El lago de Chalco se localiza en la porción centro-sur de México (19°15’N, 98°58’W) dentro de la cuenca de México (2240 m s.n.m.), en la región central del Cinturón Volcánico Mexicano (Figura 1). Limita al norte con la sierra de Santa Catarina, la cual forma la divisoria que separa la subcuenca del lago de Chalco de la subcuenca del antiguo lago de Texcoco. Al oriente se encuentra la sierra Nevada (volcanes Popocatépetl, Iztaccíhuatl, Tláloc y Telapón) y al poniente, el volcán Teuhtli, el cual es una de las estructuras volcánicas más cercanas al cuerpo de agua (~ 6.5 km), que separa a Chalco de la subcuenca de Xochimilco.

Figura 1 Figura 1 Ubicación del lago de Chalco. a) Cinturón Volcánico Mexicano. b) Cuencas de México y Lerma. Se indica la ubicación del volcán Nevado de Toluca, así como los volcanes Popocatépetl y Teuhtli, y el campo volcánico monogenético Chichinautzin en la región sur.

Al sur se localiza el campo volcánico monogenético Chichinautzin, el cual comprende cerca de 220 edificios volcánicos monogenéticos en un área mayor de 6000 km², entre los que se encuentran el Chichinautzin, Pelado, Tláloc, Tres Cruces y Dos Cerros (Del Pozzo, 1982; Márquez et al., 1999; Siebe et al., 2004).

Varios estudios paleoecológicos se han realizado en distintas secuencias lacustres perforadas en el lago de Chalco con el propósito de reconstruir la historia climática y ambiental del Pleistoceno tardío y Holoceno (Caballero y Ortega-Guerrero, 1998; Caballero et al., 2010; Lozano-García et al., 2015; Torres-Rodríguez et al., 2015, Avendaño- Villeda et al., 2018). Diversos eventos volcánicos han sido reconocidos en los depósitos lacustres de Chalco (Caballero y Ortega-Guerrero, 1998; Herrera-Hernández, 2011; Ortega Guerrero et al., 2015; Ortega- Guerrero et al., 2018). Sin embargo, la mayor parte de ellos no cuentan con una descripción petrográfica detallada, análisis geoquímicos ni fechamientos, y la fuente que les dio origen es desconocida. De éstos, destaca el depósito denominado como “Gran Ceniza Basáltica” (Mooser, 1972), nombrado por Ortega-Guerrero et al. (2015) como “Tefra Tláhuac” (TTH). A partir de datos geoquímicos, se ha propuesto como posible fuente al volcán Teuhtli, a 6.5 km del sitio de estudio. La TTH se encuentra emplazada a 14.91 m de profundidad en el núcleo CHA11-VII, constituida por tres depósitos de color negro grisáceo, masivos, que suman 98 cm de espesor. Está compuesta, mayoritariamente, por vidrio vesiculado, plagioclasa, piroxeno y líticos rojos alterados; su fracción vítrea es de composición andesítica a traquiandesítica (SiO₂ 56 – 63 wt %) (Ortega-Guerrero et al., 2018). La edad del depósito no se conoce con certeza, sin embargo, dataciones de un paleosuelo por debajo de lavas del Teuhtli, sugieren que tiene una edad menor que 34000 años cal aP. (Guilbaud et al., 2015). Para este estudio se tomó la edad de 28690 cal aP propuesta en el modelo de edad realizado por Lozano-García et al. (2015).

Otro depósito volcánico presente en las secuencias obtenidas en el lago de Chalco es la Pómez Tutti Frutti (PTF) o Pómez con Andesita (Mooser, 1972; Siebe et al., 1995), la cual es producto de una de las siete erupciones plinianas más importantes del volcán Popocatépetl, localizado a 45.13 km de distancia del sitio de depósito; tiene una edad aproximada de 17000 años cal aP (Sosa-Ceballos et al., 2012). La PTF es un depósito marrón grisáceo, masivo, de 28 cm de espesor, emplazado a los 4.79 m de profundidad en el núcleo CHA11-VII. Los datos geoquímicos de este depósito sugieren una composición que varía de tranquiandesita a dacita (SiO₂ 59.3 – 64.3 wt %), está constituido por fragmentos de pómez y líticos granodioríticos (Ortega-Guerrero et al., 2018).

Finalmente, la Pómez Toluca Superior (PTS), descrita por primera vez por Bloomfield y Valastro (1974), ha sido descrita en la cuenca vecina de Lerma (Lozano-García et al., 2005) y reconocida en los depósitos del lago de Chalco (Lozano-García et al., 1993; Ortega- Guerrero et al., 2015). Este depósito está asociado con la actividad pliniana del volcán Nevado de Toluca, hace aproximadamente 12300 años cal aP (Arce et al., 2003; D’Antonio et al., 2008). La PTS es un depósito masivo, gris, de 17 cm de espesor, emplazado a los 2.7 m de profundidad en el núcleo CHA11-VII. La composición de su fracción vítrea es riolítica (SiO₂ 71 – 73.9 wt %) y está constituida mayoritariamente por vidrio vesiculado, cristales de plagioclasa, piroxeno y anfíbol (Ortega-Guerrero et al., 2018).

