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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA 
 DE MÉXICO 
 
 FACULTAD DE CIENCIAS 
 
 
 
Análisis de paleofuegos durante periodos de actividad 
volcánica en el Cuaternario tardío y su relación con el 
paleo-clima en el lago de Chalco, México 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
T E S I S 
 
 
 PARA OBTENER EL TÍTULO DE: 
 LICENCIADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
 
 
 P R E S E N T A : 
 
MARTÍNEZ ABARCA LUIS RODRIGO 
 
 
 
 
 
 
 
DIRECTOR DE TESIS: 
DRA. MARIA DEL SOCORRO LOZANO GARCÍA 
2017 
 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el 
respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
 
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 Martínez-Abarca, 2017 
Información general 
 Datos de la Tesis 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica en el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el Lago de Chalco, México. 
97 pp 
2017 
 
 Datos del alumno 
Martínez Abarca Luis Rodrigo 
(55) 62692926 
Universidad Nacional Autónoma de México 
Facultad de Ciencias 
Ciencias de la Tierra 
310187422 
 
 Datos del Tutor 
Dra. María del Socorro Lozano García 
Secretaria 
Instituto de Geología 
UNAM 
 
 Datos del Sinodal 1 
Dra. Beatriz Ortega Guerrero 
Presidente 
Instituto de Geofísica 
UNAM 
 
 Datos del Sinodal 2 
Dr. Claus Siebe Grabach 
Vocal 
Instituto de Geofísica 
UNAM 
 
 Datos del Sinodal 3 
Dra. Margarita Erna Caballero Miranda 
Suplente 
Instituto de Geofísica 
UNAM 
 
 Datos del Sinodal 4 
Dra. Ana María Lizeth Caballero García 
Suplente 
Facultad de Ciencias 
UNAM 
 
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Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
 
 
El científico no estudia la naturaleza por la utilidad que le 
pueda reportar; la estudia por el gozo que le proporciona, 
y este gozo se debe a la belleza que hay en ella. 
 
 
Henri Poincaré 
Fotografía: S. Lozano, 2016 
 
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 Martínez-Abarca, 2017 
Agradecimientos 
El término de una de las más importantes etapas de mi vida académica concluye con este trabajo 
de investigación, donde he aprendido a aprender, a hacer y amar a la ciencia, esto no hubiera sido 
posible sin el apoyo de muchas personas que apoyaron cada decisión y paso que tome en búsqueda 
de este objetivo. 
Comienzo por agradecer a la Dra. Socorro Lozano, por ser más que mi tutora y directora de tesis, 
una de las personas más honestas y empáticas que han estado en mi vida. Por darme la oportunidad 
de formar parte de su equipo de trabajo, por todo su apoyo y comprensión. Por enseñarme no solo 
el método científico y rasgos de paleo-clima, sino también a valorar cada esfuerzo en búsqueda de 
los secretos de nuestro planeta y amar cada letra, artículo y observación que crean las diversas 
percepciones de la ciencia, finalmente por hacerme mejor estudiante, científico y persona. 
A la Dra. Susana Sosa quien no solo me esperaba a que me retirara del laboratorio para cerrar, sino 
que siempre intento apoyarnos en todos los aspectos tanto académicos como personales, por 
cuidarme a mí y a mis compañeros y siempre dar lo mejor de sí para nuestro bienestar. 
A las doctoras Margarita Caballero, Liseth Pérez, Beatriz Ortega, Bárbara Moguel, Elsa Arellano y a 
la M. en C. Itzel Sígala por ser parte de mi formación académica de una manera excepcional y 
divertida en ocasiones, por enseñarme que la ciencia no es fácil, pero las satisfacciones que se logran 
al entenderla son asombrosas. De igual forma al Dr. Claus Siebe y Lizeth Caballero por su tiempo y 
consejos durante la revisión de este trabajo, ya que cada pregunta que realizaron y observación 
sugerida abrió un panorama nuevo a la investigación. 
A mis compañeros de laboratorio, con los cuales aprendí, reí, llore, me estrese y logre este 
propósito; Antonio Ramírez, Carmen Acosta, Vianey Viridiana, Fernanda Celis, Paula Galindo, Anais 
Cisneros, Pablo Ruiz, Karla Zurisadae. A mis compañeros de la licenciatura quienes por supuesto 
durante 4 años compartieron conmigo los trabajos, exámenes y desvelos; Tannya Valadez, Diana 
Carrillo, Mitzi Campos, Estefanía Cárdenas, Adán Ortiz, Eduardo Polo, Samantha Valdés, Iván 
Martínez, Sergio Laurrabaquio, Eduardo Pineda, Angélica Sánchez, David Villegas, entre otros. 
Un agradecimiento muy especial a Diana Angélica Avendaño, por no solo ser mi compañera de 
titulación (casi nos titulamos el mismo día) y soportar todo mi estrés, sino por enseñarme que en la 
vida todo es posible con dedicación y esfuerzo. 
Finalmente y no menos importante, a toda mi familia, a mis padres José Luis Martínez y María Elena 
Abarca porque desde pequeño me inculcaron los valores, el gusto por la escuela y ser mis fieles 
compañeros en toda mi formación, este logro es de y para nosotros. A mis hermanos Diego, Daniel 
y Oscar por apoyarme y tolerarme en mi peores días. A mis tíos, abuelos, primos, primas y sobrinos. 
Investigación realizada gracias al Programa de Apoyo a Proyectos de Investigación e Innovación 
Tecnológica (PAPIIT) de la UNAM con clave PAPIIT-IV00215-RV100215. Agradezco a la DGAPA-
UNAM la beca recibida. 
Rodrigo Martínez 
 
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Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
 
 
 
 
 
Dedicada a mis abuelos 
 
José Cornelio Martínez 
Consuelo García 
María de la Luz Vieyra 
Jesus Abarca Andrade 
 
Y a mis padres 
 
María Elena Abarca 
José Luis Martínez 
“Porque cada día es una 
oportunidad para crecer” 
 
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 Martínez-Abarca, 2017 
Índice 
 
Información general .......................................................................................................................... 2 
Agradecimientos ............................................................................................................................... 4 
Resumen ........................................................................................................................................... 8 
Introducción ................................................................................................................................... 10 
1.1. Los lagos: Reflejo del medio que los rodea ..................................................................................... 10 
1.2. Incendios forestales ......................................................................................................................... 11 
1.2.1. Regímenes de incendio ........................................................................................................... 11 
1.2.2. Forzantes de incendios ............................................................................................................ 12 
1.3. Material carbonizado ...................................................................................................................... 13 
1.3.1 Formación ................................................................................................................................ 13 
1.3.2 Tafonomía del material carbonizado.......................................................................................14 
1.4 Importancia de la actividad volcánica en la generación de incendios ............................................ 15 
Planteamiento del problema ........................................................................................................... 18 
2.1 Antecedentes................................................................................................................................... 18 
2.2 Justificación ..................................................................................................................................... 20 
2.3 Objetivos .......................................................................................................................................... 21 
2.4. Hipótesis .......................................................................................................................................... 21 
Sitio de estudio: Lago de Chalco ....................................................................................................... 23 
3.1 Localización ..................................................................................................................................... 23 
3.2 Fisiografía ........................................................................................................................................ 23 
3.3. Climatología ..................................................................................................................................... 26 
3.3.1. Forzantes y clima actual .......................................................................................................... 26 
3.3.1.1. Clima en México .................................................................................................................. 26 
3.3.1.2. Clima en la cuenca de México y lago de Chalco .................................................................. 27 
3.3.2. Variación climática durante el Cuaternario ............................................................................. 30 
3.4. Vegetación ....................................................................................................................................... 31 
3.5. Actividad volcánica y reconstrucciones paleoambientales en Chalco ............................................ 31 
Materiales, métodos y trabajo previo .............................................................................................. 37 
4.1 Trabajo en campo ............................................................................................................................ 37 
4.2 Trabajos previos: Núcleo CHA11-VII ................................................................................................ 38 
4.3 Trabajo en laboratorio ..................................................................................................................... 42 
4.4 Análisis de partículas carbonizadas ................................................................................................. 43 
 
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Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
4.5. Detección de picos .......................................................................................................................... 45 
4.6 Modelo de edad .............................................................................................................................. 46 
Resultados ...................................................................................................................................... 47 
5.1 Modelo de edad CHA11-VII ............................................................................................................. 47 
5.2 Tefra Tláhuac ................................................................................................................................... 49 
5.3 Tefra 9.12m ..................................................................................................................................... 52 
5.4 Pómez Tutti Frutti ............................................................................................................................ 52 
5.5 Pómez Toluca Superior .................................................................................................................... 55 
Discusión ........................................................................................................................................ 60 
6.1 Tefra Tláhuac ................................................................................................................................... 61 
6.2 Tefra 9.12 m .................................................................................................................................... 64 
6.3 Pómez Tutti Frutti ............................................................................................................................ 68 
6.4 Pómez Toluca Superior .................................................................................................................... 75 
6.5 Comparación de eventos volcánicos y regímenes de incendio ....................................................... 78 
6.5.1 Sección 1: Incendios y variabilidad climática .......................................................................... 78 
6.5.2. Sección 2: Dinámica de los incendios en relación a la distancia del aparato volcánico .......... 82 
6.5.3 Sección 3: Incendios y señal secundaria .................................................................................. 84 
Conclusiones ................................................................................................................................... 86 
Referencias ..................................................................................................................................... 89 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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 Martínez-Abarca, 2017 
Resumen 
 
