INTRODUCCIÓN

La cuenca de México es una depresión volcanotectónica que se localiza dentro del Cinturón Volcánico Transmexicano (Figura 1a). Esta depresión está rodeada por sierras volcánicas: al oeste se encuentra la Sierra de Las Cruces en dirección casi norte-sur (Figura 1b), con edades que varían de 3.7 Ma al norte (^{Mora-Alvarez et al., 1991}; ^{Aguirre-Díaz et al., 2006}; ^{Osete et al., 2000}; ^{Mejia et al., 2005}) a 0.9 Ma al sur (^{Arce et al., 2008}); al oriente se encuentra la Sierra Nevada conformada por los estratovolcanes Tláloc, Telapón, Iztaccíhuatl y Popocatépetl (Figura 1b), con edades variables de 1.8 a 1.2 Ma en el norte, hasta el reciente en el sur (^{Cadoux et al., 2011}; ^{Macias et al., 2012}; ^{Sosa-Ceballos et al., 2015}); y al sur de la cuenca se encuentra el campo volcánico Chichinautzin (Figura 1b), constituido por más de 200 volcanes monogenéticos y derrames de lava fisurales (^{Bloomfield, 1975}; ^{Martin del Pozzo, 1982}; ^{Márquez et al., 1999}), con edades desde 1.2 Ma (^{Arce et al., 2013a}) y tan jóvenes como 1,600 años antes del presente (A.P.) (^{Siebe, 2000}). Este vulcanismo monogenético fue el responsable de haber bloqueado el drenaje hacia el sur de la cuenca de México (^{Mooser, 1963}; ^{Arce et al., 2013b}).

Figura 1 a) Mapa del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM), mostrando la ubicación de la cuenca de México. El recuadro en el CVTM representa el área mostrada de b). Las estructuras volcánicas en a) son: Po, Popocatépetl y NT, Nevado de Toluca; mientras que las ciudades son: Co, Colima; Gdl, Guadalajara; Mor, Morelia; Mx, Ciudad de México; Pue, Puebla; Qro, Querétaro; Te, Tepic y V, Veracruz. b) Modelo digital de elevación de la parte sur de la cuenca de México en donde se aprecian las sierras volcánicas principales y demás elementos tectónicos. Estructuras volcánicas de la Sierra de Las Cruces: ZEM, volcán Zempoala; LC, caldera La Catedral; Aj, volcán Ajusco; SM, volcán San Miguel. Además se ubican los pozos profundos perforados por la SHCP en 1960 (Tex, Texcoco), por PEMEX, en los años 80’s (Co, Copilco; Mix, Mixhuca; Rom, Roma; Tul, Tulyehualco) y por el SACMEX en el 2012 (pozo San Lorenzo Tezonco) (SL). Las edades fueron compiladas por ^{Arce et al. (2015)} tomando como referencia a varios autores. 

La estratigrafía del Pleistoceno de la cuenca de México ha sido construida a partir de descripciones de campo (^{Vázquez-Sánchez y Jaimes-Palomera, 1989}; ^{Arce et al., 2008}, ²⁰¹⁵) pero también a partir de pozos someros que se han llevado a cabo en los remanentes del lago de Chalco (^{Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998}; ^{Caballero y Ortega-Guerrero, 1998}; ^{Brown et al., 2012}). Dentro de estos trabajos se han reconocido depósitos lacustres y volcánicos, e incluso depósitos producidos por erupciones de gran magnitud de tipo pliniano provenientes de los volcanes Popocatépetl (Pómez Tutti Frutti de ~14,000 años A.P. (edad no calibrada); ^{Siebe et al., 1995}), localizado a 70 km al SE de la Ciudad de México y Nevado de Toluca (Pómez Toluca Superior de ~10,500 años A.P. (edad no calibrada); ^{Bloomfield et al., 1977}; ^{Arce et al., 2003}), ubicado a 80 km al SW de la Ciudad de México.

