Memorias-VIII-RNG-2012

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VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
1 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
MEMORIAS 
 VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
Guadalajara, Jalisco 
26 al 28 de septiembre de 2012 
 
Organizadores 
 
Sociedad Mexicana de Geomorfología 
Departamento de Geografía y Ordenación Territorial del Centro Universitario de Ciencias Sociales 
y Humanidades, Universidad de Guadalajara 
Instituto de Geografía y Centro de Investigaciones en Geografía Ambiental, Universidad Nacional 
Autónoma de México 
 
Comité organizador: 
Dr. José Luis Palacio P. (UNAM) Mtro. Luis Valdivia Ornelas (UdG) 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
2 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Edición de las Memorias: Dr. José Luis Palacio Prieto 
 
Memorias de la VIII Reunón Nacional de Geomorfología 
ISBN en trámite 
 
Organizadores: 
 Sociedad Mexicana de Geomorfología 
 Departamento de Geografía y Ordenación Territorial del Centro Universitario de Ciencias Sociales y 
Humanidades, Universidad de Guadalajara 
 Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México 
 Centro de Investigaciones en Geografía Ambiental, Universidad Nacional Autónoma de México 
225 pp. Septiembre de 2012 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
3 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
Índice 
Título y autores Página 
PROCESOS GRAVITACIONALES EN LA CUENCA ENDORREICA DEL ARROYO LA CIÉNAGA, FLANCO 
ORIENTAL DEL VOLCÁN NEVADO DE TOLUCA NEVADO, EDO. DE MÉXICO. 
Aceves-Quesada Fernando, Legorreta-Paulín Gabriel y Alvarez-Ruiz Yarummy 
9 
INESTABILIDAD DE LADERA ASOCIADA AL CAMBIO DE USO DE SUELO, RÍO CHIQUITO-
BARRANCA DEL MUERTO. PICO DE ORIZABA” (RESULTADOS PRELIMINARES) 
Alanís Anaya Rocío M. 
12 
LA EVOLUCIÓN GLACIO-VOLCÁNICA DEL COMPLEJO CHACHANI-NOCARANE (SUR DE PERÚ) 
Alcalá Jesús, José Juan Zamorano y David Palacios 
15 
MODELO EVOLUTIVO DEL RELIEVE DEL COMPLEJO VOLCÁNICO AMPATO (SUR DE PERU). 
Alcalá Jesús, José Juan Zamorano y David Palacios 
17 
 EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL VOLCÁN CEBORUCO 
Alvarado González Raúl
 
, José Juan Zamorano Orozco, Carlo E. Mendoza-Margáin y Sergio Salinas
 
18 
INVENTARIO DE DESLIZAMIENTOS EN LA PARTE MEDIA DEL ARROYO LA CIÉNEGA, NEVADO DE 
TOLUCA. 
Álvarez-Ruíz Yarummy, Aceves-Quesada Fernando y Legorreta-Paulín Gabriel 
21 
MONITOREO DE TEMPERATURAS DEL SUELO EN EL VOLCÁN IZTACCÍHUATL: IMPLICACIONES EN 
LA DISTRIBUCIÓN DE PROCESOS PERIGLACIARES. 
Andrés Nuria, David Palacios, José Juan Zamorano, Carlo E. Mendoza‐Margáin y Lorenzo 
Vázquez‐Selem 
23 
TEMPERATURA DEL SUELO EN EL VOLCÁN POPOCATÉPETL: IMPLICACIONES ENTRE ACTIVIDAD 
VOLCÁNICA Y DEGLACIACIÓN 
Andrés Nuria, David Palacios, José Juan Zamorano, Carlo E. Mendoza‐Margáin y Lorenzo 
Vázquez‐Selem 
25 
CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA SEMIAUTOMATIZADA, UNA HERRAMIENTA EN LA 
DELIMITACIÓN MULTIPROPÓSITO DE FORMAS DEL RELIEVE EN REGIONES EXTENSAS 
Arellano Reyes Marcelino Agustín, Jorge Asdrubal Ramírez Melchor y Ramón Rodríguez 
Hernández 
27 
GEOFORMAS DE MÉXICO 
Barrientos Reyna Alejandro Francisco y Jorge Antonio Wingartz Carranza 
30 
CARACTERIZACIÓN DEL PELIGRO POR INUNDACIONES EN EL ÁREA URBANA DE LA SUBCUENCA 
DEL RÍO COLOMOS ATEMAJAC 
Bravo García Alejandro 
31 
SIMULACIÓN DE AMENAZAS HIDROVOLCÁNICAS EN EL VOLCÁN DE FUEGO (COLIMA) 
Calvo Leticia, Bouchra Haddad, Lucía Capra y David Palacios 
33 
ANÁLISIS MORFOMÉTRICO: ZONIFICACIÓN DE ÁREAS SUSCEPTIBLES A INUNDACIONES Y 
PROCESOS DE LADERA EN LA CUENCA DEL RÍO MOTOZINTLA-MAZAPA, CHIAPAS. 
Camacho Gutiérrez Agustín, Adolfo Quesada Román y José Juan Zamorano Orozco 
35 
DETECCIÓN DE PATRONES ESPECTRALES ASOCIADOS A LA INUNDACIÓN EN VALLE DE CHALCO, 
ESTADO DE MÉXICO 2010, UTILIZANDO IMÁGENES DE SATÉLITE Y MODELOS DIGITALES DE 
ELEVACIÓN DE ALTA RESOLUCIÓN. 
Campos Vargas María Milagros, Norma Dávila Hernández,Francisco Monroy Gaytán y Pablo 
Flores Lorenzo
 
37 
DETERMINACIÓN DE LAS CURVAS INTENSIDAD-DURACIÓN (i-D) DE PRECIPITACIÓN QUE 
PROPICIARON LOS FLUJOS DE DERRUBIOS OCURRIDOS EN LA SIERRA NORTE DE PUEBLA 
Cardoso Landa Guillermo 
39 
PRODUCCIÓN DEL RELIEVE LOCAL EN LOS RÍOS DE LECHO ROCOSO POR EL CONTROL 
TECTÓNICO DEL BLOQUE JALISCO 
Castillo R., Miguel E. Luca Ferrari y Esperanza Muñoz Salinas 
42 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
4 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
EFECTO DE LAS GLACIACIONES DEL ULTIMO MÁXIMO GLACIAL EN LA TOPOGRAFÍA Y 
MORFOLOGÍA DE LOS VALLES DE LA SIERRA DE GREDOS (ESPAÑA) 
Castillo R. Miguel E. y Esperanza Muñoz Salinas 
43 
EL RECICLADO DE TERRENOS EN GUADALAJARA Y SU RELACION CON LAS ÁREAS DE 
HUNDIMIENTO 
Castillo-Aja María del Rocío y Luis Valdivia-Ornelas 
44 
MANEJO INTEGRAL DE LA MICROCUENCA ARROYO SAN PEDRO, EN LOS MUNICIPIOS DE 
ILIATENCO Y MALINALTEPEC DEL ESTADO DE GUERRERO 
Celestino Mateo A., Alejandro Zepeda C., Elizabeth Díaz , Alfredo Méndez y R.Germán Urbán 
46 
EVALUACIÓN DE SUBSIDENCIAS EN EL VALLE DE TOLUCA APLICANDO EL METODO PERSISTENT 
SCATTERER A PARTIR DE IMÁGENES ENVISAT-ASAR. 
Dávila Hernández Norma y Delfino Madrigal Uribe 
48 
GEOMORFOSITIOS EN EL VOLCÁN PARÍCUTIN, MICHOACÁN, MÉXICO. 
De Jesús Rojas Juan Carlos, Adolfo Quesada, Carlo Mendoza, Sergio Salinas y José Juan Zamorano 
Orozco 
50 
EVALUACION DE MULTIAMENAZAS GEOLÓGICAS E HIDROMETEOROLÓGICAS DE LA CUENCA 
SAN LUIS ACATLAN-MARQUELIA. 
De la Peña Guillén Karla Aurora, Santiago Álvarez Hilda, R. Germán Urbán L. y Alfredo Méndez 
52 
LA GEOMORFOLOGÍA DE LOS PARQUES URBANOS Y LOS SERVICIOS DEL ECOSISTEMA 
Díaz Vázquez Josué y Arturo Curiel Ballesteros 
55 
MORFOEDAFOGÉNESIS. FUNDAMENTOS, METODOLOGÍA Y APLICACIONES EN EL CENTRO DE 
MÉXICO: LIBRO DE DIVULGACIÓN. 
Espinosa Rodríguez Luis Miguel 
56 
GEOMORFOLOGÍA EN MÉXICO. 
UNA VISIÓN HISTÓRICA, METODOLÓGICA Y APLICADA 
LIBRO INTRODUCTORIO PARA ESTUDIANTES DEL RELIEVE 
Espinosa Rodríguez Luis Miguel y Karla Arroyo López 
57 
ANALISIS DEL PAISAJE EN EL CAÑON DEL ZOPILOTE DEL ESTADO DE GUERRERO, MEXICO 
Espinoza Flores Reina, Rafael German Urbán Lamadrid, Alfredo Méndez y Ángel Almazán 
58 
IDENTIFICACIÓN DE LAS DEPRESIONES CÁRSTICAS Y SU RÉGIMEN DE INUNDACIÓN EN 
QUINTANA ROO, MÉXICO 
Fragoso Servón Patricia, Francisco Bautista, Oscar Frausto y Alberto Pereira 
61 
CONTROL GEOMORFOLÓGICO DE LA DISTRIBUCIÓN DE LOS PAISAJES DE LA CUENCA ALTA DEL 
RÍO CUAUTITLÁN, ESTADO DE MÉXICO. 
 García Sánchez Laeticia Azucena y Arturo García Romero 
65 
INSTRUMENTACIÓN Y MONITOREO DE LADERAS CON FINES DE PREVENCIÓN DE DESASTRES: 
TEZIUTLÁN, PUEBLA 
Garnica Peña Ricardo J. e Irasema Alcántara Ayala
 
67 
CARTOGRAFÍA MORFOGENÉTICA DEL ÁREA DE CUATROCIÉNEGAS, COAHUILA. 
 Godínez Tamay Arturo, Jorge López Blanco, Sergio Yussim 
68 
EVALUACIÓN DE LA SUCEPTIBILIDAD DE DESLIZAMIENTOS EN EL RÍO DEL ESTADO, PUEBLA-
VERACRUZ, MÉXICO 
Gómez Piña Víctor Manuel y Legorreta Paulín Gabriel 
70 
CRECIMIENTO URBANO Y ESTRUCTURA DEL PAISAJE 
González Guzmán Sergio 
72 
MAPA HIDROGEOMORFOLÓGICO DE LA CUENCA DEL RÍO ASUNCIÓN 
 Gutiérrez Anguamea Grisel A. y José I. Minjárez Sosa 
74 
MODELIZACIÓN NUMÉRICA Y CALIBRACIÓN MEDIANTE TRABAJO DE CAMPO DE LOS LAHARES 
DEL POPOCATÉPETL (MÉXICO) 
Haddad Bouchra, José Juan Zamorano, David Palacios, Nuria de Andrés y Luis Miguel Tanarro 
76 
ANÁLISIS MORFOESTRUCTURAL DEL RELIEVE NOROCCIDENTAL DEL ESTADO DE CHIAPAS, 
MÉXICO 
78 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
5 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
Hernández Santana
 