Los incendios forestales, definidos como la propagación libre de fuego, liberan a la atmósfera 
material carbonizado resultado de la quema de la vegetación. La diferenciación de señales 
primaria/secundaria en las partículas de carbón depositadas en los sedimentos lacustres, puede 
permitir la reconstrucción de los regímenes de incendio de origen local (cercanos al lago), extra-
local (límites de la cuenca) y regional (originados en otra cuenca). La cuenca de México, en particular 
el lago de Chalco, han sido testigos de importantes cambios ambientales durante el Pleistoceno 
tardío y el Holoceno. Los periodos de glaciaciones e interglaciares, en conjunto con la intensa 
actividad volcánica, han sido los forzantes que han modelado a la vegetación, y que han 
determinaron el régimen de incendios en la zona. 
El objetivo del presente estudio es el análisis de partículas de material carbonizado en sedimentos 
lacustres del lago de Chalco, antes y después de dos eventos de actividad volcánica explosiva y 
efusiva bajo diferentes contextos climáticos en el marco de los últimos 30 mil años. Estos son la 
tefra Teuhtli o también nombrada Gran Ceniza Basáltica (~28,500 años, posible origen del volcán 
Teuhtli); la tefra 9.12 m (~27,000 años, con posible origen del campo monogenético del 
Chichinautzin); la Pómez Tutti Frutti o también conocida como Pómez con Andesita (~17,600 años, 
del volcán Popocatépetl) con su asociada Pómez Gris (posible fase temprana de la erupción del 
Popocatépetl o actividad volcánica de Dos Cerros) y la Pómez Toluca Superior (~12,000 años, del 
volcán Nevado de Toluca) con una capa de ceniza previa asociada. Se analiza si los incendios 
producidos se relacionan con la composición vegetal al momento del evento volcánico, el contexto 
climático, la dinámica particular de cada erupción o bien la interacción de todos estos factores. 
Se estimaron las concentraciones de material carbonizado en las muestrasy fue calculado el valor 
de flujo de carbón (CHAR). A partir de los datos de área en cada partícula, se hizo la diferenciación 
entre la señal primaria (incendios cercanos) y la secundaria (posible aporte regional y posterior 
depósito al lago) y mediante una regresión de loess se analizaron los valores de CHAR que estén 
indicando incendios cercanos al lago. El CHAR fue comparado con datos de insolación de primavera 
para los 20°N, valores de δ18O del NGRIP de Groenlandia y datos de paleovegetación y porcentaje 
de titanio de los sedimentos del lago de Chalco. 
 
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Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
Los resultados indican que el contexto climático es importante en la generación de incendios previo 
al depósito volcánico. En general, condiciones de humedad baja y alta insolación de primavera 
presentaron incendios de mayor intensidad y mayor severidad que los periodos con condiciones 
opuestas. Lo anterior está asociado con una alta densidad de comunidades boscosas las cuales 
funcionaron como fuente de combustible. 
Por otro lado, dada la alta resolución de los datos fue posible asociar las distintas etapas o fases 
descritas para el Popocatépetl y el Nevado de Toluca con incrementos en los valores de CHAR. De 
esta manera se infirió que el tipo de vulcanismo y las fases que comprendieron a cada erupción 
volcánica fue determinante en la generación de incendios. Se observó que la proximidad de la 
fuente de emisión volcánica no necesariamente conlleva un alto depósito de material carbonizado, 
sino condiciones como la dirección dominante del viento, la cobertura arbórea y el tipo de erupción 
son variables importante. Es el caso de la PTS donde prevalecieron condiciones adecuadas para un 
gran depósito de carbón primario regional; la TTH donde el material carbonizado primario fue de 
origen local, la T912 con valores de CHAR intermedios asumiendo un origen local y por último la PTF 
con valores bajos de carbón de origen extra-local asociados con el establecimiento de glaciares en 
las zonas altas de la cuenca de México y poca biomasa vegetal. 
El posterior re-depósito en los sedimentos lacustres de las partículas de carbón remanentes en la 
cuenca una vez ocurrida la actividad volcánica, dependerá principalmente de los agentes de 
transporte en el momento que se generan, permitiendo el arrastre de las partículas al cuerpo de 
agua. 
Se ha concluido que en zonas tectónico-volcánicas activas la interacción de variables como el 
contexto climático que a su vez conlleva al tipo de vegetación establecida, así como la dinámica y 
tipo de erupción volcánica, son factores importantes para el estudio de los incendios y los modelos 
de transporte y depósito de material carbonizado en los sedimentos lacustres. 
 
 
 
 
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 Martínez-Abarca, 2017 
Capítulo 1 
Introducción 
 
1.1. Los lagos: Reflejo del medio que los rodea 
En zonas continentales, algunos de los registros de cambios ambientales y climáticos se encuentran 
en los sedimentos depositados en el fondo de los lagos. Los sistemas lacustres funcionan como 
trampas, en donde se deposita de manera más o menos continua, material proveniente de la 
erosión como arenas y arcillas, depósitos de productos piroclásticos; así como material formado 
dentro del mismo sistema como materia orgánica en descomposición o restos de organismos 
(Bradley, 1999). 
La cantidad y tipo de material depositado dependerá de los procesos que intervengan en su 
formación, como las condiciones climáticas, limnológicas, geológicas o alguna perturbación en el 
medio, por lo que el análisis de su contenido en una secuencia sedimentaria es una forma de 
conocer el pasado del medio terrestre y acuático donde se originaron. 
El uso de indicadores o proxies contenidos en los sedimentos depositados en el fondo de los lagos, 
es la herramienta utilizada para reconstruir las condiciones pasadas. Entre ellos encontramos 
diversos indicadores como los biológicos: polen, diatomeas, ostrácodos y cladóceros, que, al 
desarrollar su ciclo de vida en rangos de tolerancia definidos, se convierten en herramientas 
fundamentales en la descripción de los cambios o perturbaciones ocurridas en su medio (Birks, 
1980). Otros indicadores son los geoquímicos: como la concentración de ciertos elementos mayores 
y traza (calcio, titanio, hierro, etc.) los cuales modifican su concentración dependiendo de las 
características del medio en el momento que ocurrió su depósito. 
Si bien, el entorno en general es resultado de cambios graduales a lo largo del tiempo, también se 
pueden presentar perturbaciones relativamente rápidas dadas por eventos volcánicos o 
meteorológicos, los cuales, al alcanzar un grado de severidad importante en el sistema, se registran 
en los sedimentos lacustres por medio de cenizas volcánicas y material carbonizado, por mencionar 
algunos. 
 
11 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
Es así que los sedimentos que se acumulan en el fondo de los lagos son un reservorio de indicadores 
que pueden ser útiles para la reconstrucción pasada, no sólo de su historia natural, sino también de 
las perturbaciones naturales o las alteraciones recientes causadas por la actividad antrópica. 
1.2. Incendios forestales 
 
Un incendio forestal es la propagación libre y no programada de fuego sobre la vegetación en 
bosques, selvas, zonas áridas y semiáridas (CONAFOR, 2015). Cada año, los incendios forestales 
destruyen millones de hectáreas de bosques y otros tipos de vegetación, incrementando la erosión 
de los suelos, así como la liberación a la atmosfera de una parte del carbono y nutrientes 
acumulados previamente en el ecosistema (FAO, 2007). 
A lo largo de la historia previa a los asentamientos humanos, han ocurrido incendios derivados de 
eventos meteorológicos, como descargas eléctricas o sequías, y en zonas volcánicas activas por 
emisión de productos volcánicos (Lloret, 2004). Los incendios representan desde el punto de vista 
ecológico, una perturbación o disturbio, una pérdida de individuos o biomasa que se produce de 
forma súbita o episódica. 
Después de la perturbación, se produce un proceso de recuperación del ecosistema, el cual se mide 
en términos de resiliencia o velocidad a la que el ecosistema alcanza los parámetros anteriores a la 
perturbación (Lloret, 2004). 
1.2.1. Regímenes de incendio 
 El concepto de regímenes de incendios se refiere a la caracterización de las perturbaciones que 
afectan a un espacio determinado a lo largo del tiempo. Incluye parámetros como: 
 Intensidad: mide la magnitud física de la perturbación, por ejemplo, las temperaturas 
alcanzadas en el incendio. 
 Severidad: mide el grado de afectación de la perturbación en los organismos o en las 
propiedades del sistema, por ejemplo, el porcentaje de árboles muertos por el fuego. 
 Extensión: hace referencia a la superficie afectada 
 Frecuencia: medida como número de perturbaciones que se producen en un área concreta, 
a lo largo de un periodo o tiempo determinado. 
 
