquelas (LO), que posteriormente fueron retrabajados por la acción de las corrientes que desarrollaron estructuras primarias que incluyen estratificación ondulada y lenticular. El depósito del litotipo LAPAO marca el retorno a ambientes distales en un tirante mayor de agua y el desarrollo y preservación de estatificación laminada. Los depósitos volcaniclásticos son relativamente escasos en esta unidad. La edad probable para esta unidad es entre 230000 y 150000 años, que corresponde a la transición entre el EIM 7 y el EIM 6 (191000 – 130000 años).

Unidad 5 (31.1 – 26.6 m). Está constituida por el litotipo ALPG1, y en ella se reconocen condiciones ambientales estables, el sitio de colecta era un ambiente distal en un lago relativamente profundo, en que se formaron y preservaron las láminas y delgadas bandas de arcilla limosa, con episodios de aguas más concentradas. La edad aproximada de esta unidad abarcaría de 150000 a 130000 años, que comprende la mayor parte del EIM 6.

Unidad 4 (26.6 – 14.0 m). En esta sección se presenta la mayor frecuencia en la variabilidad de los litotipos encontrados. En los 4.6 m inferiores de la secuencia domina el litotipo AArPG con algunas intercalaciones menores de los litotipos ALPG1, ALRO y LO, en tanto que, por arriba de 22 m de profundidad, se alternan los litotipos LAPAO, AArPG, y ALRO en una sucesión casi regular. Para estos depósitos se interpreta un ambiente de depósito distal, que inicia con un lago somero con aguas relativamente concentradas, y que posteriormente sufre frecuentes y fuertes oscilaciones en el nivel del agua, en los que durante las etapas de niveles más profundos se forman laminaciones o delgadas bandas y ocurren ocasionalmente condiciones anóxicas en el fondo, en tanto que en las etapas de niveles bajos existe mayor concentración de iones de calcio y se desarrollan los organismos calcáreos. En esta unidad son frecuentes delgados depósitos de productos volcánicos de caída. La edad probable es de 130000 a 70000 años, que comprende el EIM 5 (130000 a 71000 años).

Unidad 3 (14.0 – 5.1 m). Por su abundancia relativa, los litotipos presentes de mayor a menor proporción son AArPG, APO, ALRO, ALPG1 y LO. El ambiente de depósito en esta unidad es distal, en un lago predominantemente somero de aguas concentradas, con variaciones en el nivel que ocasionaron a su vez variaciones en las condiciones redox y que quizá temporalmente expusieron los sedimentos a condiciones aeróbicas que ocasionaron la oxidación de los sedimentos. Ocurrieron algunos periodos relativamente breves de incremento en el nivel lacustre durante los cuales se depositó el litotipo ALPG1, lo que sugiere que existieron significantes variaciones en el balance hidrológico del lago. El intervalo temporal estimado para esta unidad es de 70000 años a 30000 años cal AP.

Unidad 2 (2.0 – 5.1 m). Está caracterizada por litotipos clásticos de grano fino con alto contenido de diatomeas (ALPA y ALPG2), que indican que el sitio de muestreo fluctuó de una posición litoral a distal en un lago somero de aguas concentradas. Incluye a la tefra PTF y posiblemente también a la PTI. Su edad aproximada está entre ca. 30000 y 15000 años cal AP, lo que abarca el fin del EIM 3 (57000 – 29000 años), y el EIM 2 (29000 – 14000), periodo que incluye el Último Máximo Glacial.

Unidad 1 (0 – 2.0 m). Agrupa los litotipos con relativamente alto contenido de fracción clástica de tamaño arena y abundante materia orgánica (ArLPO y ArLPG). Resalta un ooze de diatomeas de 12 cm de espesor. Incluye la Tefra PTS. Abarca el fin de la deglaciación y el Holoceno, ca. los últimos 15000 años. El ambiente asociado con los litotipos encontrados es de un ambiente proximal en un lago somero eutrófico, alcalino a salino, de aguas concentradas, con un importante aporte de sedimentos clásticos y una alta productividad biológica. La edad de esta unidad es de 14000 a aproximadamente 5000 años cal AP.