José Ramón, Ana Patricia Méndez Linares y Manuel Bollo Manent 
IMPORTANCIA DEL ESTABLECIMIENTO DE GEOMORFOSITIOS: SUSCEPTIBILIDAD A PROCESOS 
DE REMOCIÓN EN MASA EN LA REGIÓN DEL VOLCÁN CHICHÓN, CHIAPAS 
Hernández Moreno Maria Guadalupe, Irasema Alcántara Ayala, Ricardo J. Garnica Peña y Silvia G. 
Ramos Hernández
 
81 
EVALUACIÓN DEL ÍNDICE DE RIESGO POR DESLIZAMIENTOS ENLA CAÑADA DE SAN ANDRÉS, 
PORCIÓN ORIENTAL DE LA SIERRA DE GUADALUPE, ECATEPEC DE MORELOS, ESTADO DE 
MÉXICO 
Hernández Avelino Isabel, José Fernando Aceves Quesada, Gabriel Legorreta Paulín y Arturo 
Miranda Plata 
82 
PAISAJES GEOMORFOLÓGICOS DE LA PENÍNSULA DE BAJA CALIFORNIA 
Ihl Thomas, Francisco Bautista y Manuel E. Mendoza 
85 
INVENTARIO Y MODELADO DE SUSCEPTIBILIDAD A DESLIZAMIENTOS EN EL FLANCO SW DEL 
VOLCÁN PICO DE ORIZABA, VERACRUZ. 
Legorreta Paulín Gabriel, Marcus Bursik, José Lugo Hubp, José Juan Zamorano, Luis Mario Paredes 
Mejía y Fernando Aceves Quesada 
87 
 RELACIONANDO LA GEOMORFOLOGÍA, LA PR Y LOS SIG PARA EL ANÁLISIS DE LOS CAMBIOS DE 
COBERTURA VEGETAL Y USO DE TERRENO: UN ESTUDIO MULTITEMPORAL EN LA CUENCA DEL 
COINTZIO, MÉXICO 
Lopez-Granados Erna, Manuel E. Mendoza y Daniel I. González 
89 
NUEVO DICCIONARIO GEOMORFOLÓGICO 
Lugo Hubp José 
91 
DETECCIÓN DE PROCESOS PERIGLACIALES A TRAVÉS DE INTERFEROMETRÍA DIFERENCIAL 
(DINSAR) EN EL VOLCÁN NEVADO DE TOLUCA, ESTADO DE MÉXICO 
Madrigal Uribe Delfino, Norma Angélica Dávila Hernández, Xanat Antonio Némiga y María Arcelia 
González Trápaga 
92 
LA GEOMORFOLOGÍA DE COSTA COMO UN FACTOR DEFINITORIO DE ÁMBITOS 
JURISDICCIONALES ENTRE ENTIDADES GEOPOLÍTICAS. EL CASO JALISCO-COLIMA 
Martínez Barragán Hirineo y 
 
Adelina Moreno Cervantes 
95 
EVALUACIÓN DEL CAMBIO DE LA COBERTURA VEGETAL EN LA RESERVA DE LA BIOSFERA SIERRA 
LA LAGUNA, B.C.S. Y SUS IMPLICACIONES GEOMORFOLÓGICAS 
Martínez Gutiérrez Genaro, Jobst Wurl y Fermín Reygadas 
98 
CAMBIOS EN EL PATRÓN FLUVIAL DURANTE EL PLEISTOCENO CAUSADOS POR PROCESOS 
NEOTECTÓNICOS: UN EJEMPLO DE LA CUENCA SAN JOSÉ DEL CABO, B.C.S., MÉXICO 
Martínez-Gutiérrez Genaro, Jobst Wurl, E. Ramos Velázquez y Fermín Raygadas 
99 
CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA JERÁRQUICA EN AMBIENTE VOLCANICO: EL CASO DE LOS 
TUXTLAS, VERACRUZ 
Mendoza Manuel E., Erna López Granados y Naúm Guzmán García 
100 
LEVANTAMIENTO GEOMORFOLÓGICO Y CAPACIDAD DE APTITUD DE TIERRAS EN LA CUENCAS 
DE PÁTZCUARO ZIRAHUÉN 
Mendoza Manuel E., Erna López Granados y Guadalupe Alvarez 
102 
CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA Y EVOLUCIÓN DEL RELIEVE DEL COMPLEJO VOLCÁNICO 
TACANÁ, MÉXICO-GUATEMALA 
Mendoza-Margáin Carlo E., José Juan Zamorano Orozco, Raúl Alvarado González, Miguel Santos 
Rojas y José Ernesto Figueroa García 
105 
EVOLUCIÓN DEL RELIEVE EN EL VOLCÁN CHICHONAL: APROXIMACIÓN A PARTIR DE LA 
COMPARACION DE MAPAS MORFOMÉTRICOS 
Mendoza-Margáin Carlo E., Nuria de Andrés de Pablo, David Palacios Estremera, Luis Miguel 
Tanarro José Juan Zamorano Orozco y
 
 Sergio Salinas 
108 
SISTEMA DE TOFORMAS DEL INEGI PARA LA DELIMITACIÓN Y AJUSTE DE LAS ZONAS 
FUNCIONALES EN LAS CUENCAS HIDROGRÁFICAS DE MÉXICO 
Mondragón Bonilla Rogelio y Mariano Alejandro Villalobos Delgado 
111 
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FACTORES DETERMINANTES EN LA MORFOTECTÓNICA DEL SECTOR CENTRAL DEL ESTADO DE 
GUERRERO, MÉXICO. 
Montes Cruz Pedro y José Ramón Hernández Santana 
114 
LOS PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA COMO CONSECUENCIA DE FACTORES 
ANTROPOGÉNICOS 
Muñiz Jauregui Jesús Arturo, Víctor Manuel Hernández Madrigal y Manuel E. Mendoza Cantú 
116 
PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA EN PUERTO VALLARTA, JALISCO: ELABORACIÓN DEL MAPA 
DE SUSCEPTIBILIDAD 
Muñiz Jáuregui Jesús Arturo y Víctor Manuel Hernández Madrigal 
119 
PROCESOS DE SEDIMENTACIÓN EN LOS RÍOS USUMACINTA Y GRIJALVA: UN ESTUDIO DE 
LUMINISCENCIA ÓPTICA ESTIMULADA Y DE ESTACIONES DE AFORO 
Muñoz Salinas Esperanza , Miguel Castillo Rodríguez y Epifanio Cruz Zaragoza 
120 
IDENTIFICACIÓN DE PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA (PRM) UTILIZANDO PARES 
ESTEREOCÓPICOS DE IMÁGENES SATELITALES DE MUY ALTA RESOLUCIÓN 
Murillo García Franny Giselle e Irasema Alcántara Ayala
 
121 
LIBROS Y GUÍAS PRÁCTICAS DE LAS ALTAS MONTAÑAS DE MÉXICO Y GUATEMALA. 
Neyra-Jáuregui Jorge Alberto 
123 
CAMBIOS EN LOS GLACIARES DE MÉXICO, MEDIANTE EL USO DE FUNCIÓN DE 
GEOREFERENCIACIÓN DE IMÁGENES, EN PARES DE SECUENCIAS FOTOGRÁFICAS. 
Neyra-Jáuregui Jorge Alberto y Franny Giselle Murillo-García. 
126 
ANÁLISIS ESTRUCTURAL MESOSCÓPICO E INTERPRETACIÓN MORFOTECTÓNICA DEL RELIEVE: 
PELIGRO SÍSMICO EN LOS MUNICIPIOS SAN CRISTÓBAL Y CANDELARIA, CUBA OCCIDENTAL 
Ordaz Hernández Alexis, Carlos Enrique Cofiño Arada, José Ramón Hernández Santana, Ana 
Patricia Méndez Linares y Gonzalo Galaz Escanilla 
128 
ATLAS DE FACTORES DE RIESGOS DE LA CUENCA DE MOTOZINTLA, CHIAPAS. 
Oropeza Orozco Oralia, José Manuel Figueroa MahEng y David A. Novelo Casanova 
 131 
CARACTERIZACIÓN DE LOS FLUJOS DE LODO Y ESCOMBROS DURANTE FEBRERO DE 2010 EN LA 
CUENCA DEL RÍO PUERCO, ANGANGUEO, MICHOACÁN. 
Padilla-Doval, Hazziel y López-García, José 
133 
ZONIFICACIÓN DE LA SUSCEPTIBILIDAD DEL TERRENO ANTE EL PELIGRO DE INUNDACIONES 
SÚBITAS EN CUENCAS URBANAS INTERCEPTADAS.EL CASO DE LA CIUDAD DE SAN LUIS POTOSÍ, 
MÉXICO. 
Palacio Aponte Alvaro Gerardo 
136 
GEOSITIOS, GEOMORFOSITIOS Y GEOPARQUES EN MÉXICO; SITUACIÓN ACTUAL Y 
PERSPECTIVAS 
Palacio Prieto José Luis 
138 
GEOSITIOS, GEOMORFOSITIOS Y GEOPARQUES: CONSERVACIÓN, EDUCACIÓN Y DESARROLLO 
SUSTENTABLE 
Palacio Prieto José Luis 
141 
GEOTURISMO; UN ITINERARIO GEOTURÍSTICO EN LA CUENCA DE ORIENTAL, PUEBLA 
Palacio Prieto José Luis y Guadalupe Tapia Varela 
144 
MONITOREO DE LA DEGLACIACIÓN RECIENTE EN EL GLACIAR PIA, MONTAÑAS DARWIN (TIERRA 
DE FUEGO), POR MEDIO DE FOTOGRAMETRÍA, LIQUENOMETRÍA, DENDROCRONOLOGÍA Y 
TRABAJO DE CAMPO. 
Palacios David, Leopoldo García-Sancho, José Juan Zamorano, Allan Green, 
Mercedes Vivas y Ana Pintado 
146 
DETERMINACIÓN DEL RETROCESO GLACIAR EN EL VALLE DE AYOLOCO, VOLCÁN IZTACCIUATL, 
DESDE LA PEQUEÑA EDAD DE HIELO AL PRESENTE, A PARTIR DE FOTOGRAMETRÍA Y 
LIQUENOMETRÍA. 
Palacios David, Leopoldo García-Sancho, José Juan Zamorano, Nuria Andrés y Ana Pintado 
148 
MAPA DE AMENAZAS POR PROCESOS DE REMOCIÓN EN MASA EN LA CIUDAD DE TUXTLA 
GUTIÉRREZ, CHIAPAS 
150 
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Paz Tenorio Jorge A., Mario Gómez Ramírez, Raúl González Herrera, María Eréndira Murillo 
Sánchez y F. Félix Domínguez Salazar 
UNIDADES MORFOMÉTRICAS DEL RELIEVE MEXICANO, A ESCALA 1:250 000: PLATAFORMA 
GEOMORFOLÓGICA PARA LA ORDENACIÓN ECOLÓGICA TERRITORIAL 
Pérez Damián José Luis, José Ramón Hernández Santana, Fernando Antonio Rosete Verges, 
Mariano Villalobos Delgado, Ana Patricia Méndez Linares y Elda Navarro Salas 
152 
ZONIFICACIÓN DE PROCESOS DE LADERA E INUNDACIONES A PARTIR DE UN ANÁLISIS 
MORFOMÉTRICO EN LA CUENCA ALTA DEL RÍO GENERAL, COSTA RICA 
Quesada Román Adolfo, Daniel García Soriano y José Juan Zamorano Orozco 
155 
DELIMITACIÓN DE NIVELES DE AMENAZA DE INUNDACIÓN A PARTIR DE GEOMORFOLOGÍA 
FLUVIAL EN LA CUENCA BAJA DEL RÍO AMECA. 
Romero Rico Daniela 
158 
CUANTIFICACIÓN DE MATERIALES APORTADOS POR PROCESOS GRAVITACIONALES EN LA 
LADERA SUR DEL VOLCÁN PICO DE ORIZABA. 
Romero Rico
 