12 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
 Periodo de recurrencia: medido como el tiempo necesario para que un área vuelva a ser 
afectada por la misma perturbación. 
 Estacionalidad: época del año en que se producen las perturbaciones. 
Un evento de incendio individual considera cuatro variables: ignición, combustible, oxígeno y una 
reacción en cadena que propague la quema. A escala global, la frecuencia de las igniciones, la 
abundancia de combustible, distribución y condiciones tales como la concentración de oxigeno 
atmosférico, tienen variaciones a escala geológicas y afecta a los regímenes de incendios (Courtney, 
2013). 
Existen diferentes métodospara determinar los regímenes de incendios. La aplicación científica de 
éstos, pueden ayudar a la reconstrucción histórica de dichas perturbaciones (CFS, 2014). Entre estos 
encontramos documentos históricos y fotografías, dendrocronología (datos de incendios, edad del 
árbol, datos de la muerte y crecimiento de la vegetación), datos de la estructura de la vegetación, y 
material carbonizado (Whitlock & Larsen, 2001). 
1.2.2. Forzantes de incendios 
 
Las complejas interacciones entre los controles que 
operan los incendios a múltiples escalas temporales y 
espaciales, alteran la ocurrencia de las perturbaciones 
(Whitlock & Larsen, 2001). Estos controles son los 
llamados “top-down” (climáticos) y “bottom-up” 
(locales). 
Los controles top-down incluyen las condiciones 
climáticas y meteorológicas que pueden homogeneizar 
los regímenes de incendios a lo largo de regiones. La 
variabilidad climática, controla de manera directa a los 
incendios en escalas temporales cortas (anuales) y 
largas (milenales) y de manera indirecta la composición, 
abundancia y densidad de la vegetación, la cual 
funciona como un almacén de combustible disponible 
para la propagación de incendios (Courtney, 2013). 
Figura 1. Variación temporal y espacial de los eventos de 
fuego. Al realizar un trabajo en aras de los regímenes de 
incendio debemos valorar escalas grandes tanto en 
espacio-tiempo. Tomado de Whitlock (2001). 
 
13 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
Por otro lado, los controles bottom-up son aquellos considerados locales, como el tipo, la cobertura 
y la densidad de la vegetación (Courtney, 2013). 
Dado lo anterior, el régimen de incendio puede variar en cualquier punto del espacio y tiempo de 
acuerdo a la variabilidad en la insolación recibida, las dinámicas climáticas, y el cambio en la 
composición de la vegetación (Figura 1) (Lloret, 2004). Es por esto que el concepto de régimen de 
incendios se explica al expandir las escalas espaciales y temporales (Higuera, 2006) y es adecuado 
investigar el papel del clima y la vegetación como controles en los regímenes de incendio. 
1.3. Material carbonizado 
1.3.1 Formación 
 
Cuando ocurren los incendios forestales, se generan partículas de material carbonizado o carbón 
vegetal. Éste es un producto sólido, frágil y poroso, con un alto contenido de carbono (del orden del 
80%). Se produce por un proceso de calentamiento en materiales orgánicos como madera y otros 
residuos vegetales en ausencia de aire (hasta temperaturas de 400 a 700°C) llamado pirólisis o 
carbonización (Scott, 2010). 
La naturaleza de la carbonización varía en función de la cantidad de oxigeno presente, cuando éste 
está ausente se trata de una pirólisis (Whitlock & Scott, 1992). Durante la carbonización de la 
madera se producen una serie de cambios químicos y pueden distinguirse tres fases claramente 
diferenciadas. 
 
Figura 2. Quema de madera, zona de pirólisis y material carbonizado resultante después de la perturbación (Fotografía propia) 
En una primera etapa, hasta alcanzar los 170°C, se produce fundamentalmente la deshidratación y 
degradación de la madera. En una segunda etapa, hasta los 270°C hay un abundante 
desprendimiento de gases (CO2 y CO principalmente) y de líquidos. En la tercer y última etapa hasta 
 
14 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
alcanzar la temperatura final en torno a los 600°C, se produce la pirólisis propiamente dicha; la 
emisión de sustancias volátiles es máxima. El residuo sólido resultante es el material carbonizado 
(Figura 2). El rendimiento en carbón del proceso puede variar dentro de límites muy amplios, 
dependiendo del tipo de madera, de su contenido en agua y de las condiciones en que se haya 
operado la carbonización (tiempo de calentamiento y temperatura alcanzada). La tasa con la cual el 
material carbonizado se acumula en los lagos 
depende de las características del incendio y los 
procesos que lo transportan (Whitlock & Scott, 
1992). 
1.3.2 Tafonomía del material carbonizado 
 
Durante la generación del material carbonizado o 
en un periodo de tiempo muy corto a la 
perturbación se da un primer depósito 
produciendo el carbón conocido como primario. 
De manera subsecuente, factores de transporte 
como el viento y el agua trasladan partículas 
almacenadas en el suelo y las depositan en los 
lagos aun en momentos en los que no ocurren 
incendios, dando lugar al material carbonizado 
secundario (Whitlock & Larsen, 2001). 
La relación entre el diámetro del material 
carbonizado y las velocidades a las que viajan muestran diferencias aerodinámicas fundamentales 
(Clark, 1988). Una sección delgada del carbón (<100 µm) se levanta a velocidades relativamente 
bajas de viento, mientras que partículas macroscópicas (>100 µm) se depositarían entre 10 y 100 
metros del lugar (Figura 3) (Higuera et al., 2010) 
Los productos de combustión por incendios pueden ser transportados a grandes alturas y largas 
distancias, por lo que la fuente del carbón puede provenir de fuentes locales en la cuenca de 
depósito, extra-locales (cercanas, pero fuera de la cuenca) o regionales (fuera de la cuenca). 
Figura 3. Tafonomía del material carbonizado. De manera 
principal existen dos tipos de depósito: un primario y secundario. 
Tomado de Whitlock, 2001. 
 
15 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
En general, las partículas de carbón macroscópicas proporcionan un registro de la actividad local. 
Un estudio de la acumulación de carbón posterior a incendios de 1988 en el Parque Nacional de 
Yellowstone, indica que las partículas macroscópicas de carbón (>125 µm de diámetro) eran 
abundantes en zonas comprendidas dentro de un radio de 7 km del sitio del incendio (Whitlock & 
Millspaugh, 1996), más allá de esa distancia la acumulación de las partículas disminuye 
notablemente. Los estudios sobre la dinámica de incendios actuales en el Cinturón Volcánico 
Transmexicano reportan que partículas mayores a 70 µm indican incendios ocurridos alrededor de 
los cuerpos de agua con un radio de influencia de 5 km (López, 2014) 
Por el contrario, se considera que las partículas microscópicas son evidencia de incendios regionales 
o extra-locales, pero de igual forma, si las condiciones de transporte son óptimas, partículas 
macroscópicas pueden ser arrastradas hasta su depósito en el lago. (Whitlock & Scott, 1992). 
Los estudios de la acumulación de carbón después de los incendios modernos, indican que la 
deposición de carbón en los lagos puede continuar varios años después del evento real. Whitlock y 
Millspaugh (1996) observaron que los lagos en cuencas quemadas y no quemadas de Yellowstone 
recibieron carbón vegetal durante los incendios de 1988, pero las cantidades de carbón continuaron 
aumentando significativamente durante 15 años en cuencas quemadas. También señalan que las 
partículas aledañas al lago durante el incendio fueron transportadas y depositadas en la zona litoral 
y años posteriores al incendio, este material fue re-depositado a zonas profundas. 
La tasa con la cual el material carbonizado se acumula en los sedimentos lacustres depende de la 
cantidad de carbón producida en el incendio, que a su vez depende de la cantidad de combustible 
disponible y de la severidad del incendio, de los procesos atmosféricos y fluviales que transportan 
el carbón al cuerpo de agua, así como los procesos sedimentológicos que operan en el lago (Long et 
al., 1998). 
 
1.4 Importancia de la actividad volcánica en la generación de incendios 
 
En ambientes volcánicos – tectónicos activos, la actividad volcánica puede ejercer un control en la 
sedimentación lacustre al modificar la forma y estructura dela 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 (Ortega et al., 2015). 
 
16 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
Cuando un volcán entra en erupción puede llegar a expulsar material como fragmentos de roca a la 
atmosfera, que posteriormente por transporte de arrastre o eólico se deposita en los cuerpos de 
agua cercanos, a este material se le conoce como tefra. Se tiene registro que la mayoría de las 
partículas mayores de un milímetro de tamaño caen al cabo de 30 minutos del tiempo que fueron 
expulsadas (De la Cruz, 2014). Las partículas más pequeñas que son menores a 0.01 mm pueden 
permanecer en la atmosfera durante dos o tres años después de una erupción volcánica. 
Hay básicamente dos tipos de erupciones; efusivas y explosivas. Las primeras ocurren cuando la 
presión dentro del magma se libera a una tasa similar a la que se acumula, esto es, cuando el magma 
puede salir a la superficie sin explotar (De la Cruz, 2014). 
Las erupciones efusivas tienen como máximo riesgo la emisión de fuentes y coladas fluidas de lava, 
que pueden afectar a la vegetación de forma puntual por el paso directo de lava sobre ella y los 
incendios forestales derivados de las altas temperaturas que se irradian desde los flujos lávicos. 
Salvo en tasas muy altas de emisión de lava, las coladas afectan a extensiones de terreno de unos 
centenares de metros de anchura y algunos miles de longitud (De la Cruz, 2014). 
En una erupción explosiva el magma acumula mayor presión de la que puede liberar, las burbujas 
en su interior crecen hasta tocarse y el magma se fragmenta violentamente. En erupciones 
explosivas, la emisión de flujos piroclásticos, el desencadenamiento de avalanchas, lahares y la caída 
de tefras son los eventos que causan un mayor daño en la cobertura vegetal (Ávila, 2006). Cerca del 
cráter, la caída de piroclastos calientes puede quemar directamente la vegetación. La temperatura 
de los flujos piroclásticos puede mantener en combustión la madera arrastrada durante varios días 
a considerable distancia del punto de emisión. Moore y Sisson (1981) constataron la presencia de 
fuegos a 15 kilómetros del cráter en las laderas norte, noroeste y noreste del monte Santa Helena, 
once días después de la gran explosión de 1980. Además, madera intensamente carbonizada se 
encontró entre las diferentes capas de los depósitos de esta explosión. 
Los efectos de las erupciones van a depender tanto de su dinámica, así como de circunstancias 
locales que pueden disminuir o incrementar dichos efectos (Tabla 1). Las propiedades de cada 
erupción, el clima, la distancia al punto de emisión y las propias características de la vegetación 
afectan a la capacidad de las plantas para sobrevivir a un evento de este tipo. 
 
