Colonizacion-vegetal-en-paisajes-laharicos-del-fondo-del-Barranco-Huiloac-vertiente-noreste-del-Volcan-Popocatepetl

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UNIVERSIDAD NACIONAL 
AUTÓNOMA DE M ÉXICO 
FACULTAD DE FILOSOFÍA y LETRAS 
COLEGIO DE GEOGRAFÍA 
COLONIZACIÓN VEGETAL EN PAISAJES 
LAHÁRICOS DEL FONDO DEL BARRANCO 
HUILOAC, VERTIENTE NORESTE DEL 
VOLCÁN POPOCATÉPETL 
TESIS 
QUE PARA OBTENER LA LICENCIATURA EN: 
GEOGRAFÍA 
PRESENTA 
KARLA RANGEL Ríos 
DIRECTOR DE TESIS 
Dr. ARTURO GARCÍA ROMERO 
CIUDAD UNIVERSITARIA, D.F., JUNIO DE 2011 
UNIVERSIDAD NACIONAL 
A UTÓNOMA DE M ÉXICO 
FACULTAD DE FILOSOFÍA y LETRAS 
COLEGIO DE GEOGRAFÍA 
COLONIZACIÓN VEGETAL EN PAISAJES 
LAHÁRICOS DEL FONDO DEL BARRANCO 
HUILOAC, VERTIENTE NORESTE DEL 
VOLCÁN POPOCATÉPETL 
TESIS 
QUE PARA OBTENER LA LICENCIATURA EN: 
GEOGRAFÍA 
PRESENTA 
KARLA RANGEL Ríos 
DIRECTOR DE TESIS 
Dr. ARTURO GARCÍA ROMERO 
CIUDAD UNIVERSITARIA, D. F., JUNIO DE 2011 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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mencionando el autor o autores. Cualquier uso distinto como el lucro, 
reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el 
respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
 
AGRADECIMIENTOS 
 
 
 
Al Dr. Arturo García Romero por la revisión de la tesis y por facilitar los materiales para llevarla a cabo. 
 
Al Dr. José Lugo Hubp por sus gestiones para que esta tesis se definiera, por su apoyo, por el tiempo que dedicó a su 
lectura para emitir sus comentarios y por toda la ayuda brindada que al fin se concretó y sirvió para que esta tesis se concluyera. 
Que más puedo decir Doc, gracias por ser mi amigo y maestro. 
 
Al Dr. Enrique Propín Frejomil sin cuya intervención esta tesis no se habría materializado desde el principio. Gracias 
por ser mi amigo y una gran persona cuyas observaciones han enriquecido mi vida y este trabajo. 
 
A la Dra. Oralia Oropeza Orozco por sus detalladas observaciones que sirvieron para mejorar este trabajo. 
 
Al Dr. José Ramón Hernández Santana por el tiempo que dedicó para leer esta tesis, por sus oportunos comentarios y 
por su apoyo. 
 
Al Dr. Julio Muñoz por su colaboración en los trabajos de gabinete y de campo, por su apoyo académico y por sus 
pertinentes comentarios que sirvieron para mejorar esta investigación, gracias desde México para España Doctor. 
 
A los Drs. Lucía Capra Pedol y Miguel Ángel Poblete por facilitar la información para la descripción de los 
lahares. 
 
A la Dra. Laura Elena Maderey Rascón quien me enseñó el campo de la investigación geográfica siendo aún bachiller 
y de quien aprendí las bondades de la Geografía, gracias Doctora por ser mi confidente. 
 
A la DGAPA por el financiamiento del trabajo de campo y por la beca otorgada en el proyecto “El efecto multiescalar 
del incremento de la frecuencia del fuego en la persistencia de las poblaciones de zacatuche en México” a cargo del Dr. Alejandro 
Velázquez Montes. 
 
A la Biól. Adriana Romero por la participación en el trabajo de campo y al Biól. Héctor Rangel, por arriesgar su 
integridad física para salvaguardar la mía. 
 
A la Biól. Martha Gual Díaz de Conabio por la clasificación de las especies. 
 
A Claudia por compartir su tiempo a lo largo de la licenciatura y en las prácticas de campo y por su participación en 
los recorridos del Parque Izta-Popo. A Erandi por ser una buena amiga a lo largo de la carrera. 
 
A París y München por servir de fuente de inspiración. Finalmente, a la memoria de mi querida Yoshi, ya que su 
compañía hizo más amena la redacción de esta tesis, pero por circunstancias del destino, no pudo compartir conmigo su conclusión. 
Índice 
Karla Rangel Ríos I 
ÍNDICE TEMÁTICO 
 
 
 
 
 
INTRODUCCIÓN VIII 
 
 
 
 
CAPÍTULO 1 LAHARES EN EL VOLCÁN POPOCATÉPETL 1 
 
 
1.1 TIPOS DE LAHARES 2 
 
1.1.1 Características de los lahares 2 
 
1.1.2 Flujo de escombros 3 
 
1.1.3 Flujo lodoso 5 
 
1.1.4 Flujo hiperconcentrado 5 
 
1.1.5 Clasificación de los lahares 6 
1.1.5.1 Lahares sin-eruptivos 6 
1.1.5.2 Lahares post-eruptivos 6 
1.1.5.3 Lahares no eruptivos 6 
 
 
1.2 ACTIVIDAD VOLCÁNICA DEL POPOCATÉPETL 8 
 
1.2.1 Cronología del volcán Popocatépetl 8 
1.2.1.1 Volcán Nexpayantla 8 
1.2.1.2 Volcán El Fraile 8 
1.2.1.3 Cono Terminal 12 
1.2.1.4 Actividad del Popocatépetl de 1994 a 2001 12 
1.2.1.4.1 Diciembre de 1994 a 1997 12 
1.2.1.4.2 Actividad volcánica en 1998 12 
1.2.1.4.3 Actividad volcánica en 1999 13 
1.2.1.4.4 Actividad volcánica en el 2000 13 
1.2.1.4.5 Actividad volcánica en el 2001 13 
 
 
1.3 PROCESOS LAHÁRICOS EN EL VOLCÁN POPOCATÉPETL 13 
 
1.3.1 Elementos que favorecen la generación de lahares en el volcán Popocatépetl 13 
 
1.3.2 Lahares en la vertiente noreste del volcán Popocatépetl 14 
1.3.2.1 Lahares prehistóricos 14 
1.3.2.2 Lahares históricos 14 
1.3.2.2.1 Lahares de erupciones plinianas 14 
1.3.2.2.2 Lahar de San Nicolás 16 
1.3.2.3 Lahares actuales 16 
1.3.2.3.1 Lahar de 1997 16 
1.3.2.3.2 Lahar de 2001 18 
1.3.2.3.3 Coladas de barro y corrientes de derrubios 18 
 
 
 
 
CAPÍTULO 2 SUCESIÓN VEGETAL EN DEPÓSITOS VOLCÁNICOS 21 
 
 
2.1 FUNDAMENTOS DE LA SUCESIÓN VEGETAL 22 
 
2.1.1 El concepto de sucesión vegetal 22 
 
2.1.2 Teorías de la sucesión vegetal 22 
 
Índice 
Karla Rangel Ríos II 
2.1.3 Fases de la sucesión vegetal 23 
2.1.3.1 Fase de colonización 24 
2.1.3.2 Fase de construcción 25 
2.1.3.3 Fase de madurez 25 
 
2.1.4 Modelos de la sucesión vegetal 25 
2.1.4.1 Modelo de facilitación 25 
2.1.4.2 Modelo de tolerancia 25 
2.1.4.3 Modelo de inhibición 25 
2.1.4.4 Modelo de neutralidad 25 
 
2.1.5 Tipos de sucesión vegetal 26 
2.1.5.1 Sucesión primaria 26 
2.1.5.2 Sucesión secundaria 28 
2.1.5.3 Sucesión cíclica 28 
2.1.5.4 Sucesiones autogénica y alogénica 28 
 
 
2.2 MECANISMOS DE LA SUCESIÓN VEGETAL 28 
 
2.2.1 Disturbios como iniciadores de la sucesión 28 
 
2.2.2 Dispersión de las especies 29 
 
 
2.3 SUCESIÓN PRIMARIA EN VOLCANES 30 
 
2.3.1 Sucesión primaria en derrames lávicos y depósitos piroclásticos 30 
 
2.3.2 Sucesión primaria en México 32 
 
2.3.3 Sucesión vegetal primaria sobre depósitos laháricos recientes 33 
 
2.3.4 Régimen de disturbio de los lahares 33 
 
 
 
 
CAPÍTULO 3 INVENTARIO GEOECOLÓGICO DE LA MICROCUENCA DEL BARRANCO HUILOAC 39 
 
 
3.1 MÉTODO PAISAJÍSTICO DE BERTRAND 40 
 
3.1.1 Antecedentes de estudios del paisaje 40 
 
3.1.2 Análisis Integrado de Paisajes 41 
3.1.2.1 Inventario geoecológico 41 
3.1.2.2 Establecimiento de la estructura taxonómica-corológica 41 
3.1.2.3 Análisis integrado de los paisajes elementales 41 
3.1.2.4 Síntesis estructural y dinámica del territorio 42 
 
3.1.3 Componentes geoecológicos del paisaje 42 
3.1.3.1 Macroestructuras 42 
3.1.3.2 Mesoestructuras 42 
 
3.1.4 Taxonomía del paisaje 42 
 
 
3.2 INVENTARIO GEOECOLÓGICO DE LA MICROCUENCA DEL BARRANCO HUILOAC 43 
 
3.2.1 Metodología del inventario geoecológico 43 
3.2.1.1 Delimitación del área de estudio 43 
3.2.1.2 Generación de la cartografía temática 44 
 
3.2.2 Morfoestructuras 44 
3.2.2.1 Caldera Tlamacas-Tlachalone 44 
3.2.2.2 Volcán Nexpayantla 48 
3.2.2.3 Volcán Popocatépetl48 
3.2.2.4 Colada lávica de Xalitzintla 48 
3.2.2.5 Depósitos aluviales del Cuaternario 48 
Índice 
Karla Rangel Ríos III 
3.2.3 Clima 49 
3.2.3.1 Clima muy frío o de nieves perpetuas 49 
3.2.3.2 Clima frío o polar de tundra 49 
3.2.3.3 Clima semifrío subhúmedo con lluvias en verano 49 
3.2.3.4 Clima templado subhúmedo con lluvias en verano 49 
 
3.2.4 Hidrografía 51 
 
3.2.5 Relieve 51 
3.2.5.1 Laderas de alta montaña 55 
3.2.5.2 Laderas de montaña media 55 
3.2.5.3 Laderas de baja montaña 55 
3.2.5.4 Piedemonte 56 
 