Daniela y Gabriel Legorreta Paulín 
160 
LA CONFORMACIÓN DE UN NUEVO RÉGIMEN INTERNACIONAL DE PROTECCIÓN AMBIENTAL: 
EL PROGRAMA DE GEOPARQUES 
Sahagún Becerra Eréndira Yazmín 
162 
SUDAMÉRICA: PROYECTOS E INICIATIVAS CON MIRAS HACIA LA CREACIÓN DE LA RED 
LATINOAMERICANA DE GEOPARQUES. 
Sánchez Cortez J.L., M.C. Arredondo García 
165 
VISUALIZACIÓN DEL TIEMPO MEDIANTE ANIMACIONES CARTOGRÁFICAS: 
EL EJEMPLO DE HURACANES EN JALISCO. 
Segundo Metay Paola y Florian Hruby 
167 
ESTUDIO GEOHIDRICO DE LAS SUBCUENCAS CHILAPA-ZITLALA Y LAS JOYAS, EN EL ESTADO DE 
GUERRERO. 
 Urbán Lamadrid Germán, Adriana Pérez Tacuba, Rafael Organista Mota y Ramón Vargas 
170 
PROPUESTA METODOLÓGICA PARA CARACTERIZAR LAS INUNDACIONES EN ZONAS URBANAS Y 
PERIURBANAS. (CASO ÁREA METROPOLITANA DE GUADALAJARA). 
Valdivia Ornelas Luis y Rocio Castillo Aja 
173 
EVIDENCIAS DE GLACIACIÓN EN EL NORTE DE MÉXICO: 
CERRO POTOSÍ, NUEVO LEÓN 
Vázquez Selem Lorenzo, Osvaldo Franco Ramos y JorgeNeyra Jáuregui 
176 
LAS GLACIACIONES EN MÉXICO: ESTADO DEL CONOCIMIENTO Y PERSPECTIVAS 
Vázquez Selem Lorenzo 
178 
GEOMORFOLOGÍA Y EVOLUCIÓN VOLCÁNICA EN EL VALLE DE LOS VOLCANES, ANDAHUA 
(PERÚ) 
Zamorano Orozco José Juan, David Palacios Estremera, Nuria de Andrés de Pablo, Sergio Salinas, 
Carlo E. Mendoza-Margáin y José Ernesto Figueroa García 
180 
CONFERENCIAS MAGISTRALES 
BIBLIOGRAFÍA ACERCA DE LA GEOMORFOLOGÍA MEXICANA Y LA CUESTIÓN AMBIENTAL 
Bocco Gerardo 
181 
LA GEOMORFOLOGÍA Y LA ORDENACIÓN DEL TERRITORIO: LA EXPERIENCIA BOLIVIANA 
Valenzuela Carlos René 
212 
 
 
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8 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Resúmenes extensos 
(por orden alfabético, primer autor)
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PROCESOS GRAVITACIONALES EN LA CUENCA ENDORREICA DEL ARROYO LA 
CIÉNAGA, FLANCO ORIENTAL DEL VOLCÁN NEVADO DE TOLUCA NEVADO, 
EDO. DE MÉXICO. 
 
Fernando Aceves-Quesada 1, Gabriel Legorreta-Paulín 2, Yarummy3Alvarez-Ruiz 
1 Instituto de Geografía Dpto. de Geografía Física, UNAM, fdoaceve@igg.unam.mx, 
2 Instituto de Geografía LAGE, UNAM, legorretag@hotmail.com, 3, Fac. de Ciencias Lic Biología, 
UNAM, yarummyar@gmail.com 
 
 
El volcán Nevado de Toluca es un gran estratovolcán, cuyas laderas están compuestas 
principalmente de depósitos piroclásticos mal consolidados. Esto favorece los procesos de 
deslizamientos y caídas de rocas, que se depositan en el fondo de los canales. Estos depósitos son 
arrastrados por las corrientes y torrentes durante la temporada de lluvias formando flujos de 
escombros. Como parte de un estudio e inventario de deslizamientos que se está realizando en la 
cuenca del Arroyo La Ciénaga, se presenta el análisis geomorfológico de la cuenca y su integración 
dentro de un ambiente de un sistema de información geográfica para aplicar la evaluación multi-
criterio (EMC) con el fin de determinar las áreas mas susceptibles de presentar nuevos 
deslizamientos y obtener un mapa de riesgo potencial. 
 
 El área de estudio es una pequeña cuenca endorreica perteneciente al arroyo La Ciénaga, que se 
localiza en el flanco este del volcán de Nevado de Toluca (VNT) y se extiende desde al borde del 
cráter hasta la planicie del Valle de Toluca; en la planicie la cuenca se encuentra cerrada por el 
derrame andesítico Tépetl o Tenango. Sobre el abanico fluvial que se ha formado en su 
desembocadura se encuentra la población de Santa Cruz Pueblo Nuevo. Esta población fue 
destruida en el año de 1940 por un flujo de escombros, desencadenado por un periodo 
extraordinario de lluvias torrenciales. A pesar de incidente el pueblo fue reconstruido sobre el 
mismo abanico, reubicándolo hacía la izquierda del canal principal. 
 
El VNT es un gran estratovolcán que se halla en el centro de México, sus laderas están compuestas 
principalmente por flujos piroclásticos, lahares y depósitos pumicíticos de caída, producto de al 
menos 18 erupciones durante los últimos 100,000 años. El volcán se levanta 2100m por encima 
del Valle de Toluca y a 3,100 m encima de Ixtapan de la Sal y Tonatico. La cima fue destruida hace 
10,445 ± 95 por una erupción ultrapliniana. La altura reconstruida para NTV utilizando el método 
de morfoisohipsas fue de 5,080 msnm. Sobre sus laderas superiores se han formado circos 
glaciares abandonados, que actualmente dan origen a valles fluviales como el del arroyo La 
Ciénaga. 
 
La cuenca del arroyo La ciénaga está sobre el Piedemonte volcánico, mismo que ha favorecido el 
desarrollo de abanicos activos formados de material piroclástico y sedimentos aluviales. En la 
parte alta los barrancos no son muy profundos (20-50 m), e inician su formación dentro de viejos 
circo glaciares y siguen por un avenamiento dendrítico que en la parte media las corrientes 
disectan profundamente formando barrancos profundos (100 a 300 m). En la parte altas las 
pendientes alcanzan valores de 20–35 °, mientras en el Piedemonte es de 6–12 ° y en la planicie de 
2-6 ° 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
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La metodología empleada comprendió las siguientes etapas: 1) Se recopilo la información 
existente con la cual se construyó una base de datos que fue clasificada y analizada dentro de un 
ambiente SIG; 2) Con, fotointerpretación, trabajo de campo y el uso de un SIG (ILWIS) se 
elaboraron el mapa topográfico base, y los mapas geológico y geomorfológico; 3) Usando procesos 
de interpolación y filtros se elaboraron 5 mapas morfométricos (hipsométrico, energía del relieve, 
profundidad de la disección, pendientes y erosión potencial); 4) La información se integro dentro 
del SIG y simultáneamente se estandarizaron y ponderaron los rangos y los mapas para su 
evaluación por multi-criterio para obtener el mapa de peligros potenciales por deslizamientos. 
 
El factor más importante considerado en la evaluación de los deslizamientos fue el mapa 
geomorfológico, seguidor por la erosión vertical, la geología, la pendiente, la erosión potencial y la 
energía del relieve. 
 
Este estudio es un primer paso hacia una investigación más completa sobre la evaluación del 
riesgo por deslizamientos en uno de los volcanes más altos en México. 
La metodología aplicada aquí es un procedimiento alternativo para la construcción de mapas de 
prevención de riesgos en áreas con un escaso y de la información de resolución espacial baja. 
 
 
Fig 1 Área de Estudio 
 
USA
Mexico
Gulf of Mexico
Pacific Ocean
Vocanic 
Transamexican
 Belt
Guatemala
23º
21º
19º 110º 100º
N
0 100 200 300
Pacific
Ocean
Veracruz
Volcanic TransMexican Belt
Guadalajara
Chapala Lake
Lerma River
Toluca
Mexico
City
Nevado de Toluca
 Volcano
N
94º
18º
20º
22º
94º96º98º100º102º104º106º
106º
Popocatepetl
Volcano
Iztaccihuatl
 Volcano
Pico de Orizaba
volcano
 
VVoollccáánn NNeevvaaddoo ddee TToolluuccaa 
TToolluuccaa 
MMeessaa 
TTeeppeettll 
SSaannttaa CCrruuzz 
PPuueebblloo NNuueevvoo 
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11 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
Fig. 2 Deslizamiento en la parte alta de la Cuenca 
 
 
 
Este proyecto fue apoyado por el Programa de Apoyo a Proyectos de Investigación e Innovación 
Tecnológica (PAPIIT), UNAM, # IB100412-2. 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
12 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
INESTABILIDAD DE LADERA ASOCIADA AL CAMBIO DE USO DE SUELO, RÍO 
CHIQUITO-BARRANCA DEL MUERTO. PICO DE ORIZABA” (RESULTADOS 
PRELIMINARES) 
 