17 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
Si en una erupción se emiten lavas y gases muy calientes, cualquier organismo vivo perece sin 
excepción. Los gases asociados a las erupciones (dióxido y monóxido de carbono, hidrogeno, 
compuestos de azufre, cloro, amoniaco, etc.) causan la muerte o graves daños en la vegetación 
(Ávila, 2006). 
Tabla 1. Impacto de peligros volcánicos sobre la vegetación. Tomado de Ávila. (2006) 
Peligro volcánico Área afectada Intensidad daño Daño causado Duración efectos 
Coladas lávicas Pequeña-media Alta Enterramiento/quema Centurias 
Caída piroclástica Grande (>15 km2) Alta Enterramiento/quema Décadas/Años 
Flujos piroclásticos Pequeña Alta Enterramiento Centurias/Décadas 
Avalanchas Media Moderado – Bajo Enterramiento Centurias/Décadas 
Lahares Media Moderado – Bajo Enterramiento Años 
 
La vegetación empieza a recuperarse transcurrido un tiempo después una erupción. La sucesión 
primaria se inicia sobre el nuevo sustrato geológico y edáfico que carece de plantas. En este nuevo 
sustrato, la capacidad de retener agua, el intercambio de nutrientes y el tamaño de las partículas 
que lo integran es fundamental. La tasa de recuperación es lenta, sobre todo en coladas de lava 
poco meteorizadas (Ávila, 2006). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
18 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
Capítulo 2 
Planteamiento del problema 
2.1 Antecedentes 
 
El uso de material carbonizado en reconstrucciones pasadas se ha orientado en su mayor parte a la 
clasificación taxonómica de los restos, con el objetivo de reconocer los taxones presentes y los 
cambios a lo largo del tiempo (Pique, 2006). 
Durante las últimas dos décadas, se han realizado estudios empíricos y teóricos que han ayudado a 
identificar claves acerca de los procesos tafonómicos que afectan a los registros de sedimentos de 
carbón (Clark, 1988; Higuera et al., 2010). Esto proporciona un fundamento teórico para el 
desarrollo de marcos analíticos que interpreten la ocurrencia de incendios de los registros continuos 
de carbón vegetal macroscópico (Clark, 1988; Mohr & Whitlock, 2000). 
La evaluación del análisis de carbón y desarrollo de técnicas analíticas apropiadas, se mantienen con 
dos objetivos de investigación importantes, uno es la interpretación de las características y el 
segundo la variabilidad de los regímenes de incendios pasados. Estudios previos usan metodologías 
satelitales y registros de material carbonizado en sedimentos lacustres en la zona sur y centro de 
México, estableciendo a este proxy como un buen indicador en los regímenes de incendios y 
propone a su vez el área de distribución de 5 km y umbrales del tamaño de las partículas de carbón 
de 70 micras en dicha área de estudio (López , 2014). 
En estudios actuales, se ha identificado que la morfología del carbón influye en la interpretación del 
proxy, las partículas esféricas de carbón sugieren la quema de combustibles fósiles y otros 
elementos propios del petróleo, mientras que las formas alargadas provienen de la quema de 
madera (Thevenon & Flavio, 2007). De igual forma existen nuevos métodos automatizados ópticos 
que muestran la completa y reproducible cuantificación de las partículas de carbón. 
Los recientes avances en técnicas cuantitativas usadas en la reconstrucción de incendios incluyen 
mediciones de la biomasa (Marlon & Whitlock, 2006; Seppa et al., 2009); compilaciones de los datos 
globales de paleofuegos (Power et al., 2007; Power et al., 2010), evaluaciones estadísticas y 
esquemas de detección de picos en los datos de flujo de carbón (Higuera et al., 2010), comparación 
de proxies usando registros históricos, anillos de crecimiento de árboles y sedimentos lacustres 
 
19 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
(Higuera et al., 2005; Higuera et al., 2011); modelos de dispersión de material carbonizado (Higuera 
et al., 2007) así como protocolos en la selección de sitios, muestreo y técnicas de laboratorio (Ali et 
al., 2009). 
Las investigaciones antropológicas en el mundo, han tomado el material carbonizado como un 
trazador arqueológico. Por mencionar algunos, se cuenta con estudios en yacimientos 
arqueológicos en Roma (Itaxo, 2005) y la Sierra de Alar, España (Ruiz, 2003). 
En México se han utilizado las partículas de material carbonizado como indicadores de incendio para 
conocer las dinámicas de la vegetación a través del tiempo. Tal es el caso del Lago Verde en Los 
Tuxtlas (Lozano et al., 2007; Lozano-García et al., 2010), Laguna Atezca en Hidalgo (Conserva, 2002) 
y el Lago Zirahuén en Michoacán (Torres-Rodríguez, 2010). Por otra parte el estudio sobre episodios 
de incendios y su relación con el clima y el vulcanismo en la cuenca de México relaciona la actividad 
volcánica con la dinámica de fuego. 
Los estudios de la actividad volcánica en la cuencade México han evaluado la dinámica particular 
de los eventos eruptivos en diferentes edificios volcánicos (Siebe & Macias, 2004; Macias, 2007). 
Estudios particulares de la región han hecho referencia a depósitos del Popocatépetl (Robín, 1984; 
Espinasa & Martin del Pozzo, 2006; Sosa et al., 2012), Nevado de Toluca (Newton & Metcalfe, 1999; 
Arce et al., 2003; Lozano et al., 2005; Macías, 2007; D’Antonio, 2008) y Teuhtli (Mooser, 1967; Siebe 
et al., 2005; Ortega et al., 2015). 
En particular en el Lago de Chalco, hay estudios previos enfocados en la historia volcánica, climática 
y de incendios. Tal es el caso de descripciones estratigráficas y cronológicas en las secuencias 
lacustres de Chalco (Herrera, 2011), registros geoquímicos a lo largo de los últimos 40,000 años en 
el lago, con lo que se infieren condiciones ambientales y climáticas (Leigh, 2012), proxies biológicos 
como diatomeas y polen desde el MIS 3 así como la datación de eventos volcánicos (Lozano-García 
et al., 2015), paleoclimatología y paleolimnología general de la cuenca de Chalco (Caballero, 1997; 
Caballero y Ortega, 1998; Caballero et al., 2010), datación de sedimentos, tefracronología e historia 
deposicional en el lago de Chalco (Ortega et al., 2015) y finalmente la historia general de los 
paleofuegos ocurridos desde hace 85 mil años asociados a actividad volcánica y sequías (Torres et 
al., 2015). 
 
20 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
2.2 Justificación 
 
La presencia frecuente de cenizas volcánicas en los sedimentos lacustres del lago de Chalco, así 
como la preservación de partículas de carbón en los mismos, abre la posibilidad para evaluar el 
impacto de la actividad volcánica en los regímenes de incendio de la cuenca. 
La materia carbonizada en sedimentos lacustres asociada con eventos volcánicos ha sido poco 
estudiada. El enfoque principal en las investigaciones de este proxy paleoambiental, ha estado 
dirigido a su vinculación con eventos meteorológicos como sequías dadas las anomalías climáticas 
globales en el pasado, así como al efecto antropogénico en los ecosistemas. 
Establecer las relaciones entre la actividad volcánica y el régimen de incendios es un tema de 
investigación novedoso que abre la discusión sobre la dinámica de los incendios en una región 
volcánicamente activa. La cuenca, localizada geográficamente dentro de una zona térmica tropical, 
conjuga la dinámica climática regional y global con los eventos volcánicos los cuales ocurrieron 
durante periodos de cambio climático. 
Los estudios de paleofuegos realizados en México, en particular en la cuenca de México, son 
escasos. Los pocos que se han realizado abarcan escalas temporales amplias, a pesar de manejar 
largos periodos no permiten entender como la actividad volcánica afectó las comunidades vegetales 
ya que no son continuos. Este trabajo pretende enfocarse en cuatro momentos puntuales dentro 
del registro sedimentario de Chalco para los últimos 30 mil años, mediante un muestreo continuo 
que permita entender el régimen de incendios en escalas de decenas de años. Además, dentro del 
contexto de la variabilidad climática que se ha documentado para la cuenca durante el Pleistoceno 
tardío, el presente estudio aportará información sobre el impacto de los eventos de incendio en la 
vegetación. 
Con esta investigación se propone responder a las siguientes preguntas: ¿Es el clima el forzante 
principal en los eventos de fuego durante los periodos analizados en la cuenca de Chalco?, ¿Es la 
actividad volcánica el factor determinante en la dinámica de incendios en la cuenca? 
La importancia de la resolución a las preguntas anteriores se basa en la frecuente actividad volcánica 
de la región, pues dos de los complejos volcánicos estudiados son considerados activos (Nevado de 
Toluca y Popocatépetl). Por otra parte, anualmente en la cuenca de México se registran cerca de 
 