EVOLUCIÓN DEPOSICIONAL DE LA CUENCA DE XOCHIMILCO E IMPLICACIONES PALEOAMBIENTALES

En los 66.5 m que constituyen la secuencia litoestratigráfica maestra de este sitio en la subcuenca de Xochimilco se registran contrastantes variaciones en los ambientes de depósito inferidos a partir de los componentes sedimentarios. Al momento no se cuenta con una escala temporal para toda la secuencia; sin embargo, aunque aún es hipotética la edad de los sedimentos más antiguos, los cambios reconocidos permiten inferir oscilaciones de escalas milenarias de etapas de niveles lacustres relativamente altos que están en general asociados a climas fríos, y periodos de niveles lacustres someros asociados a climas cálidos. En la Figura 7 se ilustra la reconstrucción de los cambios en el nivel lacustre, inferidos a partir de las características sedimentológicas y estratigráficas. Una característica que resulta notoria en los sedimentos de esta secuencia es su relativamente alto contenido de componentes biogénicos calcáreos, en comparación con los registros de la subcuenca de Chalco, ubicada al este de Xochimilco (e.g. Ortega-Guerrero et al., 2017; Valero-Garcés et al., 2021). Esta diferencia refleja que la subcuenca de Xochimilco ha tenido una menor subsidencia y que su sistema lacustre en general tuvo un tirante más somero.

Ya sea que la unidad 8 corresponda al EIM 8 o al EIM 10, ésta se formó durante una etapa glacial, bajo condiciones frías y húmedas, durante la cual existió un lago profundo, probablemente con la mayor profundidad de todo el registro analizado, en un ambiente estable con pocas variaciones. A esta fase le sigue una etapa de oscilaciones en el nivel lacustre de periodo amplio (unidad 7), durante la fase final del EIM 8 (?) y la transición al EIM 7 (?). Posteriormente, durante el depósito de la unidad 6, probablemente durante el EIM 7 y la transición al EIM 6, ocurre una sedimentación rítmica que marca fluctuaciones de periodo más corto durante las que se suceden repetidamente condiciones de un lago relativamente más profundo cuyo nivel disminuye hasta convertirse en un lago muy somero de aguas más concentradas, para repetir nuevamente este patrón. La abundancia de componentes calcáreos en la unidad 6 sugiere que ésta representa una de las etapas de condiciones más secas de todo el registro.

Después de esta etapa de sedimentación cambiante y rítmica, se establece un lago relativamente profundo bajo condiciones estables (unidad 5). El fin de la sedimentación laminar hacia 26.6 m de profundidad en la cima de la unidad 5, cuya edad estimada es de 130000 años (transición EIM 6 – EIM 5), coincide con el cambio reconocido a 105 m de profundidad en Chalco, nivel a partir del cual también cesa la sedimentación laminar y al que se le asignó la misma edad (Ortega-Guerrero et al., 2017). En los sedimentos laminados de Chalco del fin del EIM 6 se encontraron diatomeas del género Stephanodiscus; sin embargo, éstas no han sido encontradas en la unidad 5, posiblemente a que el lago en Xochimilco tuvo aguas más concentradas, que no favorecieron el desarrollo de ese género. Tanto las características de la estructura de los sedimentos (laminaciones), como la estimación de la edad (ca. 130000 años), permiten establecer una correlación estratigráfica entre ambas cuencas y una estimación temporal más confiable a partir de esta edad para la secuencia sedimentaria de Xochimilco.

En la unidad 4, durante el EIM 5, ocurren cambios rápidos y frecuentes en los niveles lacustres, que en general indican bajos niveles. En la etapa siguiente durante los EIM 4 y 3, en la unidad 3, ocurren periodos más prolongados con condiciones más estables que fueron dominantemente de niveles lacustres bajos, interrumpidos por periodos de aumento de nivel.

La unidad 2 tiene una temporalidad aproximada entre ca. 30000 y 15000 años cal AP, y aunque la recuperación de sus sedimentos fue fragmentada, se reconoce la transición del fin del EIM 3 al EIM 2, marcada en el registro analizado por un cambio de un lago somero a un lago ligeramente más profundo. Es notoria la ausencia en el registro de la Tefra Tláhuac (o Gran Ceniza Basáltica) de una edad estimada entre 28000 – 32000 años cal AP (Ortega-Guerrero et al., 2018b y referencias ahí incluidas). Esta tefra ha sido reconocida en las subcuencas de Chalco, en donde tiene un máximo de espesor de 0.98 m (Ortega-Guerrero et al., 2015), y en Texcoco, en donde presenta 0.17 m de espesor (Huddart y González, 2006 ), y se ha sugerido que su fuente es el volcán Teuhtli (Ortega-Guerrero et al., 2015). De acuerdo con los mapas de isopacas elaborados para esta tefra, en el sitio de estudio se esperaría que presentara un espesor de ca. 0.5 m. Es posible que esta tefra no haya sido colectada en el sondeo XOC17-I debido a la falta de recuperación de los sedimentos superiores entre 3.75 y 4.3 m de profundidad. Por otra parte, los depósitos volcaniclásticos encontrados en el núcleo XOC16-I de aproximadamente 15 m de espesor, entre 0.5 y 15.5 m de profundidad, no fueron reconocidos en el núcleo XOC17-I, ubicado a sólo 50 m de distancia del XOC16-I. Es posible que en el sitio del sondeo XO16-I, el mecanismo de emplazamiento de este depósito haya erosionado los sedimentos lacustres formando una depresión en el terreno, que posteriormente fue rellenada por los mismos materiales volcaniclásticos. Las características del emplazamiento y espesor de un depósito volcaniclástico de semejante espesor sólo se explican si la fuente de emisión es cercana. El volcán Teuhtli, a 8.8 km de distancia al SW del sitio de estudio, es una fuente plausible de este depósito.