Rocío M. Alanís Anaya 
Instituto de Geografía, UNAM 
Ammonite@ciencias.unam.mx 
 
Resumen 
 
Actualmente el cambio de uso de suelo ha derivado no solo en la pérdida de biodiversidad sino en 
la inestabilidad del relieve al acelerar los procesos erosivos con actividades agrícolas, forestales, 
ganaderas e infraestructurales (Bocco et al., 2001). En el caso del Volcán Pico de Orizaba, el 
cambio de uso de suelo ha aumentado debido a la nula actividad eruptiva que permite la 
confianza de la población para la generación de asentamientos urbanos, los cuales alteran la 
vegetación natural. Dichas actividades sumadas a la ubicación geográfica del volcán, que favorece 
una incidencia de fuertes precipitaciones, favorecen la inestabilidad de laderas al dejar expuestos 
materiales altamente intemperizados y fracturados, que posteriormente colapsan y se remueven 
con las lluvias excepcionales. Lo anterior pone en riesgo a las comunidades que habitan en la 
periferia del Volcán, tal como ocurrió en la ladera Sur en 2003, cuando después de un periodo de 
lluvias intensas (260mm en ese día), descendió por el cauce del Río Chiquito-Barranca del Muerto 
un flujo de escombros que ocasiono la ruptura y explosión de dos ductos de hidrocarburos 
causando la pérdida de vidas humanas e infraestructura en la comunidad de La Balastrera,Veracruz (Rodríguez et al., 2006; El Universal, 2003). 
En este trabajo se muestra la contribución del uso de suelo agrícola en la formación de 
deslizamientos al interior de la barranca Rio Chiquito-Barranca del Muerto. Para ello se utilizaron 
imágenes SPOT del año 2010, las cuales a través de un Índice de vegetación por diferencia 
normalizada (NDVI) mostraron zonas con presencia de vegetación y suelo desnudo. Asimismo se 
utilizaron mapas topográficos, ortofotos 1:20,000 e imágenes de Google Earth para identificar los 
deslizamientos y cartografiarlos usando el software QGIS. Finalmente el NDVI y la cartografía de 
deslizamientos han sido comparados para poder identificar si las zonas con mayor incidencia de 
deslizamientos corresponden a zonas con mayor presencia de campos de cultivos y poca cobertura 
de vegetación natural. La verificación en campo se realizo en el sector 2700-3480 m.s.n.m en la 
barranca del Rio Chiquito-Barranca del Muerto. Dado lo anterior, los resultados que se presentan 
muestran una evidente correlación entre la ausencia de vegetación natural en superficies 
cumbrales y hombros de ladera con la formación de deslizamientos. Un ejemplo es el ocurrido en 
el sector 3130 a 3060 m.s.n.m. que ocupa una extensión de 29.6798ha, donde se conservan 
6.9824ha de vegetación natural con un NDVI de 0.01265-0.1282; 21.8992ha de campos de cultivo 
con un rango de NDVI de -0.1428-0.1282y la incidencia de 5 deslizamientos 0.7982ha (Fig. 1). 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
13 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
 
Figura 1. Relación de NDVI con incidencia deslizamientos. 
 
Los resultados obtenidos en todo el sector de 2700 a 3480 m.s.n.m. evidencian que la presencia de 
campos agrícolas influye en la formación de deslizamientos, no obstante es necesario hacer una 
análisis exhaustivo en toda la subcuenca del Rio Chiquito-Barranca del Muerto, a fin de realizar 
más trabajo de campo y recopilar más datos geológicos, edafológicos, hidrogeológicos y de 
vegetación que complementen este estudio. 
 
Bibliografía consultada. 
 
- Bocco, G., Mendoza, M. y Masera, O. (2001). La dinámica del cambio del uso del suelo en 
Michoacán. Una propuesta metodológica para el estudio de los procesos de deforestación. 
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Citlaltépetl volcano, México: Implications for hazard assessment. Journal of Volcanology and 
Geothermal Research. 59(35-46) 
- Cuanalo, O. y Melgarjo, G. (2002) Inestabilidad de Laderas Sierra Norte y Nororiental del Estado de 
Puebla. Ciencia y Cultura. 9. 
- El Universal, Estados. Estallido en Veracruz; 5 muertos. (6 de junio, 2003). 
- Palacios, D., Parrilla, G. y Zamorano, J. (1999). Paraglacial and postglacial debris flows on a Little Ice 
Age terminal moraine: Jamapa Glacier, Pico de Orizaba (México). Geomorphology. 28(95-118). 
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de México mediante sistemas de información geográfica y técnicas de regresión multivariantes. 
Investigaciones Geográficas 69. Instituto de Geografía, UNAM. México. (33-52). 
- Rodríguez, S., Mora, I. y Murrieta, J. (2006). Flujos de baja concentración asociados con lluvias de 
intensidad extraordinaria en el flanco sur del volcán Pico de Orizaba (Citlaltépetl), México. Boletín 
de la Sociedad Geológica Mexicana. Número Especial de Geología Urbana. 2(223-236). 
- Ruiz, R., (2006). Evaluación multitemporal de cambios en la cubierta vegetal y el uso del suelo en el 
sur de Quintana Roo, México. Tesis Facultad de Filosofia y Letras. 
- Sheridan M.F, Carrasco–Núñez G., Hubbard B.E., Siebe, C. y Rodriguez–Elizarraráz, S. (2001), Mapa 
de Peligros del Volcán Citlaltépetl (Pico de Orizaba), escala 1:250,000: Universidad Nacional 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
14 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
Autónoma de México, Universidad Autónoma de Puebla, Gobierno del Estado de Veracruz, 1 
mapa. 
- Williamson, M. (2009). Análisis multitemporal para la detección de cambios en el uso de suelo en 
tres municipios afectados por el huracán Juana. Wani. 58(52-57). 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
15 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
LA EVOLUCIÓN GLACIO-VOLCÁNICA DEL COMPLEJO CHACHANI-NOCARANE 
(SUR DE PERÚ) 
 
 
Jesús Alcalá 1, José Juan Zamorano 2, David Palacios 1. 
1Depto. AGR y Geografía Física, Universidad Complutense de Madrid, España. 
2Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México, México. 
Contacto: jalcalar@ghis.ucm.es 
 
 
El Chachani-Nocarane (16°11' S; 71°31' W; 6.057 msnm) es un complejo volcánico localizado en la 
Cordillera Occidental Centro-Andina, al sur de Perú. No se conoce la edad de la última erupción y 
tampoco hay registros de actividad volcánica en tiempos recientes (Paquereau et al., 2006). El 
complejo aparece modelado por formas glaciares (artesas, morrenas, etc.) y periglaciares (varias 
generaciones de glaciares rocosos) que se alternan con las formas volcánicas. 
 
El objetivo de esta investigación es establecer una evolución glacio-volcánica del complejo 
Chachani-Nocarane. Con este propósito se elaboró un mapa geomorfológico detallado de escala 
1:20.000 a partir de la interpretación de fotografías aéreas (1:35.000), el análisis de imágenes de 
satélite (Mrsid; NASA, 2000) y la verificación en el campo de las unidades cartografiadas. 
 
A partir del análisis minucioso de las formas del relieve y de su posición relativa se identificaron 
doce etapas, siete volcánicas y cinco glaciares. La etapa volcánica más antigua se corresponde con 
la formación de la cadena del Nocarane y su sector NW constituido por una sucesión de centros 
eruptivos secundarios, erosionados por los glaciares y parcialmente sepultados por grandes 
coladas de lava. Sobre este conjunto se superponen el resto de las grandes unidades 
geomorfológicas. De ellas, la más reciente se sitúa al SW y está compuesta por una serie compleja 
de domos, conos de lava y voluminosas lavas. 
 
Dentro de las fases glaciares, la más antigua se relaciona con el Último Máximo Avance Glaciar 
Pleistoceno. En este periodo los glaciares construyeron morrenas hasta un intervalo altitudinal 
comprendido entre 3150 msnm y 3600 msnm. El evento glaciar más reciente se corresponde con 
la Pequeña Edad del Hielo (PEH). Las morrenas relacionadas con este avance son las más cercanas 
a las cimas y se sitúan entre los 5100-5300 msnm. Además representan el último vestigio de 
actividad de los glaciares en el complejo volcánico. 
 
En la actualidad no hay glaciares en esta montaña tropical y las únicas reservas hídricas en estado 
sólido que se conservan aparecen en forma de permafrost (Andrés et al., 2011), como indican 
varias generaciones de glaciares rocosos afincados en la parte alta de la montaña, en un intervalo 
altitudinal comprendido entre los 4300-5400 msnm en el nevado Nocarane y 4350-5100 msnm en 
el nevado Chachani. La mayoría de los glaciares rocosos delimitados se formaron bajo paredes 
verticales donde el aporte de material detrítico es elevado, debido al paso reiterado de la 
temperatura en torno a 0°C a lo largo del día. La generación localizada a mayor altura muestra 
indicios geomorfológicos de estar todavía activa. 
 
Bibliografía 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
16 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
Andrés, N., Palacios D., Úbeda, J. & Alcalá, J. (2011). Ground thermal conditions at Chachani 
volcano (Southern Peru). Geografiska Annaler, 93(3): 151-162. 
 
Paquereau, P., Thouret, J.C., Worner, G. and Fornari, M. (2006). Neogene and Quaternary 
ignimbrites in the area of Arequipa, southern Peru: stratigraphical and petrological correlations. 
Journal of Volcanology and Geothermal Research, 154, 251–275. 
VIII Reunión Nacionalde Geomorfología 
17 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
MODELO EVOLUTIVO DEL RELIEVE DEL COMPLEJO VOLCÁNICO AMPATO 
(SUR DE PERU) 
 
Jesús Alcalá 1, José Juan Zamorano 2, David Palacios 1. 
1Depto. AGR y Geografía Física, Universidad Complutense de Madrid, España. 
2Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México, México. 
Contacto: jalcalar@ghis.ucm.es 
 
El modelo de evolución del relieve del complejo volcánico Ampato (15°24´-15°51´S y 73°W; 6288 
msnm), se obtuvo exclusivamente del análisis geomorfológico. El punto de partida fue un mapa 
geomorfológico a escala 1:20.000. Este documento se elaboró a partir de la interpretación de 
fotografías aéreas (1:35 000; Instituto Geográfico Nacional de Perú) e imágenes de satélite (Mrsid; 
NASA, 2000). 
 
El análisis de la cartografía permitió establecer seis etapas volcánicas principales tanto de 
construcción como de destrucción. La etapa más antigua del modelo es constructiva y comprende 
la formación del HualcaHualca. Este estratovolcán es la base del complejo, emplazándose sobre él 
las demás unidades volcánicas. De ellas, la más reciente se relaciona con la construcción del 
Sabancaya. 
 
Intercaladas entre las últimas etapas volcánicas se diferenciaron cinco eventos glaciares. Este 
número responde a la intensa dinámica experimentada por las masas de hielo debido a su 
sensibilidad a los cambios del clima, muy frecuentes durante el Cuaternario. En este sentido la fase 
más antigua se vincula con el Último Máximo Glaciar del Pleistoceno (UMGP) (Alcalá et al., 2011), 
evento en el que los paleoglaciares descendieron hasta los 3650 msnm y formaron morrenas de 
importante entidad. El avance glaciar más reciente tiene relación con la Pequeña Edad del Hielo 
(PEH) (Alcalá et al., 2012). Esta pulsación se reconoce a partir de la existencia de morrenas de poca 
envergadura que se sitúan a 5300 msnm, unos 1650 m por encima de las morrenas del UMGP. 
 