21 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
450 incendios abarcando un área de 840 hectáreas (CONAFOR, 2016). El entendimiento del 
desarrollo de los incendios en la Cuenca de México desde un contexto climático y volcánico, podría 
funcionar como motor de nuevas ideas en la evaluación del riesgo, medidas de vulnerabilidad e 
impacto ambiental para los asentamientos cercanos a dichos volcanes. 
De aquí la importancia de establecer a las partículas de carbón como un proxy alterno o 
complementario a los estudios previos realizados dentro del mismo lago con diferentes indicadores. 
2.3 Objetivos 
 
El presente estudio tiene como objetivo definir los regímenes de incendio a partir del análisis del 
material carbonizado en la secuencia de sedimentos lacustres CHA11-VII del lago de Chalco, antes 
y después de cuatro eventos volcánicos: tefra Tláhuac, tefra 9.12 m, Pómez Tutti Frutti y Pómez 
Toluca Superior. Los objetivos particulares son: 
 Estimar las concentraciones y flujos de carbón (CHAR) antes y después de cada evento 
volcánico analizado. 
 Establecer las diferencias entre el CHAR primario y secundario para cada evento volcánico. 
 Evaluar a través de los valores de CHAR si la proximidad del evento volcánico al sitio de 
depósito tiene una señal característica. 
 Inferir sí los incendios fueron influenciados por las condiciones climáticas globales al 
momento de la perturbación. 
 Evaluar si los incendios de origen volcánico están influenciados por la dinámica e intensidad 
de cada erupción. 
 Establecer si la severidad de los incendios está asociada a las características de la vegetación, 
la distancia al edificio volcánico, el clima, el tipo de erupción o una combinación de estos factores 
durante cada tefra analizada. 
2.4. Hipótesis 
 
El lago de Chalco responde al clima global, y dado que las erupciones volcánicas ocurrieron en 
periodos con distintos climas (p.ej. glaciar e interglaciar), la intensidad de incendios fue modificada 
dependiendo del clima prevalente en ese momento, teniendo así un régimen de incendio mayor en 
periodos secos con alta insolación de primavera y regímenes de incendios menores durante 
periodos húmedos. 
 
22 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
Dado que el clima modifica la vegetación en la región, durante los periodos con condiciones 
húmedas se establecerán comunidades vegetales distintas a las de climas secos. Así, las 
comunidades vegetales funcionan como combustible para los incendios. Bajo condiciones de mayor 
humedad se favorece el desarrollo de bosques, lo que implica mayor biomasa con posibilidades de 
ser quemada, aunque con mayor contenido de agua en sus estructuras lo cual limitaría esta 
perturbación. Un segundo escenario de condiciones secas promoverá el desarrollo de pastizales, 
teniendo una mayor posibilidad de ser quemada dada la temperatura ambiental y su bajo contenido 
de agua. 
La actividad volcánica tiene una fuerte influencia en las comunidades al quemar la vegetación 
aledaña al edificio volcánico. Al ocurrir el evento eruptivo las partículas de material carbonizado 
primarias podrían ser transportadas con mayor facilidad hacia el lago de Chalco debido a su forma 
aerodinámica. Sin embargo, vulcanismo efusivo tendría un radio de afectación menor que 
erupciones explosivas, en el primer caso por la quema directa de flujos de lava y en el segundo por 
el desarrollo de flujos piroclásticos que logren quemar la vegetación en un radio mayor, el efecto 
de la quema se incrementara de acuerdo a las condiciones de humedad y el combustible disponible 
para quemar (vegetación). Posterior al evento volcánico, la severidad e intensidad de los incendios 
será menor y por lo tanto el material carbonizado disminuirá. 
El transporte y posterior depósito de partículas de carbón secundarias de origen volcánico difiere 
de acuerdo a la proximidad del edificio volcánico al lago. Cuanto más cercanasea la erupción 
volcánica, mayor será la cantidad de carbón depositado en el lago en comparación con eventos 
lejanos. Lo anterior se detecta en los sedimentos de acuerdo con el tamaño de partícula de material 
carbonizado, con valores mayores de partículas secundarias en erupciones lejanas y valores altos 
de partículas primarias en las erupciones cercanas al lago. Aunque el registro de éstas señales podría 
cambiar de acuerdo a las condiciones climáticas y a la dinámica eruptiva en términos de la 
intensidad, severidad y extensión que tuvieron los incendios. 
La generación de incendios y su régimen dependerán de varios forzantes, cada evento volcánico 
presenta características particulares en su dinámica eruptiva, comunidades vegetales determinadas 
circundantes al volcán al momento de su ocurrencia y bajo condiciones climáticas específicas. 
 
23 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
 
Capítulo 3 
Sitio de estudio: Lago de Chalco 
3.1 Localización 
El presente estudio se realizó con muestras del núcleo CHA11-VII extraído en el antiguo lago de 
Chalco, en la actualidad está reducido a un lago perenne en forma de C invertida de 1 a 2 metros de 
profundidad (Figura 4) (Ortega et al., 2015). Este cuerpo de agua está ubicado en la subcuenca de 
Chalco (19°15’N, 98°58’W, 2240 msnm) la cual tiene un área aproximada de 1100 km2 de los cuales 
240 km2 corresponden a la planicie lacustre, y se ubica al sureste de la cuenca de México en la 
porción centro-oriental del Cinturón Volcánico Transversal (CVT) (Ortega et al., 2015). La presencia 
casi ininterrumpida del cuerpo de agua principal durante el Cuaternario tardío, ha permitido que se 
conserve un registro paleoambiental continuo y con buena resolución temporal (Herrera, 2011). 
 Figura 4. Fotografía del Lago de Chalco con vista a la Sierra Nevada. Tomada por Lozano (Marzo, 2016) 
3.2 Fisiografía 
 
El Cinturón Volcánico Transversal es definido como un arco magmático continental (Gómez-Tuena 
et al., 2005) se extiende desde el estado de Nayarit hasta Veracruz con una longitud aproximada de 
1000 km y dirección preferencial E-W (Mooser & Ramírez , 1987). Cuenta con más de 8,000 
estructuras volcánicas (Robin, 1982) en las que se encuentran el Pico de Orizaba, Popocatépetl, 
Jorullo, Paricutín y Nevado de Toluca. 
El volcanismo relacionado al CVT puede ser dividido en tres episodios: un periodo con dominancia 
en elementos máficos (en su mayor parte elementos alcalinos), volcanismo entre los 11 y 8 millones 
de años (Ma), un intervalo de disminución en el vulcanismo entre los 8 y 5 Ma y un nuevo episodio 
 
24 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
de volcanismo máfico y alcalino desde los 5 Ma al presente, asociado a la formación de la cuenca 
de México (Ferrari et al., 1999). 
En la parte central del CVT se encuentra el campo volcánico monogenético del Chichinautzin (CMC) 
el cual contiene cerca de 220 edificios volcánicos monogenéticos, entre los que se encuentran el 
Chichinautzin, Pelado, Tláloc, Tres Cruces, Teuhtli y Dos Cerros, cuyas geomorfologías indican 
actividad durante el Cuaternario en un área mayor a 6,000 km2 (Márquez et al., 1999). La actividad 
temprana del CMC comenzó en el Pleistoceno con volcanismo a lo largo de toda la sierra, 
posteriormente la actividad volcánica se concentró en la parte sur donde los flujos de lava cubrieron 
grandes extensiones (Martin del Pozzo, 1982). 
 
Figura 5. Ubicación geográfica del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVT) en blanco y la Cuenca de México en amarillo 
Al este de la CMC se encuentra la Sierra de las Cruces, es una serie de estructuras volcánicas 
asociadas a flujos de lava, piroclastos y lahares los cuales forman un rango elongado orientado NW-
SE (Mora-Álvarez et al., 1991) con actividad volcánica durante el Mioceno tardío (Mooser et al., 
1974, Osete et al., 2000). 
La Sierra Nevada está localizada al oeste de la CMC, es una línea de volcanes poligenéticos 
orientados N-S con alturas promedio de 2250 msnm los cuales son el Tláloc, Telapón, Iztaccihuatl y 
el aun activo Popocatépetl. Los dos primeros son los más viejos de la sierra con edades mayores a 
los 1.8 Ma (Mooser et al., 1974). De acuerdo a la estratigrafía, el volcán Tláloc tiene edades cercanas 
 
25 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
a los 12 millones de años (García-Palomo et al., 2002; Cadoux et al., 2011). La actividad proveniente 
del volcán Iztaccíhuatl ha sido reconocida en depósitos aledaños con fechamientos desde ~1.7 a 
<0.6 millones de años (Nixon , 1989) y el crecimiento del cono actual ha sido dividido en dos fases, 
ambas conformadas por rocas de composición andesítica y dacítica. Por último, el volcán 
Popocatépetl el cual es resultado del colapso del volcán Nexpayantla (Paleo-Popocatépetl) entre los 
50 y 30 mil años, donde se construyó el edificio volcánico al sur hace 23 mil años (Siebe & Macias, 
2004). 
En conjunto, la sierra de las Cruces al poniente, la sierra del Chichinautzin al sur, la sierra Nevada al 
oriente y la sierra de Pachuca al norte conforman los límites de la cuenca de México, una estructura 
geomorfológica cerrada de origen volcánico y tectónico con un área de 9,600 km2 y altitud media 
de 2240 msnm (Lugo et al., 1994). El arco volcánico moderno en la cuenca del México, está situado 
hacia el sur y el este de la Sierra de Las Cruces (CMC y Sierra Nevada). 
 
