Muñoz, E. (2007)

Universidad Complutense de Madrid
Facultad de Geografía e Historia
Departamento de Análisis Geográfico Regional y Geografía Física
LOS LAHARES DEL POPOCATÉPETL: OBTENCIÓN Y
TRATAMIENTO DE LA INFORMACIÓN PARA LA
PREVENCIÓN DE RIESGOS.
TESIS DOCTORAL
Tesis doctoral que presenta
Esperanza Muñoz Salinas
Bajo la dirección del Dr. David Palacios Estremera
2007
Quiero dedicar esta tesis doctoral a mis padres y a Miguel Castillo.
También a Manlio, Rosabel y Vania.
Agradecimientos
Tras concluir la investigación que tiene por título “los lahares del Popocatépetl: obtención y tratamiento
de la información para la prevención de riesgos”, soy consciente de que una gran cantidad de personas
han hecho posible que haya sido capaz de llevarla a cabo, ya que de una manera o de otra, han intervenido
en distintos aspectos de la misma. Por este motivo, es mi deseo agradecerles a todos ellos su apoyo,
tiempo y dedicación.
En primer lugar, quiero expresar mi agradecimiento al que ha sido el asesor de esta tesis doctoral, el Dr.
David Palacios Estremera, por sus revisiones y comentarios a lo largo de los casi cinco años de trabajo
entre el proyecto de investigación para la obtención del DEA y la tesis doctoral. Además, le estoy
agradecida por permitirme colaborar en su proyecto de investigación, con título “Elaboración de un
método de prevención integral frente a riesgos hidrovolcánicos”, ya que éste, entre otras cosas, hizo
posible que realizase una estancia de un mes (en noviembre de 2003), en la Universidad Estatal de Búfalo
(EEUU), donde pude trabajar en el Departamento de Geografía en la aplicación del programa TITAN 2D
en el volcán Popocatépetl.
Asimismo, es mi deseo resaltar el agradecimiento que siento por haber tenido la oportunidad de ser
becaria FPU del Ministerio de Educación y Cultura, y por permitirme extender la beca al extranjero a
través de dos estancias. La primera, en el Universidad Estatal de Búfalo (EEUU), durante dos meses y
medio a finales del año 2004, en las cuales pude continuar las aplicaciones de TITAN 2D. La segunda en
la Universidad Nacional Autónoma de México (México), durante un periodo de un año (entre 20052006), en el que pude realizar distintos trabajos de campo en el volcán Popocatépetl, que fueron
imprescindibles para la consecución de esta investigación.
Le estoy también agradecida a la Oficina de Relaciones Internacionales de la Universidad Complutense
de Madrid, por haberme concedido una beca de cinco meses en el primer semestre del año 2004, para
trabajar en el Departamento de Geografía de la Universidad Autónoma de México (UNAM).
Asimismo, agradezco sinceramente al Dr. Vlad Manea y a la Dra. Marina Manea por sus consejos y
apoyo a lo largo de la tesis en distintos apartados de la misma, los cuales he tenido siempre en cuenta.
Agradezco también al Dr. Chris Renschler y al Dr. Laércio Namikawa sus comentarios y tiempo
dedicado, ya que me han sido de gran utilidad en el desarrollo del método por simulaciones numéricas.
Agradezco a la Dra. Lucia Capra sus enseñanzas en materia de sedimentología y el haberme facilitado
acceder al laboratorio de la UNAM con la finalidad de tratar las numerosas muestras recogidas en las
barrancas Tenenepanco y Huiloac, así como por haberme revisado la información correspondiente con el
apartado de resultados del método sedimentológico.
Agradezco al Dr. José Luís Macías por aceptarme a su cargo durante una de las estancias que realice en la
Universidad Nacional Autónoma de México, así como por haberme permitido asistir a su clase de
Vulcanología.
Agradezco al Dr. Clean-Claude Thouret por atenderme la semana que estuve en la Universidad Blaise
Pascal durante un intercambio que realice con el programa PICASSO de cooperación Científica en
geomorfología, ya que durante ese tiempo, me aclaró diversas dudas que tenía sobre el comportamiento
lahárico.