Bibliografía 
 
Alcalá, J., Palacios, D., Zamorano, J.J. and Vázquez, L. (2011). Last Glacial Maximum and 
deglaciation of Ampato volcanic complex (Southern Peru). Cuaternario y Geomorfología, 25 (1-2): 
121-136. 
Alcalá, J., Palacios. & Vázquez, L. (2012). 36CL exposures ages and Equilibrium Line Altitude (ELA) 
of the Ampato Volcanic Complex (Southern Peru). Geophysical Research Abstracts, 14. EGU2012-
3664-3. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
18 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL VOLCÁN CEBORUCO 
 
Raúl Alvarado González1*, José Juan Zamorano Orozco1, Carlo E. Mendoza-Margáin1, Sergio 
Salinas2, 
1Instituto de Geografía, UNAM 
2Instituto de Geofísica, UNAM 
Resumen 
 
El volcán Ceboruco, es un edificio poligenético complejo, localizado en el extremo occidental del 
Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM). La morfología de sus unidades de relieve permite 
reconocer numerosos flujos de lava de espesores considerables, extensos depósitos piroclásticos y 
violentas erupciones que han dado origen a calderas. La erupción más reciente ocurrió en el año 
de 1870, con la emisión de lava y ceniza, en la actualidad la actividad se restringe a la emisión de 
fumarolas y sismos locales de baja intensidad. 
 
Existen gran cantidad de relatos y trabajos especializados referentes a la actividad, evolución y 
configuración actual del volcán Ceboruco. No obstante, de los primeros se puede decir que 
resultan incompletos y confusos, dado que no existe una cronología histórica que permita 
establecer con claridad la situación espacial y temporal de las manifestaciones eruptivas; mientras 
que los segundos no muestran las particularidades de las estructuras y productos asociados, 
postulan configuraciones de evolución distintas o bien se enfocan al análisis de eventos puntuales. 
Lo anterior deriva en la falta de un esquema coherente que permita explicar la evolución del 
volcán, pese a esta disparidad cada uno de los elementos que aportan los trabajos previos 
constituye una pieza clave de este complejo rompecabezas. 
 
Lo anterior permite puntualizar, que el objetivo de este trabajo no es el de presentar una sucesión 
absoluta e individualizada de la actividad, sino proponer un esquema cronológico relativo de la 
evolución del volcán Ceboruco, basado en el análisis de la cartografía geomorfológica, como una 
herramienta de suma importancia cuando se aplica en la caracterización de relieves volcánicos de 
reciente evolución y en donde los procesos exógenos no han disecado y modificado las formas 
originales. La información anterior se complementa de forma paralela con la interpretación y 
análisis de los trabajos previos en donde se puntualizan y retoman los referentes a procesos y 
elementos geológicos, genéticos y evolutivos. 
 
Con base en el análisis geomorfológico y geológico, se ha generado una propuesta de evolución 
del Ceboruco, la cual se explica a través de mapas, esquemas y perfiles, en los que se muestra las 
formas y eventos asociados y derivados de la actividad volcánica, reconocida principalmente en la 
cima. Las diversas formas y productos emitidos, permiten vislumbrar una génesis intrincada, 
donde han tenido lugar manifestaciones efusivas y explosivas; destacando la erupción de la pómez 
Jala, el emplazamiento de dos calderas concéntricas y una actividad histórica en el año de 1870. 
 
A partir del análisis geomorfológico detallado, se consiguió elaborar un modelo evolutivo del 
volcán Ceboruco, a partir del desarrollo de 4 mapas que reflejan las características geológico-
geomorfológicas, de esta manera se perfilan los eventos eruptivos y la composición de cada uno 
de ellos (Fig. 1). También cuenta con 5 esquemas que muestran cuatro etapas principales de 
desarrollo en donde se agrupan veinte fases de actividad. Finalmente se presentan 3 perfiles de la 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
19 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
cima, en donde se plasma la morfología, composición y situación espacio-temporal de las 
diferentes estructuras y productos asociados. 
Bibliografía: 
 
- Ferrari, L., Petrone, C.M., Francalanci, L., Tagami, T., Eguchi, M., Conticelli, S., Manetti, P., 
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- Martin, U., Németh, K., 2006. How Strombolian is a “Strombolian” scoria cone? Some 
irregularities in scoria cone architecture from the Transmexican Volcanic Belt, near Volcán 
Ceboruco, (Mexico) and Al Haruj (Libya). Journal of Volcanology and Geothermal Research, 
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- Sieron, K., 2009. Historia eruptiva, volúmenes emitidos y composición geoquímica e isotópica 
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- Zamorano, J.J., Tanarro, L.M., Lugo, J., Sánchez, G., 2002. Evolución geológica y 
geomorfológica del complejo dómico Los Pitos, norte de la Cuenca de México. Revista 
Mexicana de Ciencias Geológicas, 19, 66-79. 
 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
20 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
 
Figura 1. Geomorfología y etapas de evolución del volcán Ceboruco. 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
21 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012INVENTARIO DE DESLIZAMIENTOS EN LA PARTE MEDIA DEL ARROYO LA 
CIÉNEGA, NEVADO DE TOLUCA 
 
Yarummy Álvarez-Ruíz1, Fernando Aceves-Quesada2, Gabriel Legorreta-Paulín2 
1Fac. de Ciencias Lic Biología, UNAM, yarummyar@gmail.com, 2Inst. de Geografía. Geografía 
física, UNAM, fdoaceve@igg.unam.mx, Inst. de Geografía LAGE, UNAM, 
legorretag@hotmail.com 
 
 
Los deslizamientos son movimientos ladera abajo de una masa de suelo, detritos o roca, el cual 
ocurre sobre la superficie terrestre. En México se han presentado gran cantidad de deslizamientos, 
muchos de ellos en el eje trans-volcánico mexicano y que es de nuestro interés en particular el 
Volcán Nevado de Toluca. 
 
La zona de estudio se encuentra en el extremo oriental del Volcán Nevado de Toluca ó Xinantécatl 
que se ubica, en la porción central del Cinturón Volcánico Transmexicano, en el Estado de México, 
en la parte sureste de la cuenca de Toluca, entre los valles de Toluca y Tenango, a 70 km al este de 
la Ciudad de México, sus coordenadas extremas son: Latitud N: 18° 51' 31'’ a 19° 19' 03'’; Longitud 
W: 99° 38' 54'’ a 100° 09' 58'’. El Nevado de Toluca es la cuarta montaña más alta de México (4632 
m s. n. m.) y cuenta con una superficie de 1,517 km2. 
 
El modelado que presenta la ladera oriental del Volcán Nevado de Toluca es un valle rellenado por 
sedimentos fluviales y lahares. En la parte baja del arroyo La Ciénega se encuentra un abanico 
aluvial, éste abanico está compuesto por antiguos flujos de escombros y depósitos de lahares. 
Dentro de ésta área se ubica un asentamiento urbano llamado Santa Cruz Pueblo Nuevo, a 2880 
m s.n.m, el cual está situado en el municipio de Tenango del Valle (Estado de México), la localidad 
cuenta con 1098 habitantes. El 24 de junio de 1940 una lluvia torrencial provocó un flujo de 
escombros de gran tamaño que destruyó una localidad, la que ahora se renombró como Santa 
Cruz Pueblo Nuevo. También sobre el abanico de detritos se construyó la actual autopista 
Tenango-Ixtapan de la Sal. 
 
El objetivo de este proyecto es identificar deslizamientos y zonas propensas a deslizamientos de 
tierra y flujos de escombros en la cuenca de La Ciénaga, y a su vez, realizar un inventario de ellos. 
Posteriormente se hará una asociación entre los deslizamientos y el cambio de uso de suelo y 
cambio en la cobertura vegetal, entre dos períodos, año 1994 y 1999. 
 
Con la finalidad de elaborar un registro completo de los procesos de remoción en masa del área de 
interés se hicieron observaciones de campo. 
Distintas visitas a campo, efectuadas entre finales de 2011 y principios de 2012 permitieron 
identificar, georeferenciar y caracterizar movimientos de ladera específicos que fueron 
incorporados en el inventario. 
El trabajo de campo consistió en el levantamiento de información sobre los deslizamientos en 11 
puntos de verificación en el arroyo principal y 21 en el arroyo secundario. Para cada punto fue 
preciso registrar tanto la categoría de uso de suelo como la posición en coordenadas UTM con un 
navegador GPS (Sistema Global de Posicionamiento). Para la verificación de campo se utilizaron 
cartas topográficas del Instituto Nacional de Estadística Geografía e Informática a escala 1:50,000 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
22 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
E14A47 y E14A48 Volcán Nevado de Toluca, con los cuales se realizó la fotoidentificación e 
interpretación de elementos lineales y áreas de la zona de estudio. 
 
La caracterización de los puntos de verificación se registró en un formato de campo, donde 
además de datos básicos de localización (municipio, poblado y paraje), se incluyeron 
características físicas (geomorfología y características del suelo), una descripción de la vegetación 
(especies dominantes), y un registro de signos de disturbio (por fuego, tala, pastoreo y erosión del 
suelo). 
 
La clasificación que se utilizó en el inventario fue sencilla, hasta el momento se tiene cubierto la 
parte media del arroyo, se detectaron en mayor proporción debris slide, el siguiente en cuanto a 
proporción, son los deslizamientos profundos, y por último, se registraron en menor cantidad 
deslizamiento de asentamiento profundo. 
 
Durante la fase de trabajo en campo se realizaron observaciones dirigidas al conocimiento de las 
características estratigráficas de columnas expuestas con el propósito de conocer con detalle los 
materiales de depósito. En donde encontramos en su mayoría flujos piroclásticos, con material 
pumítico, y con líticos dacíticos de color grisáceo, con bloques de varios tamaños desde 25 cm 
hasta 2.5 m. 
 
Posteriormente mediante la aplicación de técnicas de fotointerpretación digital y Sistemas de 
Información Geográfica (SIG), se identificará la dinámica de cambio de uso de suelo y cambio en la 
cobertura vegetal en la Cuenca La Ciénega en un período que comprende del año 1994 al año 
1999. 
 
Con respecto al análisis de uso de suelo, se identificará la superficie de ocupación de cada 
actividad a través del tiempo mediante una comparación de fotografías aéreas, de dos diferentes 
fechas, con la finalidad de visualizar modificaciones en uso del suelo del flanco sureste del Nevado 
de Toluca, así como también en el retroceso o aumento de la cobertura vegetal. 
 
Este proyecto fue apoyado por el Programa de Apoyo a Proyectos de Investigación e Innovación 
Tecnológica (PAPIIT), UNAM, # IB100412-2. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
23 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
MONITOREO DE TEMPERATURAS DEL SUELO EN EL VOLCÁN IZTACCÍHUATL: 
IMPLICACIONES EN LA DISTRIBUCIÓN DE PROCESOS PERIGLACIARES 
 
Nuria Andrés 1, David Palacios 1, José Juan Zamorano 2, Carlo E. Mendoza‐Margáin 2, Lorenzo 
Vázquez‐Selem 2. 
1Depto. AGR y Geografía Física, Universidad Complutense de Madrid 
2Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México 
Correo electrónico: nuriand@ghis.ucm.es 
 
En este trabajo se presentan los datos térmicos recogidos entre los años 2001 y 2011 en la 
vertiente suroccidental del volcán Iztaccíhuatl (19º 10’ 20” N, 98º 38’ 30” W, 5.230 m s.n.m.), 
donde se instalaron estaciones situadas entre los 4137 m y los 5020 m de altitud con sensores 
para el aire y a distintas profundidades en el suelo. 
 