3.2.6 Suelo 56 
3.2.6.1 Litosol 56 
3.2.6.2 Regosol 56 
3.2.6.3 Andosol 59 
3.2.6.4 Cambisol 59 
3.2.6.5 Fluvisol 59 
 
3.2.7 Cobertura vegetal y uso del suelo 59 
3.2.7.1 Área sin vegetación aparente 59 
3.2.7.2 Vegetación natural 62 
3.2.7.2.1 Pradera de alta montaña 62 
3.2.7.2.2 Vegetación subalpina 62 
3.2.7.2.3 Bosque de pino 62 
3.2.7.2.4 Bosque de oyamel y pino 62 
3.2.7.2.5 Bosque de pino-encino 62 
3.2.7.3 Vegetación secundaria 63 
3.2.7.3.1 Bosque de pino y aile 63 
3.2.7.3.2 Bosque de pino, aile y encino 63 
3.2.7.3.3 Bosque de aile, pino y encino con pastizal inducido 63 
3.2.7.3.4 Bosque de pino, aile y encino con matorral inerme 64 
3.2.7.3.5 Bosque de pino con pastizal inducido 64 
3.2.7.3.6 Bosque de pino-encino con pastizal inducido 64 
3.2.7.3.7 Pastizal inducido con bosque de pino 64 
3.2.7.3.8 Pastizal inducido con bosque de encino 64 
3.2.7.3.9 Pastizal inducido con matorral inerme 64 
3.2.7.3.10Pastizal inducido 64 
3.2.7.3.11Matorral inerme con bosque de pino 65 
3.2.7.3.12Matorral inerme con pastizal inducido y bosque de pino-encino 65 
3.2.7.4 Agricultura 65 
3.2.7.4.1 Agricultura de temporal con cultivos anuales 65 
3.2.7.4.2 Agricultura de temporal con cultivos anuales y permanentes de frutales leñosos 65 
3.2.7.5 Uso habitacional 65 
 
 
3.3 GEOECOLOGÍA DEL BARRANCO HUILOAC 65 
 
3.3.1 Morfología del barranco Huiloac 65 
 
3.3.2 Subsistemas del barranco Huiloac 66 
 
3.3.3 Funcionamiento geoecológico del barranco Huiloac 72 
 
3.3.4 Pisos altitudinales del barranco Huiloac 76 
3.3.4.1 Piso abiótico 76 
3.3.4.2 Piso glaciar 76 
3.3.4.3 Piso periglaciar 76 
3.3.4.4 Pradera alpina 76 
3.3.4.5 Vegetación subalpina 77 
3.3.4.6 Pinar de alta montaña 77 
3.3.4.7 Bosque de oyamel y pino 77 
3.3.4.8 Bosque mixto de aile y pino-encino 77 
3.3.4.9 Bosque de encino-pino 77 
3.3.4.10 Pastizal inducido y bosque de pino 78 
3.3.4.11 Agricultura de temporal con cultivos anuales 78 
 
 
Índice 
Karla Rangel Ríos IV 
CAPÍTULO 4 COLONIZACIÓN VEGETAL EN PAISAJES LAHÁRICOS DEL BARRANCO HUILOAC 81 
 
 
4.1 METODOLOGÍA PARA EL ANÁLISIS DE LOS PAISAJES LAHÁRICOS 
EN EL BARRANCO HUILOAC 81 
 
4.1.1 Establecimientos de las parcelas de muestreo 81 
 
4.1.2 Afinidad florística de las parcelas 81 
 
4.1.3 Determinación de la estructura paisajística 87 
 
 
4.2 PAISAJES LAHÁRICOS DEL BARRANCO HUILOAC 90 
 
4.2.1 Geofacies Bosque de oyamel y pino de ladera 90 
 
4.2.2 Geofacies Matorral de jarilla blanca del fondo de valle 92 
 
4.2.3 Subgeofacies Matorral de Baccharis conferta del levée de 1997 95 
4.2.3.1 Geotopo Pastizal de Nassella mucronata 105 
4.2.3.1.1 Nanogeotopo Pastizal de Vulpia myuros 107 
4.2.3.2 Geotopo Matorral de Senecio barba-johannis 107 
4.2.3.2.1 Nanogeotopo Herbazal de Cirsium ehrenbergii 109 
4.2.3.2.2 Nanogeotopo Herbazal de Conyza schiedeana 110 
4.2.3.3 Geotopo Herbazal de Penstemon gentianoides 110 
 
4.2.4 Subgeofacies Matorral de Senecio cinerarioides del levée de 2001 112 
4.2.4.1 Geotopo Herbazal de Bacopa chamaedryoides 119 
4.2.4.1.1 Nanogeotopo Muscinal de Senecio sanguisorbae 119 
4.2.4.2 Geotopo Pastizal de Nassella mucronata 120 
4.2.4.2.1 Nanogeotopo Herbazal de Gnaphalium leptophyllum 122 
4.2.4.2.2 Nanogeotopo Muscinal de Sibthorpia repens 122 
4.2.4.2.3 Nanogeotopo Herbazal de Gnaphalium liebmannii 123 
4.2.4.2.4 Nanogeotopo Matorral de Senecio cinerarioides 123 
4.2.4.2.5 Nanogeotopo Herbazal de Gnaphalium oxyphyllum 124 
4.2.4.2.6 Nanogeotopo Matorral de Senecio barba-johannis 124 
4.2.4.3 Geotopo Herbazal de Penstemon gentianoides 125 
 
4.2.5 Subgeofacies Herbazal de Alchemilla procumbens del margen de canal 125 
 
4.2.6 Subgeofacies Herbazal de Lupinus montanus de las terrazas del canal 128 
 
 
 
 
 
CONCLUSIONES 133 
 
 
 
 
REFERENCIAS 143 
 
 
 
 
ANEXOS 149 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Índice 
Karla Rangel Ríos V 
ÍNDICE DE FIGURAS 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 1 
 
1.1 Clasificación de la remoción en masa según el contenido de agua y del tipo de clastos 4 
1.2 Clasificación de los lahares de acuerdo con la temporalidad de la erupción 7 
1.3 Localización del sector noreste del volcán Popocatépetl 9 
1.4 Evolución volcánica del Popocatépetl 11 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 2 
 
2.1 Subdivisión de una fase de la sucesión vegetal 24 
2.2 Clasificación de las seres de la fase de colonización 26 
2.3 Estadios de la sucesión primaria en un bosque templado 27 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 3 
 
3.1 Perfil transversal del barranco Huiloac 70 
3.2 Funcionamiento geoecológico del barranco Huiloac 75 
3.3 Pisos altitudinales del barranco Huiloac 79 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 4 
 
4.1 Localización de las parcelas de muestreo en el fondo del barranco Huiloac 82 
4.2 Inventario de vegetación en los paisajes laháricos del barranco Huiloac 84 
4.3 Dendrograma de similitud de las parcelas muestreadas 86 
4.4 Índice de afinidad florística de Sorensen 88 
4.5 Paisajes laháricos del fondo del barranco Huiloac 89 
4.6 Forma de crecimiento de la vegetación colonizadora de la geofacies 
Matorral de jarilla blanca del fondo de valle 97 
4.7 Familias colonizadoras de la geofacies Matorral de jarilla blanca del fondo de valle 97 
4.8 Histograma de presencia de las especies colonizadoras de la geofacies 
Matorral de jarilla blanca del fondo de valle 98 
4.9 Forma de crecimiento en la subgeofacies Matorral de Baccharis conferta del levée de 1997 103 
4.10 Porcentaje de familias en la subgeofacies Matorral de Baccharis conferta del levée de 1997 103 
4.11 Histograma de frecuencia en la subgeofacies 
Matorral de Baccharis conferta del levée de 1997 104 
4.12 Forma de crecimiento en la subgeofacies Matorral de Senecio cinerarioides del levée de 2001 117 
4.13 Porcentaje de familias en la subgeofacies Matorral de Senecio cinerarioides del levée de 2001 117 
4.14 Histograma de frecuencia en la subgeofacies 
Matorral de Senecio cinerarioides del levée de 2001 118 
4.15 Forma de crecimiento en la subgeofacies Herbazal de Alchemilla procumbens del margen de canal 127 
4.16 Porcentaje de familias en la subgeofacies Herbazal de Alchemilla procumbens del margen de canal 127 
4.17 Histograma de frecuencia en la subgeofacies 
Herbazal de Alchemilla procumbens del margen de canal 127 
4.18 Forma de crecimiento en la subgeofacies Herbazal de Lupinus montanus de las terrazas del canal 131 
4.19 Porcentaje de familias en la subgeofacies Herbazal de Lupinus montanus de las terrazas del canal 131 
4.20 Histograma de frecuencia en la subgeofacies 
Herbazal de Lupinus montanus de las terrazas del canal 131 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Índice 
Karla Rangel Ríos VI 
ÍNDICE DE TABLAS 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 1 
 
1.1 Resumen de la actividad volcánica del Popocatépetl 10 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 3 
 
3.1 Unidades litológicas de la microcuenca delbarranco Huiloac 47 
3.2 Unidades geomorfológicas de la microcuenca del barranco Huiloac 54 
3.3 Asociaciones de suelo de la microcuenca del barranco Huiloac 58 
3.4 Cobertura vegetal de la microcuenca del barranco Huiloac 61 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 4 
 
4.1 Características de las parcelas de muestreo 83 
4.2 Distribución de las parcelas según subgeofacies 91 
4.3 Características de la vegetación colonizadora de la geofacies del fondo de valle 93 
4.4 Altura máxima media por parcela 94 
4.5 Clasificación de las especies colonizadoras por forma de crecimiento y comunidad vegetal 96 
4.6 Riqueza total por parcela 94 
4.7 Densidad total por parcela 94 
4.8 Cobertura total por parcela 94 
4.9 Altura máxima media por especie en la subgeofacies 
Matorral de Baccharis conferta del levée de 1997 101 
4.10 Forma de crecimiento por familias, géneros y especies en cada subgeofacies 102 
4.11 Riqueza por subgeofacies 106 
4.12 Densidad por subgeofacies 106 
4.13 Cobertura por subgeofacies 106 
4.14 Altura máxima media por especie en la subgeofacies 
Matorral de Senecio cinerarioides del levée de 2001 116 
4.15 Altura máxima media por especie en la subgeofacies 
Herbazal de Alchemilla procumbens del margen de canal 130 
4.16 Altura máxima media por especie en la subgeofacies 
Herbazal de Lupinus montanus de las terrazas del canal 130 
 
 
 
 
 
 
ÍNDICE DE FOTOGRAFÍAS 
 
 
 
 CAPÍTULO 1 
 
1.1 Vista aérea del sector noreste del volcán Popocatépetl 15 
1.2 Cabeceras de los barrancos proglaciares 15 
1.3 Depósito del lahar de San Nicolás 17 
1.4 Depósito del lahar de 1997 17 
1.5 Depósito del lahar de 2001 19 
1.6 Colada de barro 19 
 
 
 
 
 
 
 
 
Índice 
Karla Rangel Ríos VII 
 CAPÍTULO 2 
 
2.1 Levée de 2001 35 
2.2 Colonización del depósito de 1997 35 
2.3 Morfología del levée de 2001 36 
2.4 Permanencia de árboles en el levée de 2001 36 
2.5 Plantas entrampadas en el levée de 2001 38 
2.6 Sobrevivencia de plantas en el levée de 2001 38 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 3 
 