En el presente trabajo se reporta el estudio de un depósito de pómez de caída, denominado de manera informal como pómez Bosque de Tlalpan (PBT), debido a que uno de los afloramientos más representativos se ubica en el parque del mismo nombre, localizado al sur de la cuenca de México (Figura 2), en la Delegación Tlalpan de la Ciudad de México. Con base en la descripción de afloramientos en campo, así como en obras civiles dentro de la mancha urbana, combinado con análisis químico de roca total, así como fechamientos por radiocarbono de paleosuelos y por el método de termoluminiscencia, se discute la fuente de emisión, el tipo de erupción y la edad del depósito PBT.

Figura 2 Mapa de la distribución de las distintas unidades litológicas de la parte sur de la cuenca de México (tomado de ^{Arce et al., 2015}) y la localización de los afloramientos que se describen en este trabajo. Las edades de los volcanes San Miguel y Ajusco fueron tomadas de ^{Mejia et al. (2005)}, ^{Mora-Alvarez et al. (1991)}, ^{Osete et al. (2000)}, y ^{Romero-Terán (2001)}. CE, Cerro de la Estrella; SSC, Sierra Santa Catarina; PM, Peñón del Marqués. La falla Xochimilco y fallas en los volcanes San Miguel y Ajusco fueron propuestas por ^{García-Palomo et al. (2008)} y la geometría de las fallas del graben de Santa Catarina fue retomada de ^{Arce et al. (2013a)}. 

METODOLOGÍA

La metodología que se empleó para este estudio consistió en llevar a cabo descripciones de afloramientos tanto superficiales como en obras civiles dentro de la mancha urbana. Para esto se realizaron descripciones de los distintos horizontes de cada afloramiento, considerando características como color, estructura, espesor de cada depósito, tipos, dimensiones y abundancia de los constituyentes, variaciones laterales, entre otros. Además se realizó un muestreo de tres paleosuelos en tres distintos afloramientos para llevar a cabo fechamientos por medio de radiocarbono con la técnica de espectrometría de masas con aceleradores (AMS, Accelerator Mass Spectrometry), así como un fechamiento del depósito de pómez por termoluminiscencia en el afloramiento PBT-01 (Figura 2).

GEOLOGÍA LOCAL

La geología superficial del sur de la cuenca de México está representada por tres sierras volcánicas principales (Figura 1b), sin embargo, de acuerdo con perforaciones profundas se sabe que las rocas más antiguas por debajo del relleno volcánico, son rocas marinas de la Formación Morelos, de edad Cretácica (^{Fries, 1956}, ¹⁹⁶⁰; ^{Mooser, 1963}, ¹⁹⁷⁵; ^{De Cserna et al., 1988}), descritas en los pozos profundos Mixhuca 1 y Tulyehualco 1 (Figura 1b) (^{PEMEX, 1987}; ^{Pérez-Cruz, 1988}). Afloramientos superficiales de estas rocas marinas se distribuyen ampliamente en el Estado de Morelos.

Para la parte volcánica más antigua, dentro de la cuenca se han descrito rocas del Mioceno en el pozo San Lorenzo Tezonco, con edades desde 20.1 Ma (950 m de profundidad) hasta 13.5 Ma (2,000 m de profundidad) (^{Arce et al., 2015}), que se han correlacionado con la Formación Tepoztlán (^{Lenhardt et al., 2010}; ^{Arce et al., 2015}), así como con la Sierra de Guadalupe de 13-14 Ma de edad (^{Lozano-Barraza, 1968}), ubicada al norte de la Ciudad de México (Figura 1b).

La Sierra de Las Cruces está conformada por ocho estructuras volcánicas traslapadas (^{García-Palomo et al., 2008}), cuyas edades varían de 3.7 Ma para la parte norte (Caldera La Catedral; ^{Aguirre-Díaz et al., 2006}), hasta 0.9 Ma para la parte sur (volcán Zempoala; ^{Arce et al., 2008}) (Figura 1b). Dentro de esta sierra se encuentran los volcanes poligenéticos San Miguel y Ajusco (Figuras 1b, 2), cuyas edades reportadas oscilan entre 2.3 y 0.4 Ma (^{Mora-Alvarez et al., 1991}; ^{Osete et al., 2000}; ^{Mejia et al., 2005}). Estos dos volcanes están conformados por derrames de lava, domos de lava, depósitos piroclásticos y lahares de composición andesítica y dacítica (^{Romero-Terán, 2001}; ^{Arce et al., 2008}, ²⁰¹⁵).