El Iztaccíhuatl pertenece al conjunto de estratovolcanes que forman parte del Cinturón Volcánico 
Trans‐Mexicano (CVTM), que recorre México entre los paralelos 19º y 21 ºN, desde el Pacífico 
hasta el golfo deMéxico, a lo largo de 1.000 km, con una anchura que oscila entre los 50 y los 200 
km. El Iztaccíhuatl desarrolló su formación durante el Pliocuaternario y está compuesto por lavas 
que varían entre andesitas, dacitas y ocasionalmente riolitas (Mooser, 1972; Demant, 1978). La 
última manifestación volcánica fue hace unos 80 ka (Nixon, 1989) y debido a la inactividad 
eruptiva durante el Pleistoceno tardío, el complejo volcánico Iztaccíhuatl conserva una de las 
mejores secuencias de frentes morrénicos de México. En la actualidad las masas de hielo están 
reducidas a la cresta cimera, por encima de los 5000 m s.n.m., pero las morrenas más antiguas 
conservadas y de mayor avance indican que los frentes glaciares se situaron a unos 3.000 m s. n. m 
durante el Marine Isotope Stage 6 (MIS 6) (Vázquez‐Selem y Heine, 2004). El último avance fue en 
la PEH, cuyo complejo morrénico está muy bien representado con altitudes mínimas a los 4.300 m 
s. n. m. 
 
El objetivo de esta contribución es determinar el comportamiento térmico del suelo en la ladera 
suroccidental del volcán Iztaccíhuatl y establecer la distribución de procesos periglaciares 
siguiendo criterios de temperatura del aire y del suelo. En las montañas tropicales, la dinámica de 
los procesos periglaciares y la existencia y distribución de permafrost son aspectos escasamente 
tratados en la literatura, por lo que este trabajo se convierte en una aportación significativa 
dentro del periglaciarismo. 
 
El método de trabajo se basa en el tratamientode los datos de temperaturas del aire y suelo de las 
estaciones instaladas en el volcán. Después de depurar los valores, se obtuvieron los estadísticos 
diarios (temperatura media verdadera, mínima y máxima absolutas y amplitud térmica diaria), 
mensuales (temperatura media, máximas y mínimas medias y absolutas y amplitud térmica) y 
anuales (temperatura media, máximas y mínimas medias y absolutas y amplitud térmica). A partir 
de estos valores, se ha estudiado la distribución de la temperatura en profundidad en cada una de 
las estaciones de muestreo. 
 
Por otro lado, se ha modelado la distribución de la Temperatura Media Anual del Aire (TMAA) en 
la ladera suroccidental del Iztaccíhuatl y se ha aplicado la ecuación modificada de Abramov et al. 
(2008) para conocer la posible localización del permafrost. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
24 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
Los resultados indican que la actividad periglaciar comienza a los 4.300/4.4000 m s.n.m., donde se 
localiza la isoterma de +3ºC en la distribución de la TMAA, que indica tradicionalmente el límite 
inferior de la actuación de los procesos periglaciares (French, 2007). La intensidad de los ciclos de 
hielo deshielo, aunque enorme a veces en superficie, decrece bruscamente en profundidad y 
desaparece a los pocos centímetros, porque la acción de la helada penetra de forma mínima en el 
suelo. Los registros de la temperatura superficial del suelo muestran una permanencia de la nieve 
mínima en el suelo, muchos años inferior a los 15 días, aun por encima de los 4.900 m, por lo que 
la nieve interfiere de forma mínima en la actividad periglaciar. 
 
 
 
 
Figura 1. Datos térmicos de la estación Izta‐4 (4.890 m): Distribución anual de las temperaturas a ‐10 y ‐30 
cm (A) y distribución de los días en los que la temperatura permanece por encima, por debajo o fluctúa 
alrededor de 0ºC a 10 cm (B) y a ‐30 cm (C) 
 
Durante los trabajos de campo, en la estación Izta‐4 (4.890 m) siempre se ha encontrado el suelo 
helado por debajo de los 40 cm. Los datos indican que el 88% de los días del año los primeros 10 
cm del suelo experimentan ciclos de hielo‐deshielo diarios (figura 1). Por otra parte, en el modelo 
de distribución deposible permafrost muestra que por encima de los 4.900/5.000 m s.n.m. puede 
darse el permafrost discontinuo, mientras que el permafrost aislado podría encontrarse en cotas 
superiores a los 4.600/4.700 m s.n.m., dependiendo de la orientación de la ladera. 
 
 
BIBLIOGRAFÍA: 
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Field Data and Statistical Mapping, Klyuchevskaya Volcano Group, Kamchatka, Russia. 
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Demant, A. (1978): Características del eje neovolcánico trans‐mexicano y sus problemas de 
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 French, H.M. (2007): Periglacial Environment. Ed. John Wiley & Sons. 
 Mooser, F. (1972): The Mexican Volcanic Belt‐Structure and tectonics. Geofísica Internacional, 
12, 55‐70. 
 Nixon, G.T. (1989): The Geology of Iztaccihuatl Volcano and Adjacent Areas of Sierra Nevada and 
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Vázquez‐Selem, L. y Heine, K. (2004): Late Quaternary glaciation in México, En Rehlers, J. y 
Gibbard, P.L. (eds.): Quaternary Glaciations – Extend and Chronology, Part III: South America, 
Asia, Australia, Antarctica. Elsevier, Amsterdam, 233‐242 pp. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
25 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
TEMPERATURA DEL SUELO EN EL VOLCÁN POPOCATÉPETL: IMPLICACIONES 
ENTRE ACTIVIDAD VOLCÁNICA Y DEGLACIACIÓN 
 
Nuria Andrés1, David Palacios1, José Juan Zamorano 2, Carlo E. Mendoza‐Margáin 2, Lorenzo 
Vázquez‐Selem 2 
1Depto. AGR y Geografía Física, Universidad Complutense de Madrid 
2Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México 
Correo electrónico: nuriand@ghis.ucm.es 
 
Entre 2001 y 2011 se ha realizado un seguimiento térmico en a vertiente septentrional del volcán 
Popocatépetl (19º 03’ N, 98º 35’ W, 5.424 m s.n.m.). Las estaciones se han instalado entre los 
4.100 y los 5.000 m s.n.m. con sondas para el aire y a distintas profundidades en el suelo. Durante 
este periodo el volcán ha estado activo, especialmente hasta finales del 2003, y posteriormente ha 
presentado periodos cortos de actividad. En el presente periodo eruptivo se ha observado que el 
glaciar, que estaba alojado en la vertiente norte del volcán, ha sufrido una intensa fusión (Palacios 
y Marcos, 1998; Palacios et al., 1998, 2001; Huggel y Delgado, 2000; Julio y Delgado, 2003; Tanarro 
et al., 2005; Andrés et al, 2007) que ha alimentado a los frecuentes lahares que se canalizaron por 
las gargantas proglaciares (Palacios, 1995; Palacios et al., 1998; Capra et al., 2004; entre otros). 
Finalmente, el glaciar quedó reducido a islotes aislados de hielo. La desaparición del glaciar ha 
dejado expuestas amplias áreas de la vertiente septentrional. Por otra parte, la nieve, que 
permanece en el suelo muy pocos días al año, no supone unaislante para la acción periglaciar. 
 
Ante esta nueva situación, en este trabajo se han analizado los datos de las temperaturas 
capturados por las sondas del aire y del suelo, tratando de diferenciar la influencia de la energía 
solar y la geotérmica dentro del balance energético del suelo. La comparación de estos datos con 
las temperaturas del suelo del volcán Iztaccíhuatl, situado a sólo 15 km y completamente inactivo, 
ha sido fundamental. 
 
Tras una depuración de los datos capturados por las sondas, se han calculado los estadísticos 
básicos con periodización diaria, semanal, mensual y anual. Con estos valores se ha determinado 
el comportamiento en el suelo en las diferentes estaciones, se han comparado entre ellas y con los 
resultados obtenidos en el Iztaccíhuatl. También se han desarrollado el modelo de distribución de 
la Temperatura Media Anual del Aire (TMAA) y el modelo de posible permafrost modificado a 
partir de la ecuación de Abramov et al, 2008. 
 
Los resultados indican una cierta acción de la energía geotérmica en el suelo con respecto a los 
procesos periglaciares y a la distribución del permafrost en el suelo. Por ejemplo, los modelos de 
distribución de permafrost en el Popocatépetl, obtenidos a partir de los datos de temperatura del 
suelo, indican la existencia de permafrost discontinuo a partir de los 5.100/5.200, límite que se 
encuentra unos 200 m más elevado que en el Iztaccíhuatl. Sin embargo, la desaparición del glaciar 
en estas altitudes puede estar propiciando la formación de permafrost, aprovechando la calma 
eruptiva de estos últimos años.En cualquier caso, la influencia de la energía geotérmica en la 
temperatura superficial del suelo en el volcán es difusa, ya que no se detecta momentos de 
calentamiento específicos unidos directamente a los más intensos periodos eruptivos. 
 