Figura 6. Fisiografía de la cuenca de México, cuenca de Lerma y el lago de Chalco. Se señalan las principales elevaciones 
mencionadas en el texto. 
Al sureste de la cuenca de México se localiza la subcuenca de Chalco. Esta última es limitada al norte 
por los conos volcánicos de la Sierra de Santa Catarina, al este por la Sierra Nevada, al sur por el 
campo monogenético del Chichinautzin y al oeste por el Cerro de la Estrella y el volcán Teuhtli, que 
la separan de la subcuenca de Xochimilco (Figura 6). Los domos que forman la sierra de Santa 
Catarina no cuentan con alguna edad determinada; Martin del Pozzo (1990), y Lugo-Hubp y 
colaboradores (1994), consideran que la actividad más joven de esta sierra puede ser cercana a 
20,000 años. 
 
26 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
3.3. Climatología 
3.3.1. Forzantes y clima actual 
3.3.1.1. Clima en México 
 
México alberga una variedad importante de climas, debido a su posición geográfica y fisiografía. Los 
cambios estacionales asociados a la posición de la zona intertropical de convergencia (ZITC), los 
vientos polares, así como los centros de baja presión de las latitudes medias y altas presiones de 
latitudes altas hacen que los tipos de clima cambien en el territorio, variando de tropical húmedo 
especialmente al sur, a semiárido y árido en algunas regiones del N y centro (Metcalfe et al., 2015). 
 
Figura 7. Mapa de los forzantes climáticos en México, entre los que destaca la migración estacional de la Zona Intertropical de 
Convergencia (ZITC). La ubicación del lago de Chalco ha sido señalada en la figura. 
La ZITC es una zona de bajas presiones atmosféricas dada por un calentamiento diferencial del 
ecuador respecto a latitudes medias donde los vientos alisios (aire que circula del este al oeste) 
convergen. El ascenso de aire el cual transporta humedad, propicia la generación de nubosidad lo 
que conlleva a eventos de precipitación en la zona (Waliser & Jiang, 2014). 
Existe una migración de la ZITC al hemisferio sur durante los meses de invierno y al norte en verano 
(Figura 7). Durante el verano, la radiación solar intercepta perpendicularmente a latitudes medias 
en el hemisferio norte, lo que provoca una migración de las celdas atmosféricas al norte y en 
consecuencia el desplazamiento de la ZITC hacia la misma dirección,trayendo consigo precipitación 
para la parte centro - sur de México y en consecuencia a la cuenca de México. Durante el invierno, 
la radiación solar intercepta perpendicularmente a latitudes medias del hemisferio sur, propiciando 
una migración de la ZITC en la misma dirección generando pocas lluvias para la parte centro – sur 
de México (Figura 7). 
 
27 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
A pesar de que la migración de la ZITC es el factor principal para el incremento de la precipitación 
en toda la región durante la estación de lluvias, durante el primer pico pluviométrico de la región 
(mayo-junio) los vientos alisios usualmente no alcanzan su intensidad máxima (Oliver, 2005), 
permitiendo la formación de sistemas de mesoescala como lluvias orogénicas las cuales 
incrementan la precipitación (Alfaro, 2000). 
El segundo forzante climático para México son los frentes fríos provenientes del norte. Este ocurre 
durante los meses de invierno, dada la intensificación de los vientos contralisios en el hemisferio 
norte, provocando el desvío de masas de aire frio al sur que al mezclarse con masas de aire caliente 
disminuyen de manera abrupta la temperatura y presión; lo que por consecuencia propicia un ligero 
incremento en la precipitación la cual es registrada durante los meses de invierno. 
Otros fenómenos como El Niño Oscilación del Sur (ENSO), el monzón norteamericano y los 
huracanes, tienen influencia en las variaciones climáticas en México. 
3.3.1.2. Clima en la cuenca de México y lago de Chalco 
 
El clima de la cuenca de México es templado subtropical de altura (Cw) en su porción centro y sur 
de acuerdo a la clasificación climática de Köppen (Figura 9), y seco tipo estepa (BS) en parte norte y 
oriente (Jáuregui , 2000). El clima de la región es modificado por grandes variación en relieve entre 
las llanuras de la cuenca y los volcanes (SEDESOL, 2011). 
 
Figura 8. Mapa de tipos de clima de la cuenca de México indicando el lago de Chalco de acuerdo a la clasificación climática de 
Köppen, Modificado de Jáuregui (2000) 
 
28 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
El análisis del ciclo anual medio de precipitación para la cuenca de México permite distinguir dos 
estaciones. La estación de lluvias de junio a septiembre-octubre con un máximo pluviométrico en 
julio, y la estación seca, de noviembre a abril, donde la cantidad de incendios se incrementan (Figura 
8) (CONAFOR, 2016). 
 
Figura 9. Climatograma del 2016 para la Ciudad de México con clima Templado Subhúmedo (Cwb) y una altitud de 2238 msnm. Las 
barras azules indican la cantidad de precipitación (mm) donde la promedio es de 625 mm/año y la línea roja representa la 
temperatura promedio mensual (°C) donde la promedio es de 15.9°C. Datos tomados del Servicio Meteorológico Nacional (SMN), 
(2017). 
El monitoreo de sequía para la cuenca de México reporta un incremento en el porcentaje de área 
afectada por incendios hasta 63% del territorio de la cuenca durante los meses de invierno y 
primavera (Enero-Abril). Las sequías aumentan con el incremento en las anomalías de temperatura, 
déficit de agua en suelo e incremento del grado de estrés de la vegetación a la insolación (Servicio 
Meteorológico Nacional, 2017). 
 
Figura 10. Monitor de sequía para la cuenca de México durante la primavera del 2016 y el verano de 2015, los periodos de mayor 
sequía ocurren durante los meses de primavera. Modificado de CONAGUA (2017). 
Por otro lado, durante los meses de verano (Junio-Septiembre) el 100% del territorio no tiene 
afectación. En este contexto, la alta frecuencia de huracanes o recurrencia de frentes fríos en los 
 
29 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
meses de invierno pueden atenuar el impacto de las sequías y por ende la cantidad de incendios 
forestales. 
La circulación de los vientos locales en la cuenca de México son impulsados por los contrastes 
térmicos que se originan durante el día por el calentamiento diferencial entre las montañas y la 
planicie de la cuenca, lo que resulta en vientos que se dirigen hacia las laderas, mientras que por las 
noches el flujo de aire es opuesto, el aire frío de las partes altas baja hacia el fondo de la planicie 
(Jáuregui , 2000). Esto se ve perturbado por las corrientes atmosféricas de escala regional que se 
establecen en la cuenca de México; durante el periodo de secas predominan los vientos secos del 
oeste, mientras que en el resto del año predominan los alisios que transportan humedad a la 
cuenca. La interacción de los vientos locales con los regionales determina la dirección y fuerza de 
los vientos observados, en el periodo de secas los vientos predominantes provienen del NW y con 
menor fuerza del SW y E, mientras que en periodos de lluvias los vientos predominantes alternan 
su origen entre el NE y NW (Jáuregui , 2000). 
La dirección y fuerza de los vientos modifica el patrón de distribución de aerosoles, partículas y 
cenizas volcánicas en la cuenca de México y regiones aledañas. Un ejemplo de ello, es la reciente 
actividad volcánica del Popocatépetl en época de secas, donde la dirección del viento favoreció el 
transporte eólico cenizas volcánicas al NE, llegando al centro del estado de Veracruz en un lapso de 
dos días (Bonasia & Capra, 2017). 
 
Figura 11. Modelo de dispersión de ceniza del volcán Popocatépetl durante la emanación del 26 de Enero del 2017, la dispersión 
mostrada es dos días posterior al inicio y muestra una clara distribución hacia el este de la cuenca de México la cual ha sido 
indicada en la imagen, lo colores azules representa menor densidad de partículas en la columna. Modificado del modelo FALL 3D, 
elaborado por Bonasia y Capria (2017). 
 