3.1 Ruptura de pendiente a los 3,080 msnm 67 
3.2 Ruptura de pendiente a los 3,170 msnm 67 
3.3 Cauce del barranco Huiloac a los 3,380 msnm 68 
3.4 Cauce del barranco Huiloac a los 3,320 msnm 68 
3.5 Cauce del barranco Huiloac a los 3,280 msnm 69 
3.6 Cauce del barranco Huiloac a los 2,900 msnm 69 
3.7 Borde de una divisoria en el barranco Huiloac 71 
3.8 Talud de derrubios en el fondo del barranco Huiloac 71 
3.9 Reptación en el depósito lahárico de 2001 73 
3.10 Colada de barro en el cauce del barranco Huiloac 73 
3.11 Cambios morfológicos en el cauce del barranco Huiloac 74 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 4 
 
4.1 Capa basal del depósito lahárico de 1997 100 
4.2 Subgeofacies Matorral de Baccharis conferta del levée de 1997 100 
4.3 Geotopo Pastizal de Nassella mucronata 108 
4.4 Nanogeotopo Pastizal de Vulpia myuros 108 
4.5 Nanogeotopo Herbazal de Cirsium ehrenbergii 111 
4.6 Nanogeotopo Herbazal de Conyza schiedeana 111 
4.7 Depósitos laháricos en la vertiente del barranco 113 
4.8 Sustrato creado por el lahar de 2001 113 
4.9 Situación del Matorral de Senecio cinerarioides del levée de 2001 115 
4.10 Subgeofacies del Matorral de Senecio cinerarioides del levée de 2001 115 
4.11 Geotopo Herbazal de Bacopa chamaedryoides 121 
4.12 Nanogeotopo Muscinal de Senecio sanguisorbae 121 
4.13 Subgeofacies Herbazal de Alchemilla procumbens del margen de canal 132 
4.14 Subgeofacies Herbazal de Lupinus montanus de las terrazas del canal 132 
 
 
 
 
 
 
ÍNDICE DE MAPAS 
 
 
 
 
 CAPÍTULO 3 
 
3.1 Localización de la microcuenca del barranco Huiloac 45 
3.2 Morfoestructuras de la microcuenca del barranco Huiloac 46 
3.3 Climas de la microcuenca del barranco Huiloac 50 
3.4 Escurrimientos de la microcuenca del barranco Huiloac 52 
3.5 Relieve de la microcuenca del barranco Huiloac 53 
3.6 Asociaciones de suelo de la microcuenca del barranco Huiloac 57 
3.7 Vegetación y uso del suelo de la microcuenca del barranco Huiloac 60 
 
 
Introducción 
Karla Rangel Ríos VIII 
 
Si os sujetáis a la naturaleza, nunca seréis pobres; si os sujetáis a la opinión, nunca seréis ricos 
(Séneca). 
 
 
 
INTRODUCCIÓN 
 
 
 La reactivación del volcán Popocatépetl el 21 
de diciembre de 1994 marca la actual etapa eruptiva y ha 
desencadenado diversos agentes volcánicos. Uno de 
ellos son los flujos, procesos de remoción en masa, 
recurrentes en el sector noreste del volcán Popocatépetl 
debido a la presencia del glaciar Ventorrillo, el cual 
interactúa con el material piroclástico de las erupciones 
y origina flujos que llegan a convertirse en lahares. 
 
Los cambios de temperatura a lo largo del año 
también tienen efectos en el glaciar Ventorillo, ya que 
inducen su derretimiento y la formación de corrientes de 
agua, que al tener un aporte extra de las lluvias, pueden 
magnificarse y transformarse en lahares. 
 
Los flujos se generan a los 4,800 msnm en el 
barranco Tenenepanco, debido a que su cabecera se 
encuentra dentro del área glaciar. Los flujos descienden 
primeramente por este barranco, desembocando en el 
barranco Huiloac donde continúan su trayectoria hasta 
su posterior depositación o dilución. Dos procesos 
laháricos importantes han sucedido en el área, uno en el 
año de 1997 y otro en el año 2001. 
 
En el estudio de los procesos laháricos de la 
actual etapa eruptiva, el Dr. David Palacios Estremera 
del Departamento de Geografía Física de la Universidad 
Complutense de Madrid, diseñó el proyecto denominado 
“Los lahares del Popocatépetl” para monitorear y 
analizar los lahares desde una perspectiva 
geomorfológica, paisajística, de planificación y de 
ordenamiento territorial, participando en él diversos 
especialistas de universidades españolas y del Instituto 
de Geografía de la UNAM. 
 
La presente tesis se inserta en el área del 
análisis integrado de paisajes, la cual aborda el estudio 
de la distribución y de la colonización de los paisajes 
laháricos a través del análisis de la estructura y de la 
composición de las plantas desarrolladas en las 
comunidades vegetales, además, de analizar la influencia 
de ciertos elementos abióticos a nivel micro en el 
crecimiento de las plantas. 
 
Después de ocurridos los procesos laháricos de 
1997 y de 2001 que arrasaron con la cubierta vegetal y el 
suelo del fondo del barranco Huiloac, se siguió la 
recuperación inicial de estos dos elementos al interior de 
los paisajes laháricos recién formados por los procesos 
volcánicos, a través del estudio de la colonización de las 
plantas en dichos paisajes, los cuales están emplazados 
en el fondo del barranco bajo la influencia del bosque de 
oyamel y pino de las laderas del barranco. 
 
Se aborda el primer estadio de la sucesión 
denominado colonización, consistente en el crecimiento 
vegetal sobre un nuevo sustrato. La importancia de 
analizar dicho estadio en la sucesión vegetal de un 
bosque de oyamel y pino emplazado en un área de 
volcanismo activo radica en que proporciona una 
primera información del tipo de comunidad que se 
desarrollará, ya que pasado el tiempo y con inventarios 
periódicos, se tendrá un registro de las especies pioneras 
que se establecieron tempranamente en el sustrato recién 
creado y de las especies de fases tardías. 
 
 Se delimitó la estructura paisajística de los 
depósitos laháricos con base en su morfología, en sus 
propiedades granulométricas y sedimentológicas y en su 
distribución geográfica. La comparación entre los 
Introducción 
Karla Rangel Ríos IX 
paisajes laháricos del fondo del barranco proporciona 
una idea del desarrollo vegetal a la fecha del estudio. 
Dado que los paisajes examinadostienen distintas 
edades y características abióticas, no es posible asegurar 
que todos ellos posean una misma línea de desarrollo. 
En este caso, las comunidades son interpretadas como 
evidencia del crecimiento vegetal alcanzado sobre tales 
unidades. 
 
 La hipótesis de este estudio plantea que la 
colonización de los paisajes laháricos es consecuencia de 
patrones azonales de los elementos abióticos del paisaje, 
es decir, que cada elemento tiene una actuación 
particular en el barranco Huiloac. Los elementos 
abióticos del paisaje que influencian la colonización del 
fondo del barranco son la morfología de los depósitos y 
sus propiedades granulométricas y sedimentológicas, la 
erosión de los flujos que circulan por el cauce, la 
dinámica de las vertientes del barranco y el 
emplazamiento de los paisajes laháricos en el área 
receptora del barranco, uno más tiene que ver con la 
actuación antrópica dentro de los paisajes. 
 
 El objetivo general de la investigación fue 
caracterizar el desarrollo vegetal de los paisajes 
laháricos a través de un enfoque mixto, que por un lado 
considera el estudio de la estructura y de la composición 
vegetal de las comunidades desarrolladas en los paisajes 
laháricos como un indicador de la regeneración abiótica 
de los mismos en una escala de gran detalle, y por otro 
lado, se retoma la clasificación taxonómica-corológica 
del paisaje realizada por el geógrafo francés Georges 
Bertrand en 1968, para asignar el tamaño 
correspondiente a los paisajes laháricos con el fin de 
señalar qué elementos paisajísticos inciden en esas 
escalas de detalle. 
 
 Un objetivo particular fue realizar un inventario 
geoecológico de la microcuenca del barranco Huiloac 
para identificar los componentes de mayor escala e 
independientes (morfoestructura y clima), los de menor 
tamaño, principiando con los de carácter abiótico 
(hidrografía y relieve) y llegando hasta los más 
pequeños y subordinados como son el tipo de suelo, la 
cobertura vegetal y los antropismos. 
 
 Otro objetivo fue establecer la estructura 
taxonómica corológica (división vertical) de los paisajes 
que integran el fondo del barranco Huiloac a través del 
tamaño y de la dominancia de los elementos paisajísticos 
para definir la jerarquía y la subordinación de los 
mismos. 
 
Un último objetivo fue señalar los estadios de la 
colonización vegetal en el fondo del barranco Huiloac, 
partiendo del análisis de la estructura y de la 
composición vegetal de los paisajes laháricos que 
considera los elementos abióticos con mayor incidencia 
en ellos. 
 
 Se utilizó una metodología mixta, ya que se 
retomaron las técnicas de muestreo y del análisis de la 
vegetación de la Escuela de Fitosociología Vegetal de 
Braun-Blanquet, y por otra parte, se usó el sistema de 
clasificación paisajística de Georges Bertrand, basada en 
el estudio de la vegetación como un indicador del clima, 
del relieve, de la hidrografía, del tipo de suelo, de la 
fauna y de los antropismos de un paisaje a diversas 
escalas, siendo la principal guía paisajística en la 
identificación y valoración de las unidades de un 
territorio analizado. 
 
 La estructura de la tesis consta de cuatro 
capítulos. En ella se trabajan varias escalas, se parte de 
una escala pequeña donde se muestran las generalidades 
de la microcuenca y del barranco Huiloac hasta llegar a 
la escala de gran detalle, que descubre las 
Introducción 
Karla Rangel Ríos X 
particularidades de las pequeñas unidades contenidas en 
el fondo de barranco. 
 
El primer apartado del capítulo 1 aborda la 
definición, la formación, las características y la tipología 
de los lahares, en el segundo apartado se trata la historia 
geológica del volcán Popocatépetl y en el tercer 
apartado, se describen los elementos geográficos que 
favorecen la formación de lahares en el sector noreste 
del volcán Popocatépetl, así como una reseña de los 
lahares más importantes acontecidos en dicho sector. 
 
 El primer apartado del capítulo 2 plantea la 
importancia de los disturbios y de la dispersión en el 
comienzo de la sucesión y el marco teórico-conceptual 
de la sucesión vegetal, en el segundo apartado se reseña 
la clasificación de la sucesión vegetal y en el tercero, se 
exponen algunos ejemplos de estudios de sucesión 
primaria realizados en materiales volcánicos, además, 
una reseña de los lahares como disturbios que contempla 
una descripción de sus regímenes de disturbio y 
ejemplos de la sucesión vegetal en depósitos laháricos 
recientes. 
 