En la parte noreste del volcán San Miguel se observan abanicos constituidos por secuencias de depósitos piroclásticos diversos y depósitos de flujos de escombros intercalados (^{Arce et al., 2015}) de edad desconocida, con un drenaje bien desarrollado y asociado al vulcanismo de la Sierra de Las Cruces (Figura 2). Los productos de la Sierra de Las Cruces se extendieron hacia el centro de la cuenca, como se identificó en la secuencia del pozo profundo San Lorenzo Tezonco entre las profundidades de 875 y 580 m y con edades de 5 a 0.9 Ma (^{Arce et al., 2013a}, ²⁰¹⁵). Además, se han descrito relieves aislados como el cerro Zacatépetl, Parque Bosque de Tlalpan, cerro Xochitepec, entre otros (Figura 2) que son contemporáneos con los volcanes Ajusco y San Miguel y están rodeados por productos lávicos del vulcanismo monogenético de la Sierra Chichinautzin. Estos cuerpos aislados fueron fechados entre 1.2 y 1.6 Ma (^{Arce et al., 2015}), que se encuentran en el mismo rango de edades de los volcanes Ajusco y San Miguel.

La Sierra Nevada se localiza en la parte este de la cuenca de México y está conformada del norte hacia el sur por los estratovolcanes Tláloc, Telapón, Iztaccíhuatl y Popocatépetl (Figura 1b). Las edades para esta sierra son variables; para el Tláloc y Telapón se han reportado edades desde 1.2 Ma (^{Cadoux et al., 2011}; ^{Macias et al., 2012}), para el Iztaccíhuatl se han fechado rocas en 1.1 a 0.45 Ma (^{Nixon, 1989}; ^{Macias et al., 2012}) mientras que para el Popocatépetl las rocas más antiguas han sido fechadas en 0.33 Ma (^{Sosa-Ceballos et al., 2015}), representadas por la estructura denominada El Ventorrillo, la cual fue anterior al Popocatépetl moderno. En los pozos profundos no se han logrado identificar rocas de esta sierra volcánica, sin embargo se ha reportado la Pómez Tutti Frutti en el campo volcánico Chichinautzin, así como en algunos pozos someros y obras civiles de la Ciudad de México (^{Siebe y Macías, 2004}; ^{Lozano-García, 1989}; ^{Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998}).

Finalmente, el borde sur de la cuenca de México está conformada por el campo volcánico Chichinautzin, el cual consta de varias estructuras monogenéticas, con edades desde 1.2 Ma (^{Arce et al., 2013b}) hasta 1,600 años antes del presente (A.P.) (^{Siebe, 2000}). Resalta la presencia de derrames de lava muy viscosos, aparentemente fisurales, asociados a la Falla Xochimilco (Figura 2) (^{García-Palomo et al., 2008}). Tanto al Cerro de la Estrella, al Peñón del Marqués y Sierra de Santa Catarina (Figura 2), se les puede considerar como parte del vulcanismo del campo volcánico Chichinautzin, con base en la composición química, tipo de vulcanismo e intervalo de edad (^{Arce et al., 2013b}; ²⁰¹⁵).

Los depósitos lacustres han sido estudiados a través de núcleos de pozos someros en el lago de Chalco, de aproximadamente 30 m, en donde se observa una intercalación de sedimentos lacustres y depósitos volcánicos como registro de la estratigrafía del Holoceno y Pleistoceno (^{Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998}; ^{Caballero y Ortega-Guerrero, 1998}), así como de las condiciones paleoambientales. Las edades reportadas para estos pozos someros oscilan entre 10 y 220 mil años (^{Lozano-García y Ortega-Guerrero, 1998}; ^{Lozano-García et al., 1993}; ^{Brown et al., 2012}).