Agradezco a la profesora Nuria Andrés por sus comentarios y consejos a lo largo de esta tesis.
Agradezco al Dr. José Juan Zamorano por su valioso apoyo durante el trabajo de campo realizado en el
volcán Popocatépetl, así como por ser miembro revisor del presente documento y por aportarme
interesantes comentarios para su mejora.
Agradezco al Dr. Julio Muñoz por ser revisor de esta tesis doctoral y proponerme algunos cambios en la
misma..
Agradezco a los profesores Javier de Marcos y Luís Miguel Tanarro el prestarme artículos y el orientarme
en los pasos a seguir en el camino de la tesis doctoral.
Por otro lado, quiero agradecer a numerosas personas a las que he tenido la oportunidad de conocer a lo
largo de la presente tesis, con las cuales pude debatir distintos aspectos académicos o/y me ayudaron en
las múltiples campañas de trabajo de campo que se realizaron en el volcán Popocatépetl. Estas personas
son: Sergio Salinas, Osvaldo Franco, Eliseo Cerecedo, Raúl Alvarado, Miguel Santos, Nayelli Zaragoza y
Ana Rosa Rosales. Asimismo, agradezco también a Héctor Hernández por dejarme asistir a sus clases de
estadística, las cuales me han sido muy útiles en algunos puntos del desarrollo de esta investigación.
Finalmente, agradezco a Miguel Castillo su apoyo moral y académico, así como sus numerosos y
acertados comentarios, los cuales me han sido de gran relevancia a lo largo de esta investigación.
Agradezco a mis padres, José Muñoz y Esperanza Salinas, por su apoyo moral, el cual, a veces, es tan
importante como el académico.
“Primero fue un sollozo subterráneo que remeció los campos de algodón, encrespándolos como una
espumosa ola. Los geólogos habían instalado sus máquinas de medir con semanas de anticipación y ya
sabían que la montaña había despertado otra vez. Desde hacía mucho pronosticaban que el calor de la
erupción podía desprender los hielos eternos de las laderas del volcán, pero nadie hizo caso de esas
advertencias, porque sonaban a cuento de viejas. Los pueblos del valle continuaron su existencia sordos
a los quejidos de la tierra, hasta la noche de ese miércoles de noviembre aciago, cuando un largo rugido
anunció el fin del mundo y las paredes de nieve se desprendieron, rodando en un alud de barro, piedras
y agua que cayó sobre las aldeas, sepultándolas bajo metros insondables del vómito telúrico. Apenas
lograron sacudirse la parálisis del primer espanto, los sobrevivientes comprobaron que las casas, las
plazas, las iglesias, las blancas plantaciones de algodón, los sombríos bosques del café y los potreros de
los toros sementales habían desaparecido. Mucho después, cuando llegaron los voluntarios y los
soldados a rescatar a los vivos y sacar la cuenta de la magnitud del cataclismo, calcularon que bajo el
lodo había más de veinte mil seres humanos y un número impreciso de bestias, pudriéndose en un caldo
viscoso. También habían sido derrotados los bosques y los ríos y no quedaba a la vista sino un inmenso
desierto de barro.`
[...] En el primer noticiario de la mañana vi aquel infierno, donde flotaban cadáveres de hombres y
animales arrastrados por las aguas de nuevos ríos, formados en una sola noche por la nieve derretida.
Del lodo sobresalían las copas de algunos árboles y el campanario de una iglesia, donde varias personas
habían encontrado refugio y esperaban con paciencia a los equipos de rescate. Centenares de soldados y
de voluntarios de la Defensa Civil intentaban remover escombros en busca de los sobrevivientes,
mientras largas filas de espectros en harapos esperaban su turno para un tazón de caldo. Las cadenas de
radio informaron que sus teléfonos estaban congestionados por las llamadas de familias que ofrecían
albergue a los niños huérfanos. Escaseaban el agua para beber, la gasolina y los alimentos. Los médicos,
resignados a amputar miembros sin anestesia, reclamaban al menos sueros, analgésicos y antibióticos,
pero la mayor parte de los caminos estaban interrumpidos y además la burocracia retardaba todo.