 El capítulo tres es el marco abiótico del 
barranco Huiloac, realizado en una escala de pequeño 
detalle. En el primer apartado se reseña el sistema de 
clasificación paisajística de Bertrand, en el segundo, con 
base en la metodología propuesta por dicho autor, se 
realizó la caracterización del subsistema natural de la 
microcuenca que abarca al barranco Huiloac, y en el 
tercero, se señalan las particularidades del barranco 
Huiloac como sus características morfológicas, los 
subsistemas que lo componen, su funcionamiento 
geoecológico y los pisos altitudinales que atraviesa. 
 
 El capítulo cuatro describe en su primer 
apartado la metodología empleada en el análisis de la 
vegetación de los paisajes laháricos y una reseña 
paisajística de las vertientes y del fondo del barranco 
Huiloac. El segundo apartado trata de cómo se 
determinó la clasificación paisajística de los lahares y se 
enumera dicha estructura paisajística. Por último, se 
explica el desarrollo vegetal de los paisajes laháricos y 
las características abióticas de éstos. Finalmente, se 
muestran las conclusiones de la presente investigación. 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 1 
 
 
 
 
 
 
 
 
The earth’s surface has been shaped by volcanoes. The process 
of recovery has happened time and time again (Anonymous, 
Mount St. Helens). 
 
 
 
 
 
CAPÍTULO 1 
 
LAHARES EN EL 
VOLCÁN 
POPOCATÉPETL 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 2 
1.1 TIPOS DE LAHARES 
 
1.1.1 Características de los lahares 
 
Lahar es una palabra indonesia que describe el rápido 
movimiento de clastos rocosos saturados con agua, los cuales 
se originan en las partes altas de los volcanes y descienden por 
sus empinadas laderas. La expresión lahar se usa 
indistintamente para designar el proceso que lo origina y el tipo 
de depósito que deja, sin embargo, el término lahar sólo alude 
al proceso que origina el flujo (Vallance, 2000; Capra et al, 
2004). 
 
Para la formación de lahares se requieren de cuatro 
elementos: a) suficiente cantidad de agua; b) abundancia de 
fragmentos rocosos no consolidados, provenientes de flujos 
piroclásticos, depósitos de caída, morrenas, coluviones, etc.; c) 
laderas grandes y empinadas que faciliten la generación y el 
descenso de los lahares; d) y un mecanismo que desencadene 
el proceso (Vallance, 2000). 
 
Los lahares se originan cuando las mezclas de agua 
con escombros rocosos bajan por las laderas de los volcanes, 
incorporando en su carga agua y restos sólidos que hallan en 
su trayectoria. Ambas partes, sólida y líquida al interactuar 
determinan el ambiente único que los distingue de otros 
fenómenos relacionados con los volcanes (como las avalanchas 
de escombros o debris avalanche y los flujos de agua), siendo 
la dominancia de la fracción sólida la que determina el grado de 
destructividad de un lahar (Vallance, 2000). 
 
Otros mecanismos generadores de los lahares son 
las avalanchas volcánicas, las explosiones freáticas, las 
explosiones dirigidas, los flujos piroclásticos calientes, las 
oleadas piroclásticas y los flujos de lava, los cuales provocan 
súbitos derretimientos del hielo y la nieve de los glaciares 
emplazados en las partes altas de los volcanes. Una vez 
formados los lahares, su descenso acontece por las empinadasladeras de los volcanes, de los cauces de los ríos y de los valles 
(González, 2000). 
 
La fuente de agua de los lahares puede ser directa al 
provenir del interior de los aparatos volcánicos durante la 
erupción, o indirecta, al resultar de otros procesos comunes a 
las grandes áreas volcánicas como las lluvias intensas, el 
rápido derretimiento de hielo y nieve, el rompimiento de presas 
o lagos cráter, las fracturas en el sistema hidrotermal del cráter 
o la salida de agua de una cavidad subglaciar. De manera 
ocasional, el agua de los poros del suelo también puede 
generar un lahar (Scott et al, 1987; Vallance, 2000). 
 
Los lahares pueden ser de distintos tamaños, desde 
unos cuantos centímetros de ancho y de espesor que fluyen a 
menos de 1 m/s hasta los grandes lahares que alcanzan cientos 
de metros de ancho y decenas de metros de espesor, que 
avanzan a velocidades mayores de 10 m/s, recorriendo así 
distancias de más de 100 km del punto en el que se originaron 
(Scott et al, 1987). 
 
Los lahares al ser una mezcla de agua con sedimento 
pueden transportar grandes volúmenes de material ya sea 
antes, durante o después de una erupción. A diferencia de los 
flujos de agua, los lahares adquieren velocidades de 5 a 15 m/s 
(18 a 54 km/hr) en los flujos de escombros y de 40 m/s (144 
km/hr) en los lahares originados por flujos piroclásticos y 
oleadas piroclásticas (González, 2000). 
 
Los lahares se desplazan en forma de oleadas o 
pulsaciones ya sea en vertientes abruptas, en laderas con poca 
pendiente o en valles. Estos flujos se mueven rápidamente y 
recorren grandes distancias desde su origen, aumentando su 
tamaño y velocidad, por lo que su capacidad destructiva es alta, 
ya que llegan a arrancar árboles, a transportar carros u otros 
objetos que encuentran en su trayectoria (Scott et al, 1987). 
 
 Los lahares con un volumen medio de material sólo 
avanzan decenas de kilómetros, mientras que aquellos de gran 
volumen pueden discurrir por cientos de kilómetros de donde se 
generaron. Los lahares con velocidades de 5 a 10 m/s que 
circulan por canales de poca profundidad ocasionan 
inundaciones y enterramientos, en tanto que los lahares con 
mayores velocidades y alterados por las irregularidades del 
terreno, se vuelven agitados y turbulentos, destruyendo todo a 
su paso (Pierson & Costa, 1987 en González, 2000). 
 
La capacidad erosiva de los lahares está relacionada 
directamente con la pendiente del terreno y las características 
del flujo. El grado de inclinación varía, ya que en flujos 
pequeños, gruesos y no confinados se puede erosionar en una 
superficie de 25°, mientras que en los flujos grandes de grano 
fino y confinados, la erosión puede darse a partir de 1° de 
pendiente. Sin embargo, esta capacidad se reduce y en 
terrenos planos llega a no ocurrir el desgaste del material 
(González, 2000). 
 
Cuando los lahares fluyen, la fuerza de su carga 
erosiona el sustrato por el que discurren, además, incorporan 
otros materiales como clastos, nieve, hielo, agua, vegetación y 
construcciones humanas que encuentran en su trayectoria, los 
cuales incrementan el volumen de los lahares en un proceso 
denominado acreción o bulking, alterando con ello las 
propiedades originales de los flujos (González, 2000). 
 
El emplazamiento del material lahárico es inducido 
por la disminución de la pendiente en el terreno, por la 
presencia de vegetación en los márgenes de canal, por la 
existencia de árboles o montículos rocosos en el cauce o por el 
choque del material contra cualquier objeto que obstruya su 
paso, frenando la fuerza de avance del lahar y haciendo que el 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 3 
material se acumule (González, 2000). Los depósitos de lahar 
son erosionados posteriormente por flujos de agua u otros 
lahares (Vallance, 2000). 
 
Los procesos considerados como lahares son el flujo 
de escombros (debris flow), el flujo lodoso (mud flow) y el flujo 
hiperconcentrado (hyperconcentrated flow) que pertenecen al 
grupo de la remoción en masa (figura 1.1), de los que se 
diferencian por el porcentaje de material sólido y por la cantidad 
de agua que contienen. Un lahar puede arrancar o depositar 
clastos a lo largo de su recorrido descendente, por lo que las 
proporciones de material sólido y líquido varían conforme 
aumenta la distancia a partir del origen (Hoblitt et al, 1995; 
Vallance, 2000). 
 
 
 
1.1.2 Flujo de escombros 
 
Los flujos de escombros (debris flow) son mezclas de 
fragmentos rocosos y de otros materiales saturados con agua 
que se movilizan por la acción de la fuerza de gravedad. Están 
compuestos por dos terceras partes de sedimento 
heterométrico y una tercera parte de agua. La arena y la grava 
son los granos predominantes, y en menor proporción, la arcilla 
y los cantos rodados (Scott et al, 1987). 
 
Los mecanismos desencadenantes de los flujos de 
escombros son las avalanchas volcánicas, las explosiones 
freáticas y dirigidas, los flujos piroclásticos calientes, las 
oleadas piroclásticas y los flujos de lava, los cuales causan un 
súbito derretimiento del hielo y la nieve de un glaciar. También 
las lluvias intensas, los rompimientos de lagos cráter durante las 
erupciones volcánicas y la liberación de agua almacenada bajo 
una cubierta de hielo son generadores de lahares; tales 
mecanismos son favorecidos por laderas abruptas, canales con 
flancos inestables y vegetación dispersa o ausente que facilitan 
el descenso y la incorporación de material a la carga del flujo de 
escombros (González, 2000). 
 
En los flujos de escombros a su vez, se identifican 
dos tipos de flujo en función de la proporción de sedimento que 
contienen, los flujos granulares y los flujos lodosos. Los flujos 
granulares también denominados no cohesivos por su poco 
contenido de material arcilloso tienen una concentración menor 
de 3 a 5% de arcillas en el peso relativo del total de la mezcla y 
su consistencia es semejante a la del concreto húmedo 
(González, 2000). 
 
Los flujos granulares o no cohesivos son originados 
casi siempre por la movilización de materiales volcánicos recién 
emplazados que se mezclan con el agua de lluvias intensas, de 
lagos cráter y del derretimiento de la nieve y del hielo de un 
glaciar debido a una erupción (Hoblitt et al, 1995; Capra et al, 
2004). 
En los flujos de escombros no cohesivos debido a su 
poca cantidad de arcillas sus materiales se encuentran 
débilmente unidos y en estado seco pueden excavarse 
fácilmente con una pala. De igual forma, el bajo contenido de la 
fracción arcillosa en los flujos granulares ocasiona que el 
sedimento de su carga se mezcle rápidamente con el agua que 
encuentra a su paso, por lo que ocurre una transformación a 
flujo hiperconcentrado a pocos kilómetros de su origen 
(González, 2000). 
 
 El desgaste que realizan los flujos de escombros 
consiste en pulir las rocas del cauce y las que llevan en su 
carga, además, arrancan material del suelo e incorporan clastos 
que encuentran en su camino, es por eso que cambian el perfil 
transversal de los canales a la forma típica de U (González, 
2000). 
 
Cuando un flujo de escombros incorpora grandes 
cantidades de agua y va depositando selectivamente el 
sedimento en su recorrido descendente, llega a convertirse en 
un lahar hiperconcentrado. Este hecho ocurre en los flujos de 
escombros granulares y sucede a pocos kilómetros del origen 
(González, 2000). 
 
Los depósitos de flujos de escombros canalizados por 
barrancos tienen espesores que van de 1 a 10 m, en tanto que 
el material de flujos de escombros no confinados y depositados 
en forma de abanicos aluviales o de terrazas alcanza un 
espesor de 1 a 2 m (González, 2000). 
 