AFLORAMIENTOS DE LA PÓMEZ BOSQUE DE TLALPAN

En total se describieron siete afloramientos (Tabla 1; Figura 2), cuatro de éstos en superficie, uno localizado en el Bosque de Tlalpan (PBT-01), al sur de la Ciudad de México (Figuras 2 y 3a), Delegación Tlalpan, otro más en la zona de Luis Cabrera (PBT-02; Figura 3b), el tercero en la supervía Poniente (PBT-03), en la Delegación Magdalena Contreras (Figuras 2 y 3c) y el cuarto en Lomas de Tarango (PBT-07), delegación Magdalena Contreras. Los otros afloramientos fueron descritos en excavaciones de obras civiles (Figura 4), uno de éstos localizados en Av. Universidad, en la Colonia Oxtopulco (PBT-04) y otro en donde actualmente se encuentra el centro comercial Oasis (PBT-05) (Av. Universidad y Av. Miguel Ángel de Quevedo), ambos en la Delegación Coyoacán (Tabla 1); el tercer afloramiento aún sigue en obra y se ubica al este del centro comercial Plaza Coyoacán, en la Delegación Benito Juárez (PBT-06; Figura 4c).

Figura 3 a) Fotografía del afloramiento PBT-01 en donde se aprecia el depósito de pómez de caída, un paleosuelo fechado en este trabajo y un segundo depósito de caída de pómez; b) Afloramiento PBT-02, en donde se aprecia la parte superior del depósito de la pómez Bosque de Tlalpan, el cual presenta una terminación con ceniza fina, sobreyacido por capas de ceniza gruesa a fina del mismo depósito; c) Fotografía del afloramiento PBT-03, en donde se aprecia el depósito de caída, subyacido por un paleosuelo de color oscuro y sobreyacido por material de retrabajo. 

Figura 4 a) Fotografía del afloramiento PBT-04 en donde se aprecia el depósito de pómez que sobreyace a un paleosuelo café oscuro y subyace a material de retrabajo. Nótese la zona de alteración por intemperismo; b) Fotografía del afloramiento PBT-05, en donde se aprecia el depósito de la pómez Bosque de Tlalpan (PBT) sobreyacido por un depósito de flujo de escombros y subyacido por un paleosuelo el cual fue fechado por C-14; c) Fotografía del afloramiento PBT-06, en la cual se observa la parte superior del depósito PBT, que consta de varias capas de lapilli fino y ceniza gruesa. 

De manera general, la pómez Bosque de Tlalpan es un depósito de pómez de color blanco, constituido por aproximadamente 90% en volumen de fragmentos de pómez subangulosos y vesiculares, soportados grano-grano, del tamaño del lapilli grueso hasta algunos bloques (Figura 5). También se observan algunos fragmentos densos de lava alterada (componentes accidentales) que tienen un tamaño promedio de 3.5 cm de diámetro (promedio de cinco fragmentos) en el afloramiento PBT-01. Así mismo se pueden observar algunos cristales de biotita en la matriz del depósito. En general el depósito es masivo, aunque en ocasiones se logra apreciar una concentración de clastos más grandes a la mitad del depósito, con líticos densos de hasta 13 cm de diámetro, los cuales probablemente son fragmentos balísticos que pueden sugerir una cercanía relativa con la fuente de emisión.

Figura 5 Columnas estratigráficas de los afloramientos PBT-01, PBT-04 y PBT-07 e histogramas de frecuencia y análisis modal de componentes del depósito de caída pómez Bosque de Tlalpan (PBT) muestreado en esos sitios. Se aprecia que la parte media del depósito PBT es de grano más grueso y está constituido principalmente por pómez de color blanco, así como una disminución en el diámetro mediano de grano con la distancia a los volcanes Ajusco y San Miguel. 

El espesor máximo fue medido en el afloramiento del Bosque de Tlalpan (PBT-01) en donde alcanza los 3.0 m, sin embargo, no fue posible observar la parte superior del depósito ya que éste se encuentra sobreyacido por material de retrabajo, lo que sugiere que fue parcialmente erosionado. No obstante, en otros afloramientos como en PBT-02 y PBT-03 (Figuras 3a, 3b y 6), se observó que este depósito de caída de pómez, cambia hacia su cima de manera gradual a una ceniza gruesa, media y hasta fina, sobreyacida por varias capas de 20 cm, de espesor constante y con buen grado de selección, lo que sugiere que se trata de depósitos de caída de ceniza y lapilli fino (Figuras 4b, 5c y 6). Estas capas de ceniza y lapilli fino fueron observados en los afloramientos PBT-02, PBT-04 y PBT-06 (Figura 6) y en total suman un espesor de hasta 60 cm (medido en el afloramiento PBT-02).