En la unidad 1, la deglaciación y el Holoceno temprano y medio (EIM 1, entre 14000 y 5000 años cal AP), están pobremente representados en este registro, en comparación de lo que se conoce en la vecina cuenca de Chalco (e.g. Caballero et al., 2019; Valero-Garcés et al., 2021). Tanto en este estudio como en trabajos previos en esta zona de Xochimilco, se infiere que se encuentra ausente el registro de los últimos 5000 años (Ortega-Guerrero et al., 2018 ), debido principalmente a actividades humanas. En esta secuencia se reconoce que durante el Holoceno temprano existió un cuerpo lacustre somero bajo condiciones climáticas secas, que cambió a un humedal o lago somero eutrófico, alcalino a salino, de aguas concentradas con alta productividad biológica.

CONCLUSIONES

La recuperación de sedimentos en tres sondeos realizados en la cuenca de Xochimilco, permitieron establecer una columna litoestratigráfica maestra para los 66.5 m superiores.

A partir de los componentes y las características estratigráficas de los sedimentos, se establecieron 8 unidades litoestratigráficas en la secuencia analizada, que reflejan variaciones mayores en el ambiente de depósito.

Aunque aún es preliminar el modelo de edad, la secuencia sedimentaria analizada puede abracar desde 300000 – 350000 años hasta 5000 años cal AP.

Durante ese extenso intervalo temporal, se reconocen cambios en los sedimentos que señalan fluctuaciones climáticas mayores, dentro de los ciclos glaciales/interglaciales. Los sedimentos laminados de la unidad 8, ca. 350000 – 300000 a 280000 años, y la unidad 5, ca. 150000 a 130000 años, documentan las condiciones más frías y húmedas y los mayores niveles lacustres registrados, correspondientes posiblemente a los Estadíos Isotópicos Marinos (EIM) 8 y 6, respectivamente.

En las unidades litoestratigráficas 6 y 4 se identifican los menores niveles lacustres, principalmente asociados a la transición EIM 7-6 y al EIM 5, respectivamente.

A partir de ca. 70000 años en las unidades 3, 2 y 1, las fluctuaciones ambientales registradas y los niveles lacustres inferidos son de menor amplitud, y en general indican condiciones relativamente secas con intervalos de mayor humedad.

La reconstrucción de las condiciones ambientales en Xochimilco a partir de la transición EIM 6- EIM 5 (130000 años), correlacionan cercanamente con las inferidas en la cuenca de Chalco.

La secuencia analizada tiene gran potencial para llevar a cabo reconstrucciones paleoambientales y paleoclimáticas de escalas milenarias, para los cuales este trabajo constituye el punto de partida.

Las inferencias derivadas en este trabajo permitirán documentar las diferentes historias y evolución de los diversos cuerpos lacustres de la cuenca de México.

La información de este estudio y de los subsecuentes, contribuyen a elaborar modelos de la evolución geológica y climática del sur de la cuenca de México.

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue financiado por los proyectos UNAM-DGAPA-PAPIIT IN107416, IN105918 y IN106620. Los estudiantes que colaboraron en este trabajo fueron apoyados con becas de maestría del CONACyT (G. Cruz), de proyectos PAPIIT IV100215 (S. García), e IN105918 (C. Salinas), y del Instituto de Geofísica (I. Reyes).

La Dra. Susana Sosa y el Lic. Marco Albán Albarrán colaboraron en el trabajo de laboratorio. Se agradece el apoyo de las autoridades del Vivero Nezahualcóyotl por las facilidades brindadas para llevar a cabo la colecta de sedimentos, y a los ingenieros de tgc Geotecnia Enrique Santoyo, Mario Trigo, Nelly Segura y Amando López por su invaluable apoyo en la perforación. Las autoras agradecen los comentarios de la Dra. Isabel Israde Alcántara y de un revisor anónimo, que contribuyeron a mejorar sustancialmente el manuscrito original.

REFERENCIAS

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