 La descripción textural de los flujos de escombros se 
basa en la cantidad relativa de grava, arena, limo y arcilla 
contenidos en el depósito. Si hay clastos del tamaño de la grava 
en contacto uno con otro, el depósito se refiere como soportado 
por clastos ode textura de clastos, en tanto, si existe un 
material del tamaño de la arena, el limo y la arcilla que separe a 
la grava se le denomina matriz, y se dice que es un depósito 
soportado por matriz (González, 2000). 
 
 El material que conforma a los depósitos de los flujos 
de escombros es heterométrico. Sus depósitos tienen un 
espesor relativamente uniforme y siguen el contorno de la 
topografía. Un depósito de debris flow de una sola oleada 
puede medir de 50 cm a 2 m de espesor. Los depósitos 
característicos de los flujos de escombros son los levées, 
integrados con granos que van desde la arcilla hasta los cantos 
rodados y localizados a lo largo de los márgenes de los canales 
(Scott et al, 1987). Los levées de flujos de escombros 
granulares tienen una superficie abultada debido a que 
sobresalen los clastos más gruesos, son depósitos no 
consolidados y pueden excavarse fácilmente (Vallance, 2000). 
 
 
 
 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 4 
 
 
 
 
 
Figura 1.1 Clasificación de la remoción en masa según el contenido de 
agua y del tipo de clastos 
 
 
 
 Aumento en la cantidad de agua 
 
 MATERIAL COHESIVO (gran contenido de material arcilloso) 
 
 
 Movimiento lento 
 
 Movimiento rápido 
 Desequilibrio 
 
 
 
 
 Suspensión 
 
Agua Estabilidad Rocas 
 
 
 Arrastre 
 
 
 
 Desequilibrio 
 
 Movimiento 
 Movimiento rápido lento 
 
 
 
 
 MATERIAL GRANULAR (poco contenido de material arcilloso) 
 
 
 Incremento en la cantidad de rocas 
 
Fuente: Thouret y Lavigne, 2000. 
Formó: Karla Rangel Ríos. 
Tesis de Licenciatura, UNAM 2010. 
 
 
 
 
 
DESLIZAMIENTOS 
Fase uno del flujo 
FLUJOS 
GRANULARES 
FLUJOS 
LODOSOS 
FLUJOS 
DE 
ESCOMBROS 
AVALANCHAS DE 
ESCOMBROS 
FLUJOS 
HIPER- 
CONCEN 
TRADOS 
Fase dos del 
flujo 
FLUJOS 
DE 
AGUA 
CAÍDA DE 
ROCAS 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 5 
1.1.3 Flujo lodoso 
 
 El flujo lodoso (mud flow) es una variante de los flujos 
de escombros, consta de dos terceras partes de sedimento que 
incluye roca, suelo y otros materiales saturados con un tercio de 
agua. Son movilizados por la acción de la fuerza de gravedad 
(Scott et al, 1987) y su contenido de partículas de arena, limos y 
arcillas es menor al 50% (Pierson & Costa, 1987 en González, 
2000). 
 
 Debe su nombre a la elevada concentración de 
partículas de arcillas, la cual es de 3 al 5% en el peso relativo 
del total de la mezcla, por lo que se le asocia con una 
granulometría de los finos, coloquialmente denominada lodo. 
Debido a la cantidad relativa de arcillas presenta cierta 
propiedad de cohesión, por lo que también se le conoce como 
flujo de escombros cohesivo (González, 2000). 
 
El flujo lodoso o flujo de escombros cohesivo inicia 
con la acumulación rápida de agua sobre un terreno donde 
existen sedimentos removibles, frecuentemente derivados del 
colapso de una parte del edificio volcánico, de material alterado 
hidrotermalmente o con intenso intemperismo, de ello resulta la 
relativa concentración de arcillas en el lahar. El agua puede 
provenir de lluvias intensas, del rápido derretimiento de la nieve 
o del hielo de un glaciar, que al mezclarse con la fracción sólida, 
forman suspensiones espesas que avanzan por los cauces de 
los ríos, de los valles o por las laderas de los volcanes 
(González, 2000). 
 
 Debido al alto contenido relativo de arcillas en el flujo 
lodoso, el sedimento no se mezcla bien con el agua, por lo que 
no acontece la transformación y logran avanzar hasta 100 km 
sin sufrir alteración en sus propiedades sedimentológicas. En 
estado seco, los levées de los flujos lodosos poseen una 
superficie plana, se encuentran fuertemente unidos y por lo 
tanto, son difíciles de excavar con una pala (Vallance, 2000). 
 
 
 
1.1.4 Flujo hiperconcentrado 
 
El flujo hiperconcentrado (hyperconcentrated flow) se 
origina de forma directa con una gran descarga de agua 
procedente del derretimiento glaciar, de una tormenta o del 
rompimiento de una presa que entra en contacto con material 
volcánico no consolidado. Este lahar puede agrandar el perfil de 
los barrancos y expandirse en superficies planas; es un lahar 
turbulento, genera burbujas y pequeños remolinos que le crean 
una superficie lisa de brillo aceitoso (González, 2000). 
 
El origen indirecto de este lahar se debe a la 
transformación de un flujo de escombros granular, el cual puede 
ocurrir con la dilución de la porción distal del flujo de escombros 
debido a la incorporación de agua que encuentra a su paso o 
por la selectiva depositación del sedimento. Es común en áreas 
volcánicas que los lahares originados por erupciones o por 
lluvias tengan una fase proximal de flujo de escombros granular 
y una fase distal de flujo hiperconcentrado (González, 2000). 
 
Los flujos hiperconcentrados suelen confundirse con 
los flujos lodosos, aunque se diferencian de ellos por el tamaño 
de grano que los constituye. Los flujos lodosos poseen un 
predominio de la arcilla, cuyo contenido es mayor de 3 a 5% del 
total de las fracciones arenosa, limosa y arcillosa, mientras que 
en los flujos hiperconcentrados, domina el contenido de la arena 
o grava en la proporción total de la granulometría (González, 
2000). 
 
 Si los flujos hiperconcentrados tienen un espesor 
considerable y los canales son profundos como en los 
barrancos, arrancan abundante material del fondo, mientras que 
en flujos de poco espesor en un canal de escasa altura, 
depositan rápidamente su material agrandando el fondo. La 
erosión que realizan estos flujos moldea canales con forma 
rectangular y paredes verticales (González, 2000). 
 
Los depósitos de los flujos hiperconcentrados pueden 
ser de dos tipos según el sector donde se encuentren. A lo largo 
del canal se acumulan los guijarros y los cantos rodados, 
mientras que en el margen del canal se concentra el grano fino 
como la arena, el limo y la arcilla, material que decrece a 
medida que aumenta la distancia del eje del canal, por lo que la 
superficie del depósito del margen tiene apariencia lodosa 
(González, 2000). 
 
 Los depósitos característicos de los flujos 
hiperconcentrados son los emplazados a lo largo del margen 
del canal, denominados bermas, cuya superficie es 
moderadamente lisa, y su espesor oscila de centímetros hasta 
2.5 m con una anchura comprendida en las decenas de metros 
(González, 2000). 
 
 El tamaño medio de grano en los depósitos de flujos 
hiperconcentrados va de la arena media a gruesa, aunque los 
materiales emplazados a la mitad del canal son gravosos y 
llegan a encontrarse abundantes guijarros y cantos rodados 
(Scott, 1988 en González, 2000). 
 
 Los depósitos de flujos hiperconcentrados están 
menos consolidados que los de flujos de escombros, aunque al 
excavarse con una pala muestran cierta resistencia, sin 
embargo, la fracción arenosa se desagrega completamente 
(Scott, 1988 en González, 2000). 
 
 
 
 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 6 
1.1.5 Clasificación de los lahares 
 
De acuerdo con la temporalidad de la erupción y el 
proceso desencadenante, los lahares se clasifican (figura 1.2) 
en sin-eruptivos, post-eruptivos y no eruptivos (Thouret y 
Lavigne, 2000; Lavigne y Thouret, 2000). 
 
 
1.1.5.1 Lahares sin-eruptivos 
 
Son lahares originados durante una erupción 
volcánica, constituidos por material piroclástico mezclado con 
agua. Dada su relación directa con las erupciones volcánicas se 
denominan lahares calientes. Los depósitos son caóticos, 
acomodados en capas de sedimento grueso. El agua que los 
origina moviliza clastos procedentes de flujos piroclásticos, de 
oleadas piroclásticas o de avalanchas de escombros. La 
generación de lahares voluminosos ocurre con la liberación 
rápida de una gran cantidad de agua, por ejemplo, la 
proveniente del rompimiento de un lagocráter durante una 
erupción de magnitud considerable (Lavigne y Thouret, 2000). 
 
Hay dos variedades de lahares sin-eruptivos, los 
lahares primarios originados con el material volcánico que 
derrite el hielo o la nieve de un glaciar, o el desencadenado por 
la mezcla del material volcánico con el agua de los ríos o de los 
lagos cráter. La segunda clase son los lahares secundarios que 
se producen durante las erupciones y cuya fuente de agua 
proviene de las lluvias intensas. Se les llama secundarios 
porque la fuente de agua no procede del efecto de la erupción, 
sino de la lluvia que acontece en el transcurso de la misma 
(Thouret y Lavigne, 2000; Lavigne y Thouret, 2000). 
 
En los lahares primarios se distinguen cuatro 
mecanismos desencadenantes, los flujos piroclásticos que 
derriten la cubierta de nieve o de hielo de un glaciar, la tefra que 
cae sobre la superficie de un glaciar o de una cubierta de nieve 
y que también provoca una súbita fundición, las oleadas 
piroclásticas que fluyen sobre la capa de nieve o de hielo de los 
volcanes y las erupciones subglaciares que son magnificadas 
por la actividad geotérmica y que inducen el rompimiento de 
lagos glaciáricos (Thouret y Lavigne, 2000). 
 
En los lahares primarios se diferencia al sedimento 
movilizado en función de su tiempo de emplazamiento. El 
material volcánico que acaba de ser arrojado por una erupción 
se denomina nuevo depósito o sedimento primario, mientras 
que el material preexistente a la explosión y que es removido 
por el agua se conoce como depósito retrabajado o sedimento 
secundario (Thouret y Lavigne, 2000). 
 
 
1.1.5.2 Lahares post-eruptivos 
 
También conocidos como lahares fríos; se integran 
por volúmenes de sedimento volcanoclástico arrojado en 
erupciones pasadas, que al mezclarse con el agua de las 
lluvias, desciende por acción de la fuerza de gravedad a través 
de las laderas volcánicas. No están relacionados con las fases 
eruptivas de los volcanes, porque su generación puede darse 
después de varios días, meses o años de acontecida la 
erupción. El mecanismo generador de este lahar es la mezcla 
de materiales volcánicos con la lluvia meteórica (Lugo, 1989; 
Thouret y Lavigne, 2000). 
 