Figura 6 Correlación de columnas estratigráficas en donde aparece el depósito de la pómez Bosque de Tlalpan (PBT). Las distancias indicadas en la parte superior de cada columna son con respecto al volcán Ajusco, ya que se considera como una posible fuente de emisión. Se aprecia una disminución del espesor en dirección NE (ver Figura 10), así como una disminución de las dimensiones de los líticos al aumentar la distancia. Los valores del diámetro de estos líticos (Lit) son el promedio de los cinco fragmentos más grandes de cada afloramiento. 

En el afloramiento del Bosque de Tlalpan (PBT-01), la PBT sobreyace a un depósito de color café claro, masivo, con algunos poros, constitutido por escasos fragmentos de pómez y líticos del tamaño del lapilli, dentro de una matriz de ceniza fina, parcialmente convertido a suelo (Figura 5). Este horizonte fue catalogado como material de retrabajo, y de él se obtuvo una muestra total para fechamiento de la materia orgánica por radiocarbono. Este material retrabajado yace sobre otro depósito de caída, de 50 cm de espesor (Figura 5), con dimensiones de pómez menores al depósito PBT, denominado de manera informal como Pómez con Anfíbol (Figura 6), el cual corresponde a otro evento eruptivo diferente a la PBT, ya que entre ambos se encuentra un paleosuelo que sugiere un tiempo considerable entre los dos eventos eruptivos. Debido a que ambos depósitos de caída están separados por el material retrabajado y parcialmente convertido a suelo, esto sugiere que no existe ninguna relación entre ambos depósitos.

Las características de color, espesor, dimensiones y abundancia de los fragmentos de pómez, aunado a la asociación mineralógica y composición química que se aborda más adelante, fueron clave para poder identificar a este depósito en otros sitios (Figura 6) y más aún, puede servir como marcador estratigráfico en toda la cuenca de México, incluso en perforaciones someras que se lleven a cabo en el futuro. La correlación de afloramientos (Figura 6) también sirvió para definir grosso modo el eje de dispersión de la pómez, la cual fue hacia el NE.

Por otro lado, se llevaron a cabo análisis sedimentológicos de las secciones PBT-01, PBT-04 y PBT-07 del depósito de caída PBT (Figura 5). El histograma de frecuencia de la muestra basal es unimodal, con un diámetro mediano de grano (Mdφ) de -2.2 y un grado de selección (σφ) de 1.9; mientras que para la parte media, el histograma despliega una forma bimodal, con un Mdφ = -3.2 y un σφ = 2.4. Los constituyentes de la PBT en general son fragmentos de pómez, con muy escasos fragmentos accidentales (lavas alteradas probablemente dacíticas, de color rojo y gris oscuro) con alteración hidrotermal, y vidrio para las fracciones más finas (Figura 5).

PETROGRAFÍA Y GEOQUÍMICA

Se realizaron en total cinco láminas delgadas de fragmentos de pómez del depósito PBT y se llevaron a cabo 12 análisis químicos de roca total (Tabla 2). Debido a que la composición química y mineralógica de la pómez es homogénea se realizó el conteo modal solo de dos láminas delgadas. De manera general la pómez es hipocristalina, porfídica (Figura 7), con una cristalinidad relativamente baja, que oscila entre 9 y 12 % vol., con una mineralogía representada en orden de abundancia por fenocristales (>0.3 mm) y microfenocristales (0.03-0.3 mm) de plagioclasa (4-6 % vol.), anfíbol (2-3 % vol.), ortopiroxeno (0.6 % vol., biotita (1.3 % vol.), óxidos de Fe-Ti (1.4 % vol., presente sólo como microfenocristal), así como cuarzo de manera muy escasa (<1 % vol.), además del circón como mineral accesorio, inmersos en una matriz vítrea (71-80 % vol.) y vesicular (10-17 % vol.). En general los fenocristales presentan formas subédricas a anédricas, comúnmente con bordes corroídos y golfos de disolución (Figura 7a), así como textura esqueletal en las plagioclasas. El cuarzo comúnmente muestra corona de disolución, mientras que los microfenocristales presentan formas principalmente euédricas. También es común la presencia de fragmentos de cristales con formas irregulares y angulosas. Así mismo, se observan glomerocristales de ortopiroxeno y anfíbol (Figura 7e y 7f). El vidrio de la matriz combinado con las abundantes vesículas, conforman una estructura fluidal cuando las vesículas son alargadas, pero en otros casos éstas son esféricas.