30 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
El lago de Chalco pertenece al tipo climático Cw, con una temperatura media anual del rango de 
12°C y 18°C, la temperatura del mes más frio es entre 3°C y 18°C mientras que la temperatura del 
mes más cálido es menor de 22°C. La precipitación anual promedio es de 1800 mm y la precipitación 
del mes más seco varia de los 0 a 40 mm. 
3.3.2. Variación climática durante el Cuaternario 
 
En el marco del Cuaternario tardío, el motor que impulsó cambios en el clima fue la distribución de 
la radiación solar a lo largo del tiempo, lo que influenció la migración de la ZITC y los frentes polares. 
Desplazamientos latitudinales de la posición media de la ZITC tanto al sur como al norte, intensificó 
o disminuyó por una parte la intensidad de los vientos alisios y por otro lado las precipitaciones que 
alcanzaron el territorio del país (Peterson et al., 2000; Hodell et al., 2008). 
Los registros de menor precipitación coinciden con temperaturas más frías (p. ej. Dryas reciente, 
eventos Heinrich) lo que se atribuye a una disminución en la fuerza de los vientos alisios y el 
desplazamiento al sur de la posición media de la ZITC (Peterson et al., 2000; Peterson & Haug, 2006), 
condiciones más húmedas se asocian a temperaturas oceánicas más cálidas, el incremento de la 
fuerza de los alisios y el desplazamiento promedio al norte de la ZITC. 
A los periodos globales de variación en la temperatura a lo largo del Cuaternario son llamados 
estadios isotópicos marinos o MIS por sus siglas en inglés (marine isotopic stage). Estos han sido 
documentados principalmente mediante el δ18O de las testas de foraminíferos en los sedimentos 
marinos de diferentes latitudes y en núcleos de hielo de Groenlandia (Quiroz, 2012). Los periodos 
cálidos son identificados con números impares, mientras que los periodos fríos con números pares 
(Bradley, 1999). Se han establecido tres estadios isotópicos marinos en los registros de los últimos 
40 mil años:MIS-1, MIS-2 y MIS-3, con inicio hace 11, 29 y 60 mil años respectivamente (Aitken & 
Stokes, 1997). 
Otro tipo de variabilidad climática durante el Cuaternario tardío son los eventos Heinrich. Estos 
eventos producen una disminución en la temperatura y salinidad del Atlántico norte afectando la 
circulación oceánica y el clima global al disminuir las temperaturas atmosféricas. Se han identificado 
tres eventos Heinrich durante los últimos 40 mil años, nombrados H1, H2 y H3, con edades de 16.8, 
24 y 31 ka cal BP respectivamente, así como una anomalía más reciente conocida como el Younger 
Dryas con una edad de 12 ka cal BP (Heinrich, 1988). Otras oscilaciones que ocurren durante el 
 
31 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
periodo glacial son los eventos Dansgaard-Oeschger (D/O) que se caracterizan por fluctuaciones 
rápidas en la temperatura con una duración aproximada de 1450 años. Para los últimos 30,000 años 
se han identificado los eventos D/O-1, D/O-2, D/O-3 y D/O-4 con edades de 14.5, 21.6, 25.5 y 28.3 
ka cal BP. 
3.4. Vegetación 
 
La vegetación de la cuenca de México, presenta una distribución altitudinal (Rzedowski y Calderón 
de Rzedowski, 2001). Las comunidades de bosques montanos están constituidas principalmente por 
los bosques de Pinus que se desarrollan de 2350 a 4000 msnm; los bosques de Abies entre los 2600 
y 3500 msnm y los bosques de Quercus de 2300 a 2800 msnm. La distribución altitudinal de los 
bosques de Juniperus de 2500 y 2800 msnm que se distribuyen principalmente en las regiones norte 
y noreste de la cuenca. Los arbustos xerofíticos se establecen en las partes septentrionales de la 
cuenca entre 2250 y 2700 msnm. Los pastizales se extienden entre los 2250 y 4300 msnm, algunas 
comunidades pueden desarrollarse en áreas abiertas de los bosques de Abies o Pinus. Cerca al lago 
de Chalco los bosques de pino-encino son las comunidades características (Lozano & Ortega, 1994). 
En la cuenca de México, la evidencia paleobotánica (Espinosa & Rzedowski, 1966) y palinológica 
apunta hacia cambios en la distribución de otras comunidades, como los bosques o pastizales 
durante el Pleistoceno tardío. Pero hay datos que parecen indicar que una combinación de cambios 
climáticos y actividad volcánica redujo la diversidad de comunidades vegetales en la cuenca y 
aumentó la diversidad específica de los bosques de pinos y encinos, convirtiéndolos en la vegetación 
actual dominante (Lozano & Ortega, 1994). 
3.5. Actividad volcánica y reconstrucciones paleoambientales en Chalco 
 
Torres-Rodríguez y col. (2015) reconstruyen episodios de fuegos para los últimos 85 mil años en la 
cuenca de Chalco, muestran 123 picos de partículas de carbón distribuidas en tres intervalos de 
frecuencia. Estos autores proponen que 97 episodios de fuego están relacionados con sequías 
asociados a valores altos de insolación de primavera y momentos de aridez en el lago de Chalco. 
Mientras que otros 26 episodios de fuego los asocian a la actividad volcánica por la presencia de 
tefras y altos valores de susceptibilidad magnética. La configuración geológica de la cuenca de 
México como una cuenca tectónica –volcánica hace que la importante actividad volcánica 
cuaternaria sugiera una relación entre las erupciones volcánicas y los eventos de fuego. El intenso 
 
32 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
vulcanismo que ocurrió durante el Cuaternario tardío en la cuenca de México con un periodo de 
recurrencia menor a 1050 años (Ortega et al., 2015) probablemente favoreció los incendios. 
Recientemente, se han realizado descripciones de lo que pudo ser el depósito proveniente del 
volcán Teuhtli nombrado como la “Gran Ceniza Basáltica” o tefra Tláhuac (TTH). El origen de la TTH 
aún no se conoce con certeza, sin embargo, debido a la similitud de la composición geoquímica de 
las rocas del volcán y de los sedimentos lacustres se ha considerado que un probable punto de 
origen sea el volcán monogenético Teuhtli (Ortega et al., 2015), cuyo cráter se encuentra a 6.5 km 
del sitio de perforación del núcleo CHA11-VII con una edad entre los 30 y 28 ka cal BP (Ortega et al., 
2015). La severidad que la erupción pudo haber tenido sobre las comunidades vegetales se observa 
en los altos valores de flujo de carbón en los sedimentos del lago de Chalco (Torres-Rodríguez et al., 
2015). El Teuhtli es una estructura volcánica que posee un cono de ceniza por arriba de 460 metros 
sobre la planicie lacustre, en la cima de un escudo de lava (Siebe et al., 2005). Se le ha asociado un 
paleosuelo por debajo de los depósitos del Teuhtli el cual fue fechado en 34,020 años cal B.P 
(Guilbaud et al., 2005). 
Entre 30 y 28 ka, las reconstrucciones climáticas con base en distintos proxies indican condiciones 
húmedas y cálidas con alta insolación de primavera en Chalco (Tabla 2). Durante el fin del MIS-3 la 
intensidad de los vientos alisios se incrementó con la posición media latitudinal de la ZITC al norte, 
lo que aumentó la precipitación y la escorrentía hacia el cuerpo lacustre. Las condiciones de 
humedad permitieron el establecimiento de vegetación en su mayoría compuesta por bosques de 
pino y encino (Hodell et al., 2008; Lozano-García et al., 2015; Torres-Rodríguez et al., 2015). 
La secuencia de diatomeas presentadas en Caballero y Ortega (1998) indica que el lago de Chalco 
era profundo durante este periodo, sin embargo, se registra una tendencia hacia niveles más bajos 
al comienzo del MIS 2 cuando se estableció un lago salino y poco profundo (probablemente menor 
de 2 metros). La transición en los niveles lacustres está asociada con cambios en las comunidades 
vegetales de especies arbóreas a pastizales, incrementos en la cantidad de material carbonizado 
indicando la presencia de incendios, así como un cambio abrupto en la tasa de sedimentación de 
Chalco (Caballero y Ortega, 1998; Torres-Rodríguez et al., 2015; Lozano-García et al., 2015). Lo 
anterior es contemporáneo al emplazamiento de la tefra 9.12 m (T912), estudios previos han 
propuesto que el evento volcánico que la depositó fue la causa del cambio de salinidad del lago, 
 