El clima de la región es templado subtropical de altura (Cw), de acuerdo con la clasificación climática de Köppen. Existen dos temporadas claramente definidas: una de lluvias, durante los meses del período verano-otoño, cuando la zona intertropical de convergencia (ZITC) se localiza en su posición más septentrional. La migración anual de la ZITC y los vientos alisios, proveen de precipitación al hemisferio norte durante los meses de mayo a noviembre. Mientras que la temporada de sequía ocurre durante los meses de invierno-primavera, cuando la ZITC se localiza en su posición austral.

Estudios realizados en los registros lacustres del lago de Chalco han documentado periodos de cambio ambiental durante los últimos 35000 años. Así, las variaciones en la salinidad, cambios en el nivel lacustre, en la vegetación y recurrencia de incendios se han asociado a los cambios en la insolación y en la circulación atmosférica y oceánica (Caballero y Ortega-Guerrero, 1998; Caballero et al., 2010; Lozano-García et al., 2015; Torres-Rodríguez et al., 2015).

Se elaboró un modelo de edad bayesiano con el programa de libre distribución R versión 3.5 (R Core Team, 2018) y el paquete Bacon (Blaauw y Christen, 2011). El modelo se corrió con 89 secciones de 60 cm. Se utilizaron las edades reportadas por Lozano-García et al. (2015), las cuales consisten en nueve edades de radiocarbono, ocho en concentrados de polen y una en testas de ostrácodos, así como dos edades de tefras ya reconocidas (Tabla 1).

Tabla 1 Tabla 1 Dataciones utilizadas en la elaboración del modelo de edad. Se presentan nueve dataciones por radiocarbono, ocho en concentrados de polen y una en ostrácodos. De igual modo, se presentan dos dataciones de tefra realizadas por Arce et al. (2003) y Sosa-Ceballos et al. (2012).

A partir de las edades obtenidas con el modelo de edad de la secuencia CHA11-VII, se estimaron las tasas de acumulación de carbón, CHAR en mm²/cm²·año, para cada muestra, dividiendo las concentraciones de partículas de carbón entre las tasas de sedimentación calculadas. CHAR brinda información acerca de la tasa de producción de material carbonizado en el tiempo. En consecuencia, el incremento en sus valores representa cambios en los regímenes de fuego (Whitlock y Larsen, 2001).

Los valores de CHAR de las 20 muestras seleccionadas previas al depósito de la PTF fueron agrupados cronológicamente, ya que el análisis posterior realizado por Ortega-Guerrero et al. (2018) mostró que, para la secuencia de Chalco, la capa denominada pómez gris, a los 4.88 m de profundidad, correspondía al mismo evento que produjo la PTF. Así, las muestras de esta sección se dividieron en tres grupos: en el primero se incluyeron 13 muestras correspondientes a la pómez gris, el segundo grupo está conformado por las seis muestras de material retrabajado entre la pómez gris y la PTF y, finalmente, en el tercero se incluyó la muestra inmediata inferior a la PTF. En el caso de la PTS, se agruparon cronológicamente las once muestras inmediatas inferiores a la tefra, dado que correspondían con el depósito denominado VII-2.75 (Ortega-Guerrero et al., 2018), el cual es una unidad basal de la PTS.

Para el cálculo de flujo de carbón primario y secundario, se sumó el área total de las partículas mayores de 100 μm, en el caso de la señal primaria, y menores de 100 μm para la señal secundaria. Con base en estos valores y CHAR de cada muestra, se estimó el porcentaje de ambas señales. La serie de CHAR se descompuso en componente de fondo y picos mediante una regresión polinomial local o Loess (por sus siglas en inglés). Este método ajusta un modelo de regresión lineal (mínimos cuadrados) con uno no lineal, en subconjuntos locales de datos dentro de una ventana definida por la distribución de los valores, la cual es desplazada a lo largo de una serie. De esta manera, la regresión Loess crea una función que describe la parte determinista de la variación (componente de picos) dato por dato (Long et al., 1998; Ali et al., 2009). El componente de picos (por arriba de la curva Loess) representa la contribución de carbón producido por incendios locales, mientras que el componente de fondo, por debajo de la curva Loess, incluye el producido por los incendios regionales, así como por el carbón redepositado proveniente de los depósitos aledaños al cuerpo de agua (Clark, 1988; Millspaugh y Whitlock, 1995; Whitlock y Larsen, 2001). La regresión fue hecha en el programa de libre distribución R versión 3.5 (R Core Team, 2018) con una ventana de 0.25, utilizada en estudios previos (Torres-Rodríguez et al., 2015).