Una vez iniciado este lahar intervienen otros factores 
que favorecen la incorporación de agua y de restos sólidos y 
son la morfología de la ladera, la topografía del terreno, una 
reserva considerable de agua estancada o de escorrentía, la 
disponibilidad de clastos removibles a lo largo de la trayectoria 
del lahar y la presencia de cubierta vegetal porque todo este 
material puede aumentar el tamaño del lahar y alterar las 
características sedimentológicas de los depósitos (Thouret y 
Lavigne, 2000). 
 
 
1.1.5.3 Lahares no eruptivos 
 
Son lahares no relacionados con fases eruptivas, se 
producen en montañas y en volcanes extintos. Los mecanismos 
desencadenantes son el rompimiento de un lago cráter, de un 
lago glaciar, de una presa, el desbordamiento de un lago 
natural, de un río o las intensas lluvias. La fuente del sedimento 
puede ser la roca fragmentada, los depósitos morrénicos, 
coluviales y aluviales, el suelo o la cubierta vegetal (Thouret y 
Lavigne, 2000; Lavigne y Thouret, 2000). 
 
La mezcla de agua y del material sólido es movilizada 
por la acción de la fuerza de gravedad, que la hace descender 
por las laderas empinadas o la canaliza por el cauce de un río o 
escurrimiento, permitiéndole incrementar su tamaño y su 
capacidad de carga a través de la incorporación de material y 
de agua (Thouret y Lavigne, 2000; Lavigne y Thouret, 2000). 
 
El rompimiento de los lagos puede darse por una 
fisura en la pared interna debido a la erosión, a antiguas 
erupciones explosivas o al efecto de un sismo. En tanto que el 
desbordamiento de los lagos, las presas y los ríos es dado por 
la acumulación de agua de lluvias intensas. La peligrosidad de 
estos lahares radica en que pueden presentarse en cualquier 
lugar del mundo, con el simple hecho de reunir los cuatro 
elementos básicos para la generación de un lahar, por ello, son 
muy frecuentes y ocasionan grandes pérdidas económicas en 
las poblaciones que afectan (Thouret y Lavigne, 2000; Lavigne 
y Thouret, 2000). 
 
 
 
 
 
 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 7 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.2 Clasificación de los lahares de acuerdo con la temporalidad de 
la erupción 
 
 
 Lahares 
 
Sin-eruptivos Post-eruptivos No eruptivos 
 
 
Derretimiento de Lluvias intensas Desagüe de un 
nieve y hielo lago cráter 
 
Erupción que rompe Rompimiento de un 
un lago cráter embalse natural 
 
 
Lluvias intensas Por colapso 
 
 
 Por 
 desbordamiento 
Mezcla de clastos procedentes de 
avalanchas de escombros, flujos 
piroclásticos u oleadas piroclásticas 
con agua de escorrentía o estancada 
 
 
 LAHARES PRIMARIOS LAHARES SECUNDARIOS LAHARES DE ORIGEN 
 HIDROMORFOLÓGICO 
Fuente: Thouret y Lavigne, 2000. 
Formó: Karla Rangel Ríos. 
Tesis de Licenciatura, UNAM 2010. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 8 
1.2 ACTIVIDAD VOLCÁNICA DEL 
POPOCATÉPETL 
 
1.2.1 Cronología del volcán Popocatépetl 
 
El volcán Popocatépetl (figura 1.3) del náhuatl 
montaña que humea, se sitúa a 320 km de la Trinchera 
Mesoamericana y a 70 km de la ciudad de México (19°02’ N y 
98°62’ W) en dirección sureste. El volcán Popocatépetl marca el 
límite sur de la Sierra Nevada, la cual se encuentra en la 
porción central del Sistema Volcánico Transversal (Robin, 1984; 
CENAPRED, 2003). Es un estratovolcán andesítico-dacítico de 
grandes dimensiones con 5,492 msnm (CENAPRED, 2003). 
 
La historia geológica del volcán Popocatépetl 
comprende cuatro etapas (Robin & Boudal, 1987; Boudal & 
Robin, 1989; Gómez y Zamorano, 2002). Las dos primeras 
etapas se relacionan con la formación del volcán primitivo 
Nexpayantla, integrado por un antiguo edificio compuesto. La 
tercera etapa incluye la creación de un cono moderno 
denominado volcán El Fraile. La cuarta abarca la formación del 
Cono Terminal que incluye al edificio volcánico actual del 
Popocatépetl (tabla 1.1 y figura 1.4). 
 
Existen depósitos de un evento tipo Bezymianny1 que 
indican la destrucción del volcán primitivo Nexpayantla y que 
separan las etapas I y II de la III y IV (Robin & Boudal, 1987; 
Boudal & Robin, 1989; Gómez y Zamorano, 2002). 
 
 
1.2.1.1 Volcán Nexpayantla 
 
El volcán primitivo Nexpayantla constituye la etapa I 
de la creación del Popocatépetl y está integrado por un 
basamento de andesitas ácidas formado hace 1,000,000 de 
años antes del presente (período pleistocénico de la era 
cuaternaria). Paralelamente al desarrollo del cuerpo principal, 
se depositaron al sur flujos lávicos masivos, brechas y lahares 
de conglomerados. En el valle de Puebla estos depósitos 
ocupan las cotas de 1,200 a 1,400 msnm, mientras que en el 
Ventorrillo, localizado a 3.5 km del cráter actual, llegan a los 
4,200 msnm (Robin & Boudal, 1987; Gómez y Zamorano, 
2002). 
 
La etapa II de construcción del volcán Nexpayantla se 
caracterizó por lavas andesíticas y dacíticas, productos de 
magmas básicos que evolucionaron de menor a mayor 
viscosidad debido al largo ascenso que hicieron por el conducto 
principal hasta llegar a la superficie. Por esta razón, la 
 
1
 Erupción paroxísmica que libera una gran energía durante un lapso de tiempo muy corto. En 
tales eventos el edificio volcánico sufre cambios dramáticos en su fisonomía y se reduce en 
tamaño, dejando un enorme cráter en su lugar. También se le conoce como Santa Elena y es 
de las más destructivas. Culmina con un gigantesco derrumbe del edificio volcánico y el 
emplazamiento de una avalancha de escombros que viaja a grandes velocidades destruyendo 
todo cuanto encuentra a su paso. El resultado es un edificio volcánico ruinoso que crecelentamente antes de iniciar su ciclo. El círculo de lento desarrollo y rápida destrucción se repite 
hasta que se agota el sistema magmático. Cuando el volcán se extingue sus vestigios son 
removidos por el intemperismo y la erosión (Siebe et al, 1996). 
chimenea se obturó y desencadenó erupciones explosivas que 
produjeron extensos volúmenes de piroclastos no consolidados, 
de pómez y de lavas riodacíticas que indujeron un desequilibrio 
en la cámara magmática, la cual terminó por colapsar la mayor 
parte del edificio volcánico (Carrasco et al, 1986 en Gómez y 
Zamorano, 2002). 
 
Dicho evento eruptivo está relacionado con la 
explosión dirigida que destruyó una sección importante del 
cráter, iniciando con ello la etapa de creación de un aparato 
volcánico mayor, con un nuevo cráter de 2.5 km de diámetro 
(Carrasco et al, 1986 en Gómez y Zamorano, 2002). Siebe et al. 
(1995) han reconocido cuatro depósitos de avalanchas de 
escombros con edades que fluctúan entre 30,000 y 50,000 años 
antes del presente asociadas a esta actividad. En la actualidad 
tales materiales cubren un área de 300 km2 en la ladera sur del 
Popocatépetl (Robin, 1981 en Gómez y Zamorano, 2002). 
 
Hace 23,000 años sucedió una erupción tipo Santa 
Elena que cambió drásticamente la morfología del volcán y sus 
alrededores. En ese momento, el cono tenía una altura similar a 
la del actual, cuando un cuerpo magmático muy viscoso de 
grandes dimensiones ascendió y quedó emplazado dentro del 
edificio volcánico. Éste, al aumentar su volumen, provocó la 
inestabilidad de sus flancos y la ladera sur cedió ante la presión, 
lo cual culminó con un gigantesco colapso del edificio volcánico 
y una avalancha de escombros que llegó a más de 80 km de su 
origen (Boudal & Robin, 1989; Siebe et al, 1995). 
 
El desprendimiento de la ladera sur provocó una gran 
explosión magmática rica en gas que formó una columna 
eruptiva de más de 30 km de altura, parecida a un hongo. Los 
materiales de dicha erupción rellenaron el valle que drenaba la 
cuenca de México hacia el sur, reordenando así el sistema 
hidrológico de la región y elevando el nivel de los lagos en la 
cuenca (Siebe et al, 1995, 1996a, 1996b). El evento originó una 
caldera elíptica, actualmente conocida como el Anfiteatro, 
localizada entre los cerros Ventorrillo y Tlamacas (Robin & 
Boudal, 1987). 
 
 
1.2.1.2 Volcán El Fraile 
 
Antiguas erupciones cataclísmicas se relacionan con 
fases destructivas de dos edificios que integran al moderno 
Popocatépetl, los volcanes El Fraile (etapa III) y el Cono 
Terminal (etapa IV) (Robin & Boudal, 1987; Boudal & Robin, 
1989). 
 