BIBLIOGRAFÍA: 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
26 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
Abramov, A.A.; Gruber, S.; y Gilichinsky, D.A., 2008. Mountain Permafrost on Active Volcanoes: 
Field Data and Statistical Mapping, Klyuchevskaya Volcano Group, Kamchatka, Russia. 
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Andrés, N.; Zamorano, J. J.; Sanjosé, J.J.; Atkinson, A.; y Palacios, D., 2007. Glacier retreat during 
the recent eruptive period of Popocatépetl volcano, Mexico, Annals of Glaciology, 45: 73–82. 
Capra, L.; Poblete, M.A.; Alvarado, R., 2004. The 1997 and 2001 lahars of Popocatépetl volcano 
(Central Mexico): textural and sedimentological constrains on their origin and hazards, Journal 
of Volcanology and Geothermal Research, 131: 351‐369. 
Huggel, C. y Delgado, H., 2000. Glacier monitoring at Popocatépetl volcano, México: glacier 
shrinkage and possible causes. En: Hegg, C. y Vonder Mühll, D. (eds.) Beiträge zur 
Geomorphologie. Proceedingsder Fachtagung der Schweiz. Geom. Ges. Bramois, 1068‐97 p. 
Julio, P. y Delgado, H., 2003. Fast hazard evaluation employing digital photogrammetry: 
Popocatépetl glaciers, Mexico. Geofísica Internacional, 42(2): 275‐283. 
 Palacios, D., 1995. Rockslide processes at the North Slope of Popocatepetl Volcano. Permafrost 
and Periglacial Processes, 6(4): 345‐359. 
 Palacios, D. y Marcos, J., 1998. Deglaciation of Mexico’s stratovolcanoes from 1994‐95. Journal 
of Glaciology, 44: 63‐67. 
Palacios, D.; Zamorano, J.J.; y Parrilla, G., 1998. Proglacial debris flows in Popocatépetl north 
face and their relation to 1995 eruption, Zeitschrift Geomorphologie, 42 (3): 273‐295. 
Tanarro, L. M.; Zamorano, J.J.; y Palacios, D., 2005. Glacier degradation and lahar formation on 
the Popocatépetl volcano (Mexico) during the last eruptive period (1994‐2003), Zeitschrift 
Geomorphologie, 140: 73‐92. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
27 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA SEMIAUTOMATIZADA, UNA 
HERRAMIENTA EN LA DELIMITACIÓN MULTIPROPÓSITO DE FORMAS DEL 
RELIEVE EN REGIONES EXTENSAS 
 
Marcelino Agustín Arellano Reyes, Jorge Asdrubal Ramírez Melchor, Ramón Rodríguez 
Hernández 
GEOIKOS SC, Consultoría Ambiental 
Santiago Tapía 497-1, Col. Centro, C.P. 58000 
Morelia, Mich. Tel 01(443)3178135 
e-mail: geoikos.sc@hotmail.com 
 
Resumen 
 
Se probó un método en el mapeo de unidades geomorfológicas, el cual se fundamenta 
principalmente en tres aspectos principales: a) la delimitación del relieve positivo (montañas y 
lomeríos) con base en su grado de concavidad y convexidad; b) el mapeo de formas del relieve 
cuyo origen es acumulativo (planicies aluviales y piedemontes) fundamentado principalmente en 
la pendiente del terreno y energía del relieve; c) el mapeo de valles fluviales y complejos 
cumbrales, basado en un modelo digital de incisión vertical en las laderas de montaña y lomeríos. 
 
Introducción 
La Geomorfología ha adquirido un papel cada vez más relevante y estratégico en México, es una 
disciplina que ha mostrado su aplicación en investigaciones en diferentes contextos: ambientales, 
económicos y sociales, así como su importancia como un tema fundamental en diferentes 
programas de planeación territorial. Por medio del levantamiento geomorfológico se obtienen 
unidades espaciales de referencia. La cartografía geomorfológica es la expresión visual del 
levantamiento geomorfológico, el cual es un proceso metodológico sistemático, en el que se 
fundamenta la elaboración del mapeo para distintos fines. Técnicamente el método se basa en la 
automatización parcial de las etapas del levantamiento geomorfológico propuesto por Verstappen 
y Van Zuidam (1991) 
 
Métodos 
El procesamiento semiautomatizado de la cartografía geomorfológica, puede llevarse a cabo en 
cualquier Sistema de Información Geográfica (SIG) que cuente con módulos de hidrología (ILWIS, 
QGis, ArcGIS, ArcView 3.2), los cuales deben incluir herramientas de obtención de órdenes de 
corrientes, dirección de flujos, acumulación de flujos, delimitación de cuencas y subcuencas, 
calculadora raster. Es indispensable el uso del SIG ILWIS 3.3 en algunas etapas; a continuación se 
nombran las fases metodológicas: 
a) Modelos Digitales de Elevación (MDE). Para generarlos, es fundamental el chequeo de la 
consistencia de códigos (Code consistency) de altitud de curvas de nivel en el SIG ILWIS 
3.3, si es que se trabaja con información de cartas topográficas del INEGI a escala 
1:50,000. Posteriormente se obtienen los límites de las formas del relieve positivo, por 
medio de la herramienta de mapeo de subcuencas (basin), a partir de un MDE con valores 
negativos de altitud. Se requiere una interpretación visual sobre un modelo sombreado 
del relieve con la finalidad de eliminar errores en los límites. Como paso posterior se 
clasifican las formas del relieve por tipo y subtipo, en base a su altura relativa. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
28 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
b) Delimitación de valles fluviales y complejos cumbrales, con base en un Modelo Digital de 
Incisión Vertical (MDIV), a partir de la interpolación de la red de drenaje y de la red de 
parteaguas; obtención de piedemontes y planicies, por medio de mapas de energía del 
relieve, pendientes del terreno y concavidad, en el SIG ILWIS 3.3. 
c) Integración sistemática en un solo mapa (Figura 1) de la cartografía de lomerios y 
montañas, complejos cumbrales, piedemontes y planicies. Finalmente se debe aplicar una 
leyenda con estructura jerárquica. 
 
Figura 1 . Mapa geomorfológico a escala 1:250,000 Tierra Caliente, Mich. 
 
 
Conclusiones 
 
La aplicación de métodos semiautomatizados en una herramienta que permite elaborar 
cartografía geomorfológica en áreas extensas. La desventaja del método es que aún no se ha 
logrado que el proceso de elaboración de la cartografía sea cien por ciento automatizada. En la 
actualidad se trabaja en el perfeccionamiento de la metodología, la cual hasta hora permite 
elaborar un mapa geomorfológico a escala 1:50,000 para un área correspondiente a cincuenta 
carta topográficas, en un lapso de tiempo de tres semanas. 
 
 
Bibliografía 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
29 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
Verstappen, H. Th. and R. Van Zuidam, (1991), The ITC System of Geomorphologic Survey: A Basis 
for the Evaluation of Natural Resources and Hazards, ITC Publication Number 10, Ensechede, The 
Netherlands, 89 pp. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
30 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
GEOFORMAS DE MÉXICO 
 
Alejandro Francisco Barrientos Reyna y Jorge Antonio Wingartz Carranza 
Departamento de Geología de la Dirección General Adjunta de Recursos Naturales y Medio 
Ambiente, Instituto Nacional de Estadística y Geografía. alejandro.barrientos@inegi.org.mx. 
jorge.wingartz@inegi.org.mx 
 
Palabras Clave: Geoforma, geología, fisiografía. 
 
Objetivo: Poner a disposición de los usuarios la diversidad del paisaje mexicano, indicando los 
rasgos antrópicos y naturales que se manifiestan en las multiples geoformas existentes en el país y 
describir sintéticamente desde un punto de vista geológico-fisiográfico, el modelado de las rocas 
que se manifiesta en la superficie donde habitamos con el propósito de colectivizar la información 
de carácter geográfico. 
 
Importancia: Exponer el conocimiento del cómo se han formado las diferentes geoformas y su 
representación las cuales se han plasmado en mapas geológicos y fisiográficos, sin embargo, no se 
muestra e individualiza cada una como se expone en este documento. Con ello se pretende 
proporcionar a usuarios no especializados una perspectiva primaria de la conformación de estas y 
que constituyen parte del paisaje de la República Mexicana a partir de un enfoque geotemático 
con una descripción de su origen, evolución y procesos que en ellas ocurren. 
 
Problemas y soluciones: Para la presentación de cada una de las geoformas fue necesario hacer 
uso de fuentes de información de apoyo (Topográfica, Geológica, Fisiográfica, Modelos Digitales 
de Elevación, Imágenes de Satélite e Hidrografía) que sirvieron para el análisis y apropiada 
descripción de las características y los procesos involucrados como parte del valor agregado en 
cada una de las geoformas. 
 
Conclusiones: Proporcionar a la ciudadanía a través del documento digital GEOFORMAS DE 
MÉXICO una visión general de la variada fisiografía del paisaje mexicano, de manera interactiva y 
accesible a todo tipo de usuario. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
31 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
CARACTERIZACIÓN DEL PELIGRO POR INUNDACIONES EN EL ÁREA URBANA 
DE LA SUBCUENCA DEL RÍO COLOMOS ATEMAJAC 
 
Alejandro Bravo García 
Departamento de Geografía y Ordenación Territorial 
Universidad de Guadalajara 
10abgeo@gmail.com 
 
 
La subcuencadel río Colomos-Atemajac forma parte de la cuenca del Río San Juan de Dios que a su 
vez vierte sus aguas al río Grande de Santiago. En esta cuenca debido al crecimiento urbano que se 
ha dado en los últimos años, se han incrementado los registros de desborde en los canales 
principales de esta cuenca así como la inundación de sus zonas adyacentes, esto debido entre 
otras cosas a que en la parte alta de la cuenca se ha acelerado el proceso de urbanización. 
 
La diversificación en los usos del suelo que comprenden la superficie de la subcuenca Colomos 
Atemajac por parte de la sociedad humana ha logrado modificar severamente la respuesta normal 
de la cuenca ante el ciclo hidrológico, mediante la transformación de la superficie natural del suelo 
por diferentes tipos de cobertura; alterando los índices de permeabilidad del suelo y las 
características de los cauces naturales de la red hidrográfica, ya sea en su geometría, tipología o 
forma. Dichas alteraciones inciden a su vez en la respuesta ante los fenómenos 
hidrometeorológicos, lo que se traduce en la construcción de situaciones de peligro por 
inundación para los mismos habitantes que se encuentran ubicados en el lugar donde se llevan a 
cabo estos procesos del ciclo hidrológico. 
 
Las inundaciones son según Muñoz (2010), un evento natural y recurrente de un río. 
Estadísticamente, los ríos igualarán o excederán la inundación media anual, cada 2,33 años. Las 
inundaciones son el resultado de lluvias fuertes o continuas que sobrepasan la capacidad de 
absorción del suelo y la capacidad de carga de los ríos, riachuelos y áreas costeras. Esto hace que 
un determinado curso de aguas rebase su cauce e inunde tierras adyacentes. Las planicies de 
inundación son, en general, aquellos terrenos sujetos a inundaciones recurrentes con mayor 
frecuencia, y ubicados en zonas adyacentes a los ríos y cursos de aguas. Las planicies de 
inundación son, por lo tanto, propensas a inundación y un peligro para las actividades de 
desarrollo si la vulnerabilidad de estas excede un nivel aceptable”.1 
 
En zonas urbanas Según Barros y Vallejo (2007), la gran influencia de la intervención humana 
sobre el medio natural y su alta participación en la generación de amenaza se ve representada en 
el asentamiento humano en los bordes de los cauces así como en las relaciones ambientales que el 
asentamiento desarrolla con las quebradas: el vertimiento de aguas residuales y de basuras y la 
construcción de obras hidráulicas. En particular, la construcción de coberturas, si bien pretende 
ganarle espacio al terreno natural, para construir espacios de tránsito vehicular, peatonal y hasta 
viviendas, constituye una situación indeseable debido al alto riesgo de taponamiento de estas 
estructuras bien sea por material de suelo, sedimentos o basuras. Requieren un mantenimiento 
permanente que difícilmente es garantizado por la administración municipal.2 
 
1
 www.ubp.edu.ar 
2
 Barros y Vallejo( 2007) p. 84 
http://www.ubp.edu.ar/
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
32 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
Esta diversidad en la transformación de las condiciones naturales de los componentes del sistema 
hidrológico de la cuenca trae consigo cambios muy significativos en los valores de caudal debido al 
sistema hidráulico construido a lo largo del tiempo por parte de las autoridades municipales y 
estatales encargadas de su administración. 
 