En la Figura 3 se presenta el modelo de edad bayesiano (Blaauw y Chisten, 2011) de la secuencia CHA11-VII para los últimos 35000 años cal aP. La tasa de sedimentación estimada antes y después de la TTH es de 3.45 mm/año. Antes del depósito de la PTF, la tasa de sedimentación obtenida fue 0.44 mm/año y después del depósito volcánico, fue 0.33 mm/año. Finalmente, antes del depósito de la PTS la tasa de sedimentación estimada fue de 0.33 mm/año y después del depósito de la tefra, fue de 0.24 mm/año.

El clima es un factor en el desarrollo de incendios en escalas de miles de años (Whitlock et al., 2010). El registro de incendios documentado para Chalco muestra que la insolación de primavera fue un factor relevante en la detonación de eventos de incendio y explica los valores tan altos al final del MIS 3, antes y después de la TTH. Sin embargo, hay otros eventos de incendio relacionados con la presencia de tefras, aún no estudiadas en varios de los registros del centro de México (Conserva y Byrne, 2002; Lozano-García et al., 2007; Lozano-García et al., 2010; Torres-Rodríguez et al., 2015). Por lo tanto, el análisis de las partículas de carbón en sedimentos lacustres (señal de paleofuegos) contribuye a entender la dinámica de los incendios durante de las erupciones volcánicas en el registro paleoecológico.

Con los resultados obtenidos podemos proponer que la actividad volcánica funciona como un factor bottom-up en la incidencia de incendios en Chalco. Así también, los datos permiten explorar si la distancia de los focos eruptivos local, (TTH), extra-local (PTF) y regional (PTS), al depocentro jugó un papel importante en el depósito de las partículas carbonizadas. Igualmente, la distancia pudo haber controlado las diferencias en las tasas de acumulación de carbón, así como la distribución del tamaño de partículas carbonizadas (señal primaria o secundaria) registradas en cada uno de los eventos eruptivos. Con base en el modelo existente de transporte de material carbonizado y su posterior depósito en lagos (Whitlock y Larsen, 2001), era de esperar que, con la distancia, las partículas mayores a 100 μm disminuyeran su porcentaje al igual que el valor de CHAR; sin embargo, nuestros datos sugieren que este modelo no se cumple en regiones con volcanismo activo, como es el centro de México.

La alta resolución de los datos de CHAR de las tres secciones estudiadas, permite inferir que el depósito de material carbonizado en incendios de origen volcánico regional y extra-local, ocurrió antes del emplazamiento de las tefras asociadas. En el caso de la PTS, que representa un contexto de incendios de origen regional, alcanzó los valores de CHAR más altos (117 mm²/cm² ·año) y con altos porcentajes de partículas mayores a 100 μm, generadas durante la intensa actividad volcánica, en comparación con los otros eventos eruptivos. Mientras que los valores más bajos de CHAR, se obtuvieron para las muestras asociadas a la PTF (5.5 mm²/cm² ·año), cuya distancia entre el foco eruptivo y el sitio de depósito representa un contexto extra-local. Se sugiere que en ambos contextos las diferencias aerodinámicas entre la forma del carbón y los fragmentos de pómez, están asociadas al desplazamiento y posterior depósito preferencial del carbón: la forma alargada de las partículas carbonizadas facilita su transporte al contrarrestar la fricción del viento sobre su superficie de contacto.

El contexto paleoclimático en el que ocurren los eventos de actividad volcánica influye en la disponibilidad de combustible, en la generación de incendios y, por tanto, en la formación de partículas carbonizadas. Los paleofuegos asociados a la TTH, aunque son los más cercanos al sitio de estudio, presentaron valores de CHAR menores a los de la PTS. Las condiciones de mayor cubierta forestal durante la erupción del volcán Teuhtli pudo funcionar como un factor adicional de los incendios previos a la erupción, 4.7/10 años, los cuales consumieron el combustible disponible a quemar durante la erupción. Esto no ocurrió durante la erupción del Nevado de Toluca en el Younger Dryas, cuando las condiciones eran de menor humedad y el desplazamiento de las especies sucedió a mayores altitudes, en respuesta al cambio climático que proveyó el combustible vegetal.

Finalmente, los incendios asociados a la actividad volcánica, así como el depósito de las partículas carbonizadas que de ellos se emanan, depende de diversos factores entre los que se encuentran: 1) el tipo y evolución de la erupción, 2) la vegetación disponible a quemar y 3) el contexto climático en que ocurren las erupciones. Por lo que, para regiones volcánicas activas como la cuenca de México, consideramos complicado interpretar paleofuegos en términos de un modelo lineal en donde las partículas primarias representan contextos locales, mientras las secundarias implican contextos regionales.