La construcción del estratovolcán El Fraile se dio 
hace 15,000 años antes del presente y constituye la etapa III de 
formación (figura 1.4 y tabla 1.1), cuya dinámica eruptiva 
provino de una cámara magmática independiente del resto de 
las etapas anteriores, extendiendo su actividad volcánica en un 
área de 250 km2, entre una altitud de 3,600 msnm a 5,700 
msnm (Robin & Boudal, 1987). En la actualidad, los relictos de 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 9 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 10 
Tabla 1.1 Resumen de la actividad volcánica del Popocatépetl 
Fuente: Palacios, 1996; Siebe et al., 1995, 1996a y 1996b; Cenapred, 2002 
Elaboró: Karla Rangel Ríos. 
Tesis de Licenciatura, UNAM 2010. 
AÑOS ACTIVIDAD VOLCÁNICA 
1,000,000 de años Se forma el volcán Nexpayantla. 
23,000 a p Una gran erupción tipo Santa Elena (Bezymianny) destruye el volcán Nexpayantla. Los restos 
se encuentran bajo el actual volcán Popocatépetl, afloran en el barranco Nexpayantla. 
15,000 a p Empieza a construirse el antecesor del volcán Popocatépetl, el volcán El Fraile. 
14,000 a p Gran erupción freatopliniana del volcán El Fraile produce lluvias de ceniza y pómez sobre el 
Valle de México. 
11,000 a p; 9,000 a p; 
7000 a p 
Erupciones plinianas del volcán El Fraile ocasionan caída de ceniza y de pómez. 
5000 a 3500 a p Destrucción del primer volcán Popocatépetl por grandes explosiones. El relicto está en la 
ladera norte del reciente Popocatépetl (Pico El Fraile). 
3800 a 1200 a p El moderno volcán Popocatépetl empieza a edificarse (Cono Terminal). 
3195 y 2830 a p Erupción pliniana del Precerámico Superior. 
1200 a p Parcial destrucción del moderno Popocatépetl por una erupción tipo San Vicente. 
800 y 215 a p Erupción pliniana del Cerámico Inferior. 
675 y 1095 d n e Erupción pliniana del Cerámico Superior. 
1350 (S XIV) Erupción con un importante flujo de ceniza. 
1363 (S XIV) Fumarolas. 
1504 y 1512 (S XVI) Episodios de flujos de ceniza. 
1519 (S XVI) Erupción de flujo de ceniza seguida de actividad fumarólica. 
1530 (S XVI) Termina actividad fumarólica. 
1539 a 1549 (S XVI) Erupción moderada con caída de ceniza. 
1571 (S XVI) Emisiones de ceniza. 
1592 (S XVI) Fumarolas y emisiones de ceniza. 
1642 (S XVII) Fumarolas y emisiones de ceniza. 
1663 A 1697 (S XVII) Período eruptivo largo, principalmente caída de ceniza y flujos de lava andesítica. 
1720 (S XVIII) Caída de ceniza. 
1802 a 1804 (S XIX) Caída de ceniza. 
1827 (S XIX) Caída de ceniza. 
1919 a 1920 Erupción moderada. Explosiones esporádicas emiten ceniza y pómez. Formación de un 
pequeño domo de lava en el fondo del cráter. 
1989 Incremento en la actividad fumarólica. 
1992 Incremento en la actividad fumarólica. 
1993 Incremento en la actividad fumarólica. 
1994 Aumento considerable en la actividad fumarólica. 
1995 Caída de ceniza. 
1996 Crecimiento de un domo de lava al interior del cráter. Emisiones de ceniza de gran intensidad y 
explosivas. 
1997 Erupción explosiva con una nube tipo pluma de más de 8 km, que provocó caída de ceniza en 
poblados cercanos al volcán y en la ciudad de México. Flujo de escombros que llegó a 
Santiago Xalitzintla. 
1998 Emisiones de ceniza con sismos volcano-tectónicos y salidas de lava importantes. Lluvias de 
ceniza. Formación de un nuevo domo. Lanzamiento de fragmentos incandescentes. 
1999 Exhalaciones y explosiones moderadas con lanzamiento de fragmentos incandescentes y 
caída de ceniza. Sismos volcano-tectónicos. 
2000 Crecimiento de un domo. Posteriormente hubo exhalaciones y la destrucción del domo. 
Erupción importante en diciembre con actividad incandescente alta en el cráter y aumento 
considerable en el registro sísmico del volcán. 
2001 Erupción que originó un flujo de escombros en enero. Exhalaciones de ceniza. Formación de 
un pequeño domo. 
a p; antes del presente 
d n e; de nuestra era 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 11 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 12 
este volcán se encuentran en el promontorio rocoso conocido 
como Pico del Fraile localizado a 1.5 km al noreste del cráter 
actual (Gómez y Zamorano, 2002). 
 
En esta etapa aconteció una erupción freatopliniana y 
tres plinianas. La freatopliniana ocurrió hace 14,000 años y ha 
sido la más violenta de las erupciones plinianas registradas en 
el volcán. Sucedió en el flanco noroeste donde originó un nuevo 
cráter cuyo vestigio actual es el promontorio rocoso llamado el 
Abanico (Siebe et al, 1995, 1996a, 1996b). 
 
Las erupciones plinianas sucedieron hace 11,000, 
9,000 y 7,000 años antes del presente. Formaron enormes 
columnas eruptivas, constituidas por una mezcla de pómez y de 
ceniza rica en gases. Los materiales de caída produjeron 
depósitos de pómez y de ceniza que se extendieron en 
dirección de los vientos dominantes durante la erupción (Siebe 
et al, 1995, 1996a, 1996b). 
 
 
1.2.1.3 Cono Terminal 
 
La etapa IV de la evolución del Popocatépetl 
comprende los últimos 4,000 años (período holocénico de la era 
cuaternaria) de formación del actual Cono Terminal, 
comúnmente llamado volcán Popocatépetl. Esta pequeña 
unidad se caracteriza por la asimetría de sus flancos, ya que al 
norte tiene laderas irregulares que se asientan sobre las ruinas 
del volcán Nexpayantla con una altura relativade 1,200 a 1,400 
metros, y al sur, se encuentra una vertiente regular que alcanza 
los 2,500 metros de altura relativa (Robin & Boudal, 1987). 
 
Entre 3,800 a 1,200 años antes del presente la 
actividad fue efusiva principalmente, tornándose explosiva al 
aparecer eventos tipo San Vicente (Gómez y Zamorano, 2002) 
y ciclos eruptivos de menor intensidad que ocasionaron una 
alternancia entre los flujos de lava y las erupciones de ceniza y 
de pómez, las cuales acontecieron entre 900 y 450 años antes 
del presente (Siebe et al, 1996a). 
 
Durante la formación del Cono Terminal sucedieron 
tres erupciones plinianas. El fechamiento con C14 indica que 
éstas ocurrieron entre los años 3,195 ± 2,830, 800 ± 215 antes 
del presente y en 1,095 ± 675 de nuestra era. Los tres episodios 
acontecieron cuando ya existían asentamientos humanos en el 
centro de México, por ello se les nombró erupciones del 
Precerámico Superior, del Cerámico Inferior y del Cerámico 
Superior (Siebe et al, 1995, 1996a, 1996b). 
 
Dichas erupciones iniciaron con la emisión de 
pequeñas cantidades de ceniza y de flujos piroclásticos, 
seguidas de explosiones freatomagmáticas que se extendieron 
radialmente por las laderas del volcán a grandes velocidades, 
culminando con una fase paroxísmica de una columna pliniana 
con más de 25 km de altura, caída de pómez y emplazamiento 
de flujos piroclásticos al colapsarse la nube. Al final de cada 
erupción ocurrieron lluvias torrenciales que generaron lahares 
por las vertientes este del Iztaccíhuatl y del Popocatépetl, que 
provocaron inundaciones en las cuencas de los ríos Atoyac, 
Atlixco y Cuautla (Siebe et al, 1995, 1996a, 1996b). 
 
Las tres erupciones plinianas acontecidas en el 
tiempo histórico afectaron a la población de aquellos tiempos, la 
cual reflejó en sus leyendas y en su toponimia de pueblos, 
barrancos y otros elementos geográficos su percepción ante los 
eventos volcánicos del Popocatépetl. Los prefijos náhuatl “nex”, 
“xalli” y “nextli” significan ceniza, por ejemplo, Nexapa quiere 
decir “río de ceniza”, el término Nexpayantla alude al lugar 
“donde la ceniza cae” y “Xalli” que también significa arena pero 
refiriéndose a la ceniza cuyo tamaño es similar al de la arena, el 
cual aparece en los vocablos Xalitzintla (río de arena) y en 
Xalliquehuac (donde la arena se levanta) (Siebe et al, 1995). 
 
 
1.2.1.4 Actividad del Popocatépetl de 1994 a 2001 
 
1.2.1.4.1 Diciembre de 1994 a 1997 
 
El 21 de diciembre de 1994 se produjo la primera 
emisión de ceniza después de 70 años de inactividad, 
provocando que los poblados más vulnerables del flanco 
noreste fueran evacuados. Al final de marzo de 1996, se formó 
un domo de lava en el fondo del cráter que estuvo acompañado 
de explosiones importantes, la mayor ocurrió el 30 de abril 
cuando 5 alpinistas perecieron al escalar el volcán 
(CENAPRED, 2002). 
 
El 30 de junio de 1997 aconteció una erupción a las 
23:11 hrs. El radar doppler operado conjuntamente entre el 
USGS y el CENAPRED, mostró fuertes señales derivadas de 
una erupción explosiva que formó una columna de ceniza de 8 
km. Durante las siguientes tres horas, fragmentos de pómez de 
10 cm cayeron en Paso de Cortés y en el poblado de 
Amecameca, incluso la ciudad de México fue afectada por lluvia 
de ceniza emanada de dicha explosión (CENAPRED, 2002). 
 
Los materiales piroclásticos acumulados en el sector 
noreste del volcán y la coincidencia de intensas lluvias fueron 
clave para la generación de flujos y del flujo de escombros más 
importante registrado en la fase volcánica actual. Estos flujos se 
originaron en las cabeceras de los barrancos proglaciares y 
llegaron al poblado de Xalitzintla, a 12 km al noreste del volcán. 
Los días 3 y 4 de julio se detectaron nuevos flujos de uno o dos 
km de longitud, producidos por el colapso parcial de la columna 
eruptiva (CENAPRED, 2002). 
 
 
1.2.1.4.2 Actividad volcánica en 1998 
 
El 1° de enero de 1998 hubo una explosión 
acompañada de una columna de ceniza de 5 km. El 11 de 
febrero una exhalación ocasionó caída de ceniza en Santiago 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 13 
Xalitzintla y en San Nicolás de los Ranchos. El 21 de marzo otra 
explosión provocó caída de rocas incandescentes a 4 km del 
cráter y una lluvia de ceniza en distintas poblaciones poblanas. 
El 14 de agosto se registraron dos exhalaciones, la primera 
explosiva emitió una columna de ceniza de 4 a 5 km de altura 
sobre el cráter y la segunda ocasionó una lluvia de ceniza en 
San Pedro Nexapa y en Amecameca (CENAPRED, 2002). 
 
El 8, 21 y 23 de septiembre se produjeron 
exhalaciones explosivas y su material llegó a las localidades de 
Huaquechula, San Pedro Nexapa, Amecameca, San Lucas 
Tehuixitlán, Atlautla y Ozumba. El 19 de noviembre seis 
exhalaciones originaron una columna de ceniza de 3 km sobre 
el cráter (CENAPRED, 2002). 
 
 
1.2.1.4.3 Actividad volcánica en 1999 
 
Los días 12, 13, 18 y 20 de marzo ocurrieron 
explosiones ligeras con emisión de fragmentos incandescentes 
sobre el flanco norte del volcán que ocasionaron la caída de 
ceniza en los sectores noreste y sureste, alcanzando la ciudad 
de Puebla (CENAPRED, 2002). 
 
El día 7 de julio, la fusión del hielo y la nieve del 
glaciar norte dispararon pequeños flujos en los barrancos La 
Espinera y Tenenepanco. En septiembre cayó ceniza en Paso 
de Cortés, San Pedro Nexapa y Amecameca. Los días 3 y 4 de 
octubre hubo dos exhalaciones de 3 y 4 km de altura que 
provocaron caída de ceniza en Santa Cruz Cuauhtomatitla, 
Santa Catalina Cuilotepec, Ecatzingo, Ocuituco, Tetela del 
Volcán, Yecapixtla, Cuautla y Ciudad Ayala (CENAPRED, 
2002). 
 