Figura 7 Microfotografías en luz polarizada de láminas delgadas del depósito pómez Bosque de Tlalpan. a) Fenocristal de plagioclasa subédrica, con golfos de corrosión y zonas internas corroídas; b) fenocristal de anfíbol euédrico, inmerso en una matriz vítrea, vesicular y microlítica; c) fenocristal de ortopiroxeno subédrico y fenocristales de plagioclasa euédricos; d) fenocristales euédricos de anfíbol inmersos en una matriz vítrea fibrosa; e) cristales neoformados a partir de un fenocristal de biotita. Plg, plagioclasa; Anf, anfíbol; Opx, ortopiroxeno. 

Los análisis químicos de roca total se llevaron a cabo utilizando fragmentos de pómez de todos los afloramientos de la PBT, así como cinco muestras de lavas dacíticas del volcán San Miguel y dos de lavas dacíticas del volcán Ajusco para fines comparativos (Tabla 2). De acuerdo con los resultados obtenidos, la pómez tiene una composición homogénea (Figura 8 y Tabla 2), con 64.9 a 66 % en peso de SiO₂ (en base anhidra) que cae dentro del campo de las dacitas, de afinidad calcialcalina (Figura 8a), con contenido moderado de potasio (~2 % en peso). En los diagramas binarios se aprecian correlaciones débiles negativas en CaO y Fe₂O₃ y positivas en Na₂O. Por cuestiones de comparación, en la Figura 8 también se grafican datos de dacitas de los volcanes Ajusco y San Miguel, debido a que son candidatos como fuente de emisión de la erupción que dio origen a la PBT. Sin embargo, los resultados demuestran que no existe un traslape claro de las dacitas de ambos volcanes con las muestras de la PBT. Esto no es raro puesto que los volcanes poligenéticos comúnmente presentan variaciones composicionales grandes debido a los procesos de evolución magmática que tiene lugar en los reservorios magmáticos, por lo tanto no es posible aseverar ni descartar la relación genética entre el depósito PBT y alguno de estos dos volcanes.

Figura 8 a) Diagrama de clasificación química (^{Le Bas et al., 1986}) de álcalis totales vs. sílice de las muestras de la pómez Bosque de Tlalpan (PBT) y de dacitas de los volcanes Ajusco y San Miguel; b-d) diagramas binarios de las mismas rocas analizadas, en donde se observan algunas tendencias composicionales. 

De acuerdo con las gráficas multielementales, se aprecia un enriquecimiento relativo en elementos incompatibles y empobrecimiento en elementos compatibles (Figura 9a), con marcadas anomalías negativas en Nb, Ta y Ti. Así mismo se observa una disminución progresiva de tierras raras ligeras hacia las tierras raras pesadas, con una ligera anomalía negativa en Eu (Figura 9b). Estos patrones son típicos de ambientes de subducción, principalmente las anomalías negativas en Nb y Ta, ya que estos elementos no son movilizados por fluidos acuosos (^{Saunders et al., 1980}).

Figura 9 a) Diagrama multielemental normalizado a valores del manto primitivo (^{Sun y McDonough, 1989}) de muestras de la pómez Bosque de Tlalpan (PBT) y de dacitas de los volcanes Ajusco y San Miguel, discutidos en el texto; b) diagrama de los elementos de las tierras raras normalizados con valores de condrita de ^{Sun y McDonough (1989)} del depósito PBT y dacitas de los volcanes Ajusco y San Miguel. 

FECHAMIENTO DE LA PBT

En total se obtuvieron tres fechamientos por el método de radiocarbono (por el método AMS) de paleosuelos colectados directamente debajo del depósito PBT (Figura 6). El paleosuelo del afloramiento PBT-01 es de color café claro, masivo, con algunos fragmentos de pómez y arrojó una edad de 28,660 ± 180 años A.P. (edad convencional). El segundo paleosuelo fechado se muestreó en el afloramiento PBT-02 (Tablas 1 y 3), el cual es de color café claro, masivo con un espesor mínimo de 20 cm, que arrojó una edad de 37,450 ± 330 años A.P. (edad convencional). El tercer paleosuelo fue muestreado en el afloramiento PBT-05 (Figura 6; Tablas 1 y 3), de color café claro, masivo, con un espesor mínimo de 40 cm y arrojó una edad de 25,730 ± 130 años A.P. (edad convencional).