Los procesos de urbanización que se vienen desarrollando a ultimas fechas en la parte alta de la 
cuenca generan situaciones de peligro por inundación aguas abajo del sistema hidrológico de la 
cuenca, debido entre otras cosas, a las características morfométricas de la cuenca misma tales 
como una superficie de 76.71 Km2 lo que la clasifica como una cuenca pequeña, y con una 
pendiente media de 0.048, además de un coeficiente de compacidad de 1.29, una relación de 
elongación de 0.67 y un alargamiento medio de 1.68 que indican que la cuenca posee una forma 
semicircular y poco alargada y con la salida entre el centro y un extremo del diámetro y ala vez 
tiene un tiempo de de recorrido del afluente bajo, además de que es muy probable que los 
afluentes de los cauces tributarios coincidan en el tiempo al descargar sus aguas al cauce principal. 
 
Otro factor que incide en la generación de situaciones de peligro por inundación son las 
características propias de la red de drenaje que la cuenca posee, ya que esta es una cuenca de tipo 
exorreica debido a que descarga sus aguas y sedimentos como se ha mencionado al río San Juan 
de Dios, y su red de drenaje contiene corrientes de tipo perene, intermitente y efímeras, con una 
longitud total de 112.3 km y una densidad de 1.4 km/ km2, así como un numero total de 1372 
cauces, lo que indica que esta cuenca posee una textura de sus materiales de tipo grosera y a su 
vez los suelos de la misma son resistentes a la erosión y muy permeables. El análisis de las 
características de los diferentes órdenes de los cauces mediante las leyes de Horton indica que 
esta cuenca no se encuentra en estado maduro, por lo que seguirán apareciendo nuevos cauces y 
a su vez se modificaran los existentes. El cauce principal de esta cuenca es de orden 6 y tiene una 
longitud de 7.9 km, una pendiente media de 0.018 y muestra varias depresiones a lo largo de su 
curso, lo que genera depósitos de sedimentos y disminución en la velocidad del flujo así como la 
energía cinética del mismo, aumentando los tiempos de concentración del flujo recurrente. Todo 
esto aunado al diseño y mantenimiento de las condiciones del sistema hidráulico que ante la 
presencia de eventos meteorológicos de fuerte y mediana intensidad, se ven superados por las 
magnitudes del valor del caudal resultante del evento de precipitación determinado. 
 
Dichas características incrementan la exposición de los habitantes que viven en la cuenca Colomos 
Atemajac ante fenómenos que en otros casos no serían considerados como peligrosos, pero 
debido a la mala planeación se tornan como una amenaza, particularmente en las zonas 
adyacentes al cauce del río. 
 
 
 
BIBLIOGRAFÍA 
 
BARROS Juan Fernando y Vallejo Luz Eliana. “Metodología para la Evaluación de la Condición de las 
Corrientes Urbanas”. Medellín Colombia 2007. Escuela de Ingeniería de Antioquia. Pág. 84 
 
MUÑOZ Graciela E. “Planicie de Inundación en Inundaciones”. Universidad Blas Pascal. (en línea) 
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www.ubp.edu.ar/todoambiente/templates/monografias/inundaciones.doc 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
33 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
SIMULACIÓN DE AMENAZAS HIDROVOLCÁNICAS EN EL VOLCÁN DE FUEGO 
(COLIMA) 
 
Leticia Calvo1, Bouchra Haddad2, Lucía Capra3 y David Palacios1 
1 Dep. A.G.R y Geografía Física, Universidad Complutense de Madrid, España 
2 Facultad de Ciencias Ambientales y Bioquímica, Universidad de Castilla-La Mancha, España 
3Instituto de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, México 
correo electrónico: lcal01@pdi.ucm.es 
 
Resumen 
 
El Volcán de Fuego de Colima se sitúa en la parte occidental del Cinturón Volcánico Trans-
Mexicano (19°30'44''N y 103°37'02''W) y representa el edificio más reciente del complejo 
volcánico de Colima. A lo largo de los últimos 500 años el Volcán de Fuego ha sufrido un aumento 
en la frecuencia de su actividad, lo que ha supuesto la posterior acumulación del material no-
consolidado (ceniza y flujos piroclásticos) en los sistemas fluviales del mismo, favoreciendo la 
generación de numerosos lahares, sobre todo en la época de lluvias, ya que estos materiales son 
fácilmente removidos ladera abajo, lo que ocasiona diversos daños a infraestructuras cercanas, así 
como un riesgo para las poblaciones aledañas (Dávila et al., 2007). 
 
Las circunstancias anteriores muestran la necesidad de aplicar una herramienta útil y adecuada a 
la gestión de este tipo de amenaza, de forma que se permitaadoptar las medidas de mitigación 
oportunas y así reducir los riesgos asociados. Con este objetivo se ha utilizado un modelo 
matemático acoplado e integrado en profundidad derivado del modelo de velocidad-presión de 
Biot-Zienkiewicz, el cual ha sido discretizado mediante el método SPH (Smoothed Particle 
Hydrodinamics) por el Dr. Pastor en 2005 (Pastor et al., 2009) para reproducir la fase de 
propagación de algunos de los lahares recientes que han tenido lugar en el Volcán de Fuego. 
SPH se clasifica dentro de los métodos sin malla, es decir permite resolver y discretizar las 
ecuaciones del modelo integrado en profundidad en su formulación cuasi-lagrangiana sin asociar 
la información a una malla, siendo una alternativa especialmente interesante para la simulación en 
superficie libre, interfases o grandes extensiones. Además, permite la separación de la malla 
topográfica respecto de la correspondiente a la masa del flujo estudiado, lo que reduce el tiempo 
computacional necesario para la consecución de la simulación, así como el uso de MDTs de mayor 
resolución. 
 
El modelo de Pastor et al. (2009) tiene como punto de partida las ecuaciones de Biot, a partir de 
esto y teniendo en cuenta las características de la propagación de los flujos rápidos, se integran las 
ecuaciones según la dirección vertical, obteniéndose de este modo un modelo integrado en 
profundidad acoplado. Los datos obtenidos se completan mediante una ecuación adicional (ley 
reológica), que refleja el comportamiento del material considerado. El sistema de ecuaciones 
hiperbólicas de primer orden que componen el modelo se resuelve mediante el método SPH. 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
34 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
Los resultados obtenidos del estudio realizado en la barranca de Montegrande, así como los 
derivados de su aplicación al lahar acontecido en el volcán Popocatépetl en 2001 (Haddad et al., 
2010), demuestran la aptitud de esta novedosa metodología para la simulación de la etapa de 
propagación de este tipo de fenómenos. 
 
La calibración del método se ha realizado con el análisis de dos eventos pasados en la barranca de 
Montegrande, concretamente en 1992 y 2011, los cuales han sido estudiados desde el punto de 
vista de diversas reologías hasta alcanzar la simulación más afín al suceso real, de forma que en un 
futuro pueda aplicarse este método a la predicción de eventos de mayor magnitud y constituya 
una herramienta importante como base para la delimitación de zonas de riesgo, puesto que 
proporciona resultados de velocidad, recorrido, potencia y extensión de los flujos (Pastor et al., 
2009). 
 
 
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VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
35 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
ANÁLISIS MORFOMÉTRICO: ZONIFICACIÓN DE ÁREAS SUSCEPTIBLES A 
INUNDACIONES Y PROCESOS DE LADERA EN LA CUENCA DEL RÍO 
MOTOZINTLA-MAZAPA, CHIAPAS. 
 
Agustín Camacho Gutiérrez1, Adolfo Quesada Román1, José Juan Zamorano Orozco1 
1Instituto de Geografía, UNAM 
E-mail: camacho.gtz.agustin@gmail.com 
 
Resumen 
 
A partir del análisis de cinco mapas morfométricos se establece una zonificación de terrenos 
susceptibles a procesos geomorfológicos en Motozintla de Mendoza (SE del estado de Chiapas). En 
los últimos quince años cinco eventos produjeron severos daños por procesos gravitacionales e 
inundaciones: Fenómeno del niño 1998, Tormenta Tropical Earl 1998, Ciclón Tropical Stan 2005, 
Tormenta Tropical Agata 2010 y Depresión Tropical 11E. Sin embargo, cada año existe la 
probabilidad de ocurrencia de estos fenómenos debido a la temporada ciclónica que afecta al país, 
en particular al estado de Chiapas. 
 
El análisis morfométrico es un procedimiento que permite realizar diversos tipos de mediciones: a) 
altimetría, mide los desniveles altitudinales y permite diferenciar de manera general y sintética las 
principales unidades del relieve; b) inclinación del terreno, permite clasificar superficies de 
acuerdo a su pendiente, c) profundidad y d) densidad de la disección, caracterizan la dinámica 
fluvial y evidencian superficies en donde se desarrollan densos patrones de drenaje y por lo tanto 
de mayor movilidad de material y e) energía del relieve, muestra la intensidad relativa de la 
actividad endógena en relación con la exógena (Lugo, 1988; Simonov en Zamorano, 1990). La 
combinación de estas variables reconoce áreas susceptibles a peligros geomorfológicos, su 
integración permitió zonificar la cuenca del río Motozintla-Mazapa en áreas con distintos grados 
de susceptibilidad a procesos de remoción en masa e inundaciones: estabilidad aparente, área 
potencial, ocurrencia frecuente y máxima ocurrencia (para ambos casos) (Fig. 1). 
 
El mapa se relacionó con las regiones geomorfológicas, de esta manera se hizo evidente que los 
procesos gravitacionales coinciden con la zona de Montaña (III) y PreMontaña (II), que son laderas 
que caracterizan valles fluviales erosivos de la Sierra Madre de Chiapas; los factores que 
desencadenan estos movimientos son: la litología, morfología, pendientes francas y la presencia 
de control estructural. Por otra parte, la temporada de lluvias extraordinarias, la actividad sísmica, 
y aspectos antrópicos (deforestación, infraestructura, minería), pueden ser agentes 
desencadenantes de una dinámica adversa. Las inundaciones están relacionadas con la región 
Llanura Aluvial (I) del río Motozintla-Mazapa, la morfología de este relieve y las características 
antrópicas determinan su dinámica; por lo tanto, en el periodo de ciclones el volumen del agua 
incrementa y el material transportado se deposita, afectando a la ciudad de Motozintla. 
 
 
 
VIII Reunión Nacional de Geomorfología 
36 Guadalajara, Jalisco, 26-28 de septiembre de 2012 
 
 
Figura 1. Mapa de zonificación de procesos de remoción en masa e inundaciones, con base en valores 
morfométricos. 
 
Este método debe entenderse como la etapa previa de todo estudio geomorfológico, ya que es un 
análisis indirecto del relieve, que debe ser analizado con la cartografía geomorfológica 
correspondiente y la verificación en campo de ambos documentos. Además permite realizar una 
confrontación analítica con la cartografía geomorfológica, con el fin de lograr una interpretación 
morfodinámica del área de estudio, para obtener el mapa de peligros. 
 
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