 
1.2.1.4.4 Actividad volcánica en el 2000 
 
El 17 y 18 de abril ocurrieron eventos menores con 
columnas de ceniza, y hacia finales del mes, el aumento en la 
temperatura ambiental provocó el derretimiento del glaciar y 
disparó algunos flujos que bajaron por los barrancos de la zona 
norte. El 16 de mayo una exhalación produjo una pequeña 
fumarola con ceniza y el 23 de mayo dos exhalaciones 
moderadas ocasionaron caída de ceniza. El día 24 se reportó 
un flujo de lodo y rocas con una altura de 70 cm y una anchura 
de 4 m en el puesto militar avanzado (CENAPRED, 2002). 
 
El 15 y 16 de diciembre la magnitud de los sismos, la 
elevada tasa de producción de lava y el crecimiento de un domo 
condujo a la evacuación preventiva de los habitantes aledaños 
al volcán. Los días 18 y 19 de diciembre una erupción de baja 
explosividad y larga duración lanzó grandes cantidades de 
fragmentos incandescentes a distancias de 5 y 6 km del cráter. 
Después del día 19, la actividad disminuyó, reiniciando el día 24 
con la destrucción del domo que expulsó fragmentos 
incandescentes a distancias de 2.5 km del volcán y originó una 
columna de ceniza de 5 km de altura sobre el cráter 
(CENAPRED, 2002). 
 
 
1.2.1.4.5 Actividad volcánica en el 2001 
 
La actividad volcánica decreció en enero de 2001, 
aunque el día 22 a las 14:58 hrs un sismo volcanotectónico de 
magnitud 2.8 se registró al este del cráter. A las 15:15 hrs hubo 
una exhalación de vapor de agua que alcanzó 1 km de altura y 
a las 16:15 hrs comenzó una fuerte emanación de ceniza, cuya 
explosividad incrementó hacia las 16:23 hrs, cuando 
descendieron fragmentos piroclásticos y flujos de ceniza por 
varios barrancos del volcán, a 4 y 6 km del cráter (CENAPRED, 
2002). 
 
Esta actividad originó un flujo de escombros de 7 m 
de anchura y 15 km de longitud, con la removilización de 
materiales piroclásticos y de pómez que se saturaron con el 
agua proveniente del derretimiento del glaciar (CENAPRED, 
2002). 
 
 
 
 
1.3 PROCESOS LAHÁRICOS EN EL VOLCÁN 
POPOCATÉPETL 
 
1.3.1 Elementos que favorecen la generación de 
lahares en el volcán Popocatépetl 
 
La generación de lahares durante el actual período 
eruptivo del Popocatépetl ocurre en su vertiente noreste, debido 
a la presencia del glaciar localizado en la cara norte. Delgado y 
Brugman(1996) han señalado cuatro mecanismos 
desencadenantes de lahares en el volcán: 
 
La interacción de flujos piroclásticos incandescentes 
con la masa del glaciar provocaría un repentino deshielo de su 
superficie, particularmente en las zonas de grietas donde hay 
amplios sectores expuestos, fundiendo el hielo glaciar como 
ocurrió en el lahar de enero de 2001. 
 
Las explosiones dirigidas (directed blasts) que 
destruyan parcial o totalmente un domo de lava, arrojarían 
fragmentos de roca y materiales piroclásticos que arrasarían 
con el glaciar al fusionarlo. La mezcla de los clastos con el agua 
generaría flujos de escombros o hiperconcentrados, que en su 
trayectoria por la ladera volcánica, incorporarían otros 
materiales (suelo, rocas, árboles, etc.), aumentando su volumen 
y su capacidad para viajar por varios kilómetros antes de su 
emplazamiento. Tal fue el caso del lahar de San Nicolás, 
acontecido hace 1310 años antes del presente. 
 
El agua proveniente de lluvias intensas, del 
derretimiento glaciárico debido a la incidencia solar y a la 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 14 
depositación de piroclastos calientes, podrían saturar materiales 
volcánicos disparando lahares, que al descender por los cauces 
de barrancos, acrecentarían su tamaño al incorporar clastos 
volcánicos, coluviales, granos de suelo o de otros depósitos y 
vegetación que encuentren a su paso, como sucedió en el lahar 
de julio de 1997. 
 
Un eventual deslizamiento de la masa glaciar inducido 
por el aumento en la temperatura basal ocasionaría la fusión del 
glaciar, provocando el derrumbe del mismo. Este es un peligro 
inherente a las zonas próximas al volcán ya que alteraría el 
entorno ambiental y sus consecuencias serían a largo plazo. 
 
 Por otro lado, la presencia de ciertos elementos 
geográficos también favorece la generación de lahares en la 
vertiente noreste del volcán Popocatépetl, a saber: 
 
El emplazamiento de un glaciar de montaña (llamado 
Ventorrillo) en la porción noreste del volcán que inicia a los 
5,380 msnm y termina (línea de las nieves) a los 4,760 msnm. 
Este glaciar drena hacia el estado de Puebla (Delgado, 1996). 
 
La ladera este del volcán posee una red de barrancos 
que nacen en la cabecera del glaciar y favorecen el descenso 
de los flujos a través de las gargantas proglaciares 
Tenenepanco, La Espinera y Tepeteloncocone (fotos 1.1 y 1.2), 
funcionando como drenaje principal del área del glaciar 
(Palacios et al, 2001) y llegando hasta el cauce del barranco 
Huiloac, donde descienden todos los flujos originados en la 
sección noreste del volcán. 
 
La disponibilidad de agua procedente de 
precipitaciones nivales y pluviales o la derivada del 
derretimiento del glaciar y del permafrost que es inducido por la 
actividad volcánica y por la incidencia de la radiación solar. En 
todos los casos, el agua satura los sedimentos que rellenan el 
fondo de los barrancos proglaciares donde inician los lahares 
(Palacios et al, 2001). 
 
La abundancia de fragmentos rocosos no 
consolidados provenientes de flujos y oleadas piroclásticas, 
depósitos de caída (ceniza, pómez, escoria), de morrenas, 
coluviones y del suelo emplazados en el fondo de los barrancos 
son susceptibles de removilización con una suficiente cantidad 
de agua (Palacios et al, 2001). 
 
Un proceso desencadenante como la actividad 
volcánica que derrita el hielo del glaciar o la nieve del 
permafrost en cualquier época del año. La incidencia de los 
rayos solares en la primavera también ocasiona la fusión del 
hielo; en el verano y otoño los lahares pueden formarse por las 
lluvias intensas. Si las precipitaciones coinciden con un 
incremento en la actividad volcánica, también se generarían 
lahares en dicha estación (Delgado, 1997). 
 
 
1.3.2 Lahares en la vertiente noreste del volcán 
Popocatépetl 
 
 Considerando la temporalidad de los procesos 
laháricos acontecidos en el sector noreste del Popocatépetl se 
pueden dividir en tres períodos (Observación personal, 2002). 
El primer período es de los lahares prehistóricos originados en 
las erupciones plinianas del volcán El Fraile ocurridas hace 
11,000, 9,000 y 7,000 años antes del presente. El segundo 
período es de los lahares históricos derivados de las erupciones 
plinianas del Cono Terminal, la 1ª acontecida entre 3,195 ± 
2,830 años antes del presente y denominada del Precerámico 
Superior; la 2ª sucedida hace 800 ± 215 años antes del 
presente y llamada del Cerámico Inferior; y el 3er evento 
ocurrido entre 1,095 ± 675 y nombrado del Cerámico Superior. 
Por último, está el período de los lahares actuales disparados 
por la fase eruptiva que inició en el año de 1994. 
 
 
1.3.2.1 Lahares prehistóricos 
 
Se formaron con ceniza y pómez procedentes de 
nubes tipo San Vicente de las erupciones plinianas del volcán El 
Fraile ocurridas hace 11,000, 9,000 y 7,000 años antes del 
presente. La ceniza y la pómez fueron removilizadas fácilmente 
por el agua a través de la pendiente de la vertiente, sus 
depósitos tienen espesores de 10 m o más y se localizan en el 
sector noreste del volcán, hacia la planicie poblana. Los 
depósitos se reconocen en las localidades de San Nicolás, 
Santiago Xalitzintla, San Buenaventura, San Andrés Calpan y 
San Mateo (Boudal & Robin, 1989). 
 
 
1.3.2.2 Lahares históricos 
 
Se generaron en las tres últimas erupciones plinianas 
del Cono Terminal, las cuales coincidieron con lluvias 
torrenciales que produjeron los lahares (Siebe et al, 1995, 
1996a, 1996b). En esta época, también aconteció el flujo de 
escombros de San Nicolás hace 1310 años antes del presente, 
el cual fue disparado por la explosión dirigida que sucedió en 
ese mismo año (Delgado y Brugman, 1996; González, 2000). 
 
 
1.3.2.2.1 Lahares de erupciones plinianas 
 
Se formaron con el material volcánico acumulado de 
las erupciones plinianas del Cono Terminal, descendieron por la 
vertiente este del volcán Popocatépetl en velocidades 
estimadas de 50 km/h. Los lahares inundaron toda la cuenca de 
Puebla en un radio de 30 km y adquirieron una consistencia y 
fluidez semejante a la del concreto mojado debido a la 
incorporación de otros restos (Siebe et al, 1995, 1996a, 1996b). 
 
 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 15 
 
Lahares en el volcán Popocatépetl 
Karla Rangel Ríos 16 
 Estos lahares se generaron con las erupciones 
denominadas del Precerámico Superior (3,195 ± 2,830 años 
antes del presente), del Cerámico Inferior (800 ± 215 años 
antes del presente) y del Cerámico Superior (1,095 ± 675 de 
nuestra era), cuando ya existían asentamientos humanos 
alrededor del volcán Popocatépetl (Siebe et al, 1995, 1996a, 
1996b). 
 
 
1.3.2.2.2 Lahar de San Nicolás 
 
Fue originado por una erupción pliniana que destruyó 
un domo de lava formado en el cráter del volcán Popocatépetl, 
hace 1310 años antes del presente. El material de la oleada 
piroclástica se mezcló con el agua de fusión glaciar, iniciando 
un flujo que descendió por el barranco Huiloac y llegó a más de 
60 km del origen. Sus depósitos han sido identificados en San 
Buenaventura Nealticán y San Jerónimo Tecuanipán. Se estima 
que el flujo inició a los 5,100 msnm y llegó a los 1,660 msnm, 
teniendo un desnivel de 3,440 m de altura relativa (González, 
2000). 
 
Se clasifica como un flujo de escombros no cohesivo, 
integrado de clastos heterométricos subredondeados a 
subangulosos de andesita grisácea-rojiza y de pómez imbuidos 
en una matriz arenosa. Los depósitos del flujo de escombros 
consisten en tres oleadas, con espesores de 10 m en la zona 
proximal, 3 m en la parte media y más de 1 m en la zona distal 
(González, 2000). En la actualidad dichos depósitos afloran en 
las laderas del barranco Huiloac (foto 1.3). 
 
 
1.3.2.3 Lahares actuales 
 
En la actual fase eruptiva del volcán Popocatépetl se 
han generado voluminosos flujos de escombros disparados por 
las erupciones acontecidas en junio de 1997 y en enero de 
2001,