Por otra parte el fechamiento que se llevó a cabo por termoluminscencia de la muestra PBT-01, arrojó los siguientes datos: la tasa de dosis anual se calculó a partir de las dosis alfa, beta y gama (^{Guérin et al., 2011}) y la contribución de la dosis de radiación cósmica. Una vez calculada la paleodosis y la tasa de dosis anual, se sustituyeron los valores en la Ecuación 1. La paleodosis calculada fue de 57.66±9.64 Gy; la tasa de dosis anual fue calculada en 1.902×10^-3 ± 0.095 Gy/año; con lo cual se obtuvo una edad de 30,300 ± 5,000 años. Esta edad está dentro del intervalo de edades obtenido por radiocarbono de los paleosuelos, por lo tanto representa una prueba más de que el depósito de caída Bosque de Tlalpan es del Pleistoceno Tardío.

DISCUSIÓN

Fuente de emisión

Debido a que se tienen pocos afloramientos, no fue posible construir mapas de isopacas e isopletas, las cuales permiten definir la fuente de dónde fueron expulsados los fragmentos de pómez (^{Rodríguez-Elizarrarás et al., 2002}). Sin embargo, dado que los espesores del depósito PBT son considerables (3 m), así como los fragmentos de pómez de hasta 10 cm de diámetro y un promedio de líticos densos de 3.5 cm de diámetro en el afloramiento PBT-01 (Figura 6), sugieren que la fuente de emisión estuvo relativamente cerca. Cabe resaltar que en este mismo afloramiento se observaron algunos fragmentos líticos de 9 y 13 cm de diámetro, los cuales podrían representar fragmentos balísticos, ya que se salen del valor promedio y por lo tanto este afloramiento estaría próximo a la fuente de emisión. Además, de manera general se aprecia que los espesores y diámetros de los fragmentos de pómez y líticos disminuyen hacia el NE (Figuras 6 y 10), por lo tanto la fuente de emisión debería estar hacia el SW, en cuya dirección se encuentran los volcanes Ajusco y San Miguel (conforman parte de la Sierra de Las Cruces) y son los únicos volcanes poligenéticos en esta área. Debido a la composición dacítica y el tipo de material piroclástico (pómez), se descarta que la fuente de emisión sea un cono monogenético, ya que los volcanes monogenéticos generalmente producen fragmentos de escoria y son de composiciones más básicas (andesítica a andesítica basáltica). De acuerdo con los datos químicos de la PBT y los volcanes Ajusco y San Miguel, no es posible discernir cual de estos dos fue el centro de emisión de la pómez, ya que dichas composiciones no se traslapan ni en elementos mayores ni trazas. Sin embargo, las isopacas preliminares de la Figura 10 sugieren que la fuente de emisión de la PBT tuvo que ser un volcán poligenético, ya sea el volcán Ajusco o el volcán San Miguel y por lo tanto, la edad de este depósito entre 25,730 ± 130 a 37,450 ± 330 años A.P. representa la edad más joven reportada hasta ahora para la Sierra de Las Cruces. Así mismo, se descarta que la fuente de emisión sea el volcán Nevado de Toluca o Popocatépetl dado que el espesor y dimensiones de los clastos en todos los afloramientos, sugieren que la fuente está relativamente cerca. Como comparación, el depósito Pómez Toluca Superior del Nevado de Toluca en la cuenca de México tiene un espesor de aproximadamente 30 cm y es de tamaño de ceniza gruesa. Además este tipo de depósitos generalmente alcanza grandes distancias, por lo que es muy probable que se haya depositado en los antiguos lagos de Chalco y Texcoco, en donde se podría utilizar como un marcador estratigráfico.