33 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
pasando de ser salino a dulce después del bloqueo de uno de los tributarios que descargaba agua al 
cuerpo lacustre y que probablemente de alguna manera modifico la composición arbórea y la tasa 
de sedimentación (Caballero y Ortega, 1998). 
El volcán Popocatépetl situado al sureste de Chalco ha tenido al menos siete erupciones plinianas, 
produciendo extensos depósitos de pómez y caída de ceniza. Una de estas erupciones a los 17 ka 
cal B.P está representada por la tefra Pómez Tutti Frutti o Pómez con Andesita. Las primeras 
descripciones de la Pómez Tutti Frutti fueron realizadas por Mooser (1967) en donde propuso una 
composición en mayor proporción por líticos de andesita, aunque estudios posteriores reportaron 
que la composición de esta tefra no contiene fragmentos de andesita en realidad, sino diferentes 
líticos como granodiorita, skarn, mármol entre otros, de aquí su nombre como Pómez Tutti Frutti 
(PTF) (Siebe, comunicación personal, 2017). Sosa (2012) propone dos fases en las que pudieron 
ocurrir el evento volcánico; durante la primera fase se produjeron una serie de pequeñas 
explosiones sub-plinianas de intensidad variable, cuyo material se deslizó mediante un flujo 
piroclástico (P01), el cual solo alcanzó a depositarse en los 15 km circundantes al Popocatépetl. La 
actividad volcánica disminuyó y dio paso a la segunda fase, la cual se refiere a una explosión mayor 
de tipo pliniana, donde la columna eruptiva alcanzó los 37 km de altura, la cual generó un segundo 
flujo piroclástico (P02).Los materiales fueron dispersados por el viento hacia el noroeste, hacia el 
área donde actualmente se asienta la ciudad de México (Macias, 2007). 
Las reconstrucciones climáticas para este periodo (Tabla 2) proponen condiciones frías y secas, 
asociado al termino del UMG (~23,000-19,000 años) durante el cual se redujo la temperatura media 
global a 6 o 8°C (Petit et al., 2001). Se ha propuesto un debilitamiento de los vientos alisios ya que 
la posición latitudinal media de la ZITC se encontraba al sur (Hodell et al., 2008), también se reporta 
un incremento en los frentes polares y en las precipitaciones de invierno (Caballero, 2010) que 
transportaron terrígenos al cuerpo lacustre. 
Las comunidades vegetales reconstruidas para este periodo (Lozano-García et al., 2015) son 
bosques abiertos de coníferas con pastizales, el registro de polen de Picea indican condiciones frías. 
El impacto de la actividad volcánica en el registro de diatomeas está marcado por alternancias de 
condiciones de agua dulce a ácidas (Caballero & Ortega, 1998). Con el debilitamiento de los vientos 
 
34 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
alisios las condiciones eran secas por lo que de esta manera Chalco redujo su nivel disminuyendo la 
cantidad de macrófitas (Caballero et al., 2010; Leigh, 2012). 
En general, los cambios en las condiciones del lago posteriores al depósito de la PTF parecen estar 
controlados por condiciones climáticas asociados al final del UMG y no a consecuencia del 
emplazamiento de esta tefra (Caballero y Ortega, 1998). 
Por otro lado, se ha reportado la presencia de glaciares en el cono del Popocatépetl durante el 
periodo frio Heinrich 1 (16,800 años) (Lozano, 1993; Peterson et al., 2000; Leigh, 2012; Quiroz, 2012; 
Lozano-García et al., 2015). Vázquez-Selem (2004) ha descrito un avance glaciar denominado 
Hueyatlaco-1 en el Iztaccíhuatl, con la línea de equilibrio de los glaciares a los 3390 msnm. 
Posiblemente había poca vegetación en los flancos de las montañas de la cuenca lo que es 
consistente con la ausencia de material carbonizado en el depósito PTF en las regiones cercanas al 
volcán (Siebe et al., 1997). 
Tres importantes erupciones sub-plinianas y plinianas del volcán Nevado de Toluca (sur-oeste de 
Chalco) están representados por la Pómez Toluca Inferior, Pómez Toluca Media y la Pómez Toluca 
Superior hace 12.3 ka cal BP (D'Antonio, 2008). Los primeros estudios realizados a estos depósitos 
fueron realizados por Bloomfield y Valastro (1974) quien estableció la edad del volcán en el 
Pleistoceno tardío y refirió a sus diferentes erupciones como tipo Vulcaniano y Vesubiano. 
Posteriormente, Arce (2003) describe a la última actividad volcánica del Nevado de Toluca descrita 
como Pómez Toluca Superior (PTS). 
La PTS fue depositada por un evento volcánico que consistió en cuatro erupciones del tipo plinianas; 
PC0, PC1, PC2 y PC3 alcanzando alturas de 25, 39, 42, y 28 km por encima del cráter, respectivamente. 
Las últimas tres columnas fueron interrumpidas por explosiones en el cráter que dispersó oleadas 
piroclásticas produciendo el colapso de las columnas, formando flujos piroclásticos de pómez, los 
cuales alcanzaron temperaturas hasta de 300°C (Arce et al., 2003; Macías, 2007). Los flujos 
piroclásticos quemaron la vegetación a lo largo de su trayectoria, incorporando troncos y ramas 
pequeñas. Las cenizas volcánicas fueron dispersadas hacia el noreste por los vientos dominantes. 
La caída de ceniza de la PC1 y PC2 cubrió una superficie mínima de 2000 km2, un área que 
actualmente está ocupada por las ciudades de Toluca y México, generando un volumen de 14 km3 
de material volcánico (Arce et al., 2003). 
 
35 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
La actividad volcánica del Nevado de Toluca que deposito la PTS coincide con el final del Pleistoceno 
e inicio del Holoceno correspondiente a la transición del MIS 2/MIS 1. Los registros de diatomeas 
reportados en Caballero y Ortega (1998) proponen un incremento en los niveles lacustres de Chalco, 
asociado a condiciones húmedas durante el término del Pleistoceno, ocasionando incrementos en 
las escorrentías por el probable aumento de la precipitación y en consecuencia el incremento de 
comunidades boscosas en la cuenca de México y Lerma (Lozano, 2005; Caballero et al., 2010; 
Lozano-García, 2015). 
La actividad volcánica del Nevado es contemporánea al Younger Dryas con disminución en la 
temperatura y avances glaciares, limitando el establecimiento de vegetación a altitudes superiores 
a los 4240 msnm, lo que puede explicar la ausencia de fragmentos de carbón vegetal y troncos de 
madera en los depósitos volcánicos por encima de esa altitud (Arce et al., 2003; Vázquez & Heine, 
2004). Las comunidades vegetales que estaban constituidas por bosques abiertos con gran cantidad 
de pastizales, cambian a comunidades boscosas cerradas (Lozano-García et al., 2015). 
La estructura más joven en la Sierra Chichinautzin, “El Xitle” tiene un registro de hace 1670 años en 
su actividad volcánica (Siebe, 2000) y finalmente una de las estructuras volcánicas circundantes al 
lago es el anillo de toba del Xico, emplazado en la parte central de la planicie lacustre. Sobre él ha 
sido reconocida la PTF (Siebe et al., 2005). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
36 
 
 Martínez-Abarca, 2017 
Tabla 2. Síntesis de las condiciones paleoambientales, con base en diversos autores en los cuatro periodos estudiados. 
Deposito Reconstrucción Referencias 
Pómez Toluca Superior 
12,300 años BP 
Incremento de nivel lacustre 
Condiciones húmedas 
Incremento de escorrentías 
ZITC al norte 
Vegetación boscosa en las 
cuencas de México y Lerma 
Insolación de primavera alta 
Inicio del Younger Dryas 
 
Avance glaciar 
 
Caballero y Ortega, 1998 
 
Leigh, 2012 
Haug et al., 2001 
Lozano-García et al., 2015 
Lozano et al., 2005 
Torres-Rodríguez et al., 2015 
Peterson et al., 2000 
Haug et al., 2001 
Vázquez-Selem, 2004 
 
Pómez Tutti Frutti 
17,600 años BP 
ZITC al sur 
Debilitamiento de alisios 
Termino UMG 
Frio y seco 
Intensificación lluvias 
invernales 
Vegetación: bosques abiertos 
con pastizales 
Sistema lacustre de dulce a 
salada y somero 
Heinrich 1 
 
 
 
 
Avance glaciar Hueyatlaco-1 
Baja insolación de primavera 
 
Hodell et al., 2008 
Petit et al., 2001 
 
 
Caballero, 2010 
 
Lozano-García et al., 2015 
 
Caballero y Ortega, 1998 
 
Leigh, 2012 
Lozano-García et al., 2015 
Peterson et al., 2000 
Lozano, 1993 
Quiroz, 2012 
Vázquez-Selem, 2004 
Torres-Rodríguez et al., 2015 
 
Tefra 9.12 m 
27,370 años BP 
Transición MIS3-MIS2 
Vegetación: cambio de 
arbóreo a pastizal 
Incremento en incendios 
Alta insolación de primavera 
Inicio del UMG 
Sistema lacustre somero 
Transición dulce a salino 
 
Lozano-García et al., 2015 
 
 
Torres-Rodríguez et al., 2015 
 
Caballero y Ortega, 1998 
 
 
 
Tefra Tláhuac 
28,690 años BP 
MIS3: Húmedo y cálido 
Intensificación alisios 
Vegetación: bosque pino y 
encino 
Alta Insolación de primavera 
ZITC al norte 
Incremento precipitación 
Incremento escorrentías 
Sistema lacustre profundo 
 
Lozano-García et al., 2015 
 
 
 
Torres-Rodríguez et al., 2015 
Hodell et al., 2008 
Roy et al., 2009 
 
Caballero y Ortega, 1998 
 
 
 
 
37 
 
 
Análisis de paleofuegos, durante periodos de actividad volcánica durante el Cuaternario tardío y su 
relación con el paleo-clima en el lago de Chalco, México 
Capítulo 4 
Materiales, métodos y trabajo previo 
 
4.1 Trabajo en campo 
 
Se colectó el núcleo CHA11-VII (19°25’N, 98°96’W) del 9 al 12 de julio en 2011 (Figura 12), dentro 
de la porción seca de la planicie lacustre con el manejo del sistema Livingston modificado, 
obteniendo de esta manera núcleos con recuperación casi continua de sedimentos. 
 
Figura 12. Sitio de Perforación del núcleo