Figura 10 a) Modelo digital de elevación en donde se proponen isopacas preliminares del depósito de la pómez Bosque de Tlalpan, las cuales sugieren que la fuente de emisión estaría al SW de las mismas, en donde se ubica el volcán Ajusco y el volcán San Miguel. La isopaca de 3 m estaría ubicada a 10.9 km desde la cima del volcán Ajusco. CE, Cerro de la Estrella; SSC, Sierra Santa Catarina; PM, Peñón del Marqués. Aj-02 y Aj-03 representan la ubicación de las dos muestras analizadas del volcán Ajusco. 

Estilo eruptivo

Para poder determinar el estilo eruptivo de una erupción mediante los depósitos piroclásticos, se requiere de datos de isopacas e isopletas (^{Pyle, 1989}), pero como ya se mencionó, debido a la restricción de afloramientos no fue posible hacer estos mapas para el depósito PBT. Sin embargo, el depósito presenta características similares a otros depósitos producidos por erupciones plinianas como la estructura masiva del depósito, constituido en su mayoría por fragmentos de pómez muy vesicular, así como los espesores y su distribución, a pesar de que son pocos afloramientos descritos, entre ellos hay una distancia de 8 km (Figura 10). Si consideramos que la fuente de emisión del depósito PBT es uno de los dos volcanes mencionados (Ajusco o San Miguel), el espesor máximo de 3 m estaría ubicado a una distancia de 10.9 km, con un tamaño de clastos líticos promedio de 3.5 cm, mientras que el afloramiento más distal se encuentra a 19 km del Ajusco con un espesor de 1.56 m y dimensiones promedio de fragmentos líticos de 2.2 cm (Figura 6). El carácter masivo del depósito de pómez PBT sugiere que se depositó a partir de una columna eruptiva sostenida y estable y además con una distribución relativamente amplia, considerando la distancia entre los distintos afloramientos y sus espesores. Estas características sugieren que el depósito PBT fue producido por una erupción pliniana (^{Cioni et al., 2000}). Adicionalmente, datos de parámetros sedimentológicos de la PBT comparados con datos de la PTS también se traslapan en cuanto a diámetro mediano de grano y grado de selección versus la distancia de la fuente (Figura 11).

Figura 11 Diagramas de diámetro mediano y grado de selección vs. distancia de la fuente del depósito Pómez Toluca Superior, con clave PC0-PC3 (datos tomados de ^{Arce et al., 2003}), comparado con análisis sedimentológicos del depósito pómez Bosque de Tlalpan (PBT). Se aprecia que a una distancia de 10 km, estos parámetros son similares para ambos depósitos. 

CONCLUSIONES

El depósito denominado de manera informal como pómez Bosque de Tlalpan aflora en el suroeste de la cuenca de México con espesores máximos de 3 m, constituido esencialmente por fragmentos de pómez del tamaño de lapilli grueso a bloques y escasos fragmentos líticos accidentales. La pómez es de color blanco, con fenocristales de plagioclasa, ortopiroxeno, anfíbol y biotita, así como escaso cuarzo y óxidos de Fe-Ti. La composición química de la pómez es dacítica, de afinidad calcialcalina y patrones de elementos traza y tierras raras característicos de magmatismo de arco, con las típicas anomalías negativas pronunciadas de Nb y Ta. De acuerdo con los afloramientos descritos, el espesor y el tamaño de los fragmentos disminuye hacia el NE, lo que sugiere que la fuente de emisión debería estar en sentido contrario, hacia el SW, en cuya región se encuentran los volcanes poligenéticos Ajusco y San Miguel. Con base en las isopacas preliminares y comparaciones químicas, se postula que la fuente de emisión fue el volcán Ajusco. Las edades de radiocarbono y termoluminscencia son muy similares, por lo que los paleosuelos fechados representan una edad máxima para este evento eruptivo que lo ubican en el Pleistoceno Tardío (entre 25,730 ± 130 y 37,450 ± 330 años A.P.). Además, el buen estado de preservación de la pómez en los afloramientos descritos también soporta la edad relativamente joven para este depósito. El depósito PBT fue producido por una erupción de tipo pliniano, dado el carácter masivo del depósito. Por lo tanto la PBT fue distribuida ampliamente en la cuenca de México y puede ser utilizada como un marcador estratigráfico en futuros estudios.