Entretanto, el barro contaminado por los cadáveres en descomposición amenazaba de peste a los vivos.
Azucena temblaba apoyada en el neumático que la sostenía sobre la superficie. La inmovilidad y la
tensión la habían debilitado mucho, pero se mantenía consciente y todavía hablaba con voz perceptible
cuando le acercaban un micrófono. Su tono era humilde, como si estuviera pidiendo perdón por causar
tantas molestias...”
Isabel Allende, 2002. De barro estamos hechos. En: Los Cuentos de Eva Luna.
A la memoria de Omaira Sánchez, cuya imagen retransmitida por televisión en 1985, tras
los lahares que arrasaron la Ciudad de Armero en Colombia, quedó grabada en mi memoria
para acompañarme durante el transcurso de esta investigación.
ÍNDICE
Página
Introducción
1
CAPÍTULO I Marco Geográfico de los lahares del volcán
Popocatépetl
1.1 Localización del área de estudio
7
7
1.2 Fuentes de información
10
1.3 Características tectónico-estructurales regionales
11
1.4 Geología general del volcán Popocatépetl
13
1.5 Fases constructivas del edificio del Popocatépetl
13
1.6 Evolución del glaciar
17
1.7 Actividad eruptiva y génesis lahárica
19
1.8 Clima, dinámica atmosférica y génesis lahárica
26
1.9 Cubierta vegetal y su relación con los flujos laháricos
34
1.10 Geomorfología de la vertiente nororiental del Popocatépetl
40
1.11 Geomorfología de las barrancas Tenenepanco y Huiloac
47
1.12 Los lahares en las barrancas Tenenepanco y Huiloac
54
1.13 La población de Santiago Xalitzintla
56
1.14 Relación entre las características geográficas del Popocatépetl
y la génesis lahárica
61
CAPÍTULO II Teoría y métodos de análisis de los lahares
65
2.1 Concepto de lahar
65
2.2 Causas que desencadenan lahares
66
2.3 Tipos de flujos laháricos
69
2.3.1 Características reológicas
69
2.3.2 Características hidrológicas
71
2.3.3 Características geomorfológicas
75
2.3.4 Características sedimentológicas
76
2.4 Métodos para el estudio de lahares
80
2.4.1 Método hidráulico
80
2.4.2 Método sedimentológico
88
2.4.3 Método cronoestratigráfico
92
2.4.4 Método por simulación numérica
94
2.4.5 Método de alerta lahárica
101
2.5 Implicaciones de la teoría de lahares y de sus métodos de
estudio en la presente investigación
CAPÍTULO III Propuesta metodológica de la investigación
103
107
CAPÍTULO IV Estudio del comportamiento lahárico en las
barrancas Tenenepanco y Huiloac: aplicación del método hidráulico y
sedimentológico
113
4.1 Procedimiento propuesto para el cálculo del recorrido lahárico
113
4.2 Aplicación del método hidráulico
116
4.2.1 Trabajo de campo
116
4.2.2 Procesamiento
121
4.2.3 Resultados
122
4.2.4 Discusión de la aplicación del método hidráulico
126
4.3 Método sedimentológico
130
4.3.1 Trabajo de campo
131
4.3.2 Procesamiento
132
4.3.3 Resultados
133
4.3.4 Discusión del método sedimentológico
142
4.4 Comportamiento de los lahares en la barranca Tenenepanco y
Huiloac (análisis integrado de los resultados del método hidráulico
y sedimentológico)
143
CAPÍTULO V Análisis del riesgo en la población de Santiago
Xalitzintla: aplicación de los métodos por simulación numérica y
cronoestratigráfico
5.1 Método por simulación numérica
146
146
5.1.1 Construcciones en Santiago Xalitzintla
146
5.1.2 Mejora del Modelo Digital del Terreno de la barranca
147
5.1.2.1 Procedimiento para la mejora de las secciones de
corte de un Modelo Digital del Terreno
5.1.2.2 Mejora del MDT de la barranca Tenenepanco y
Huiloac
147
153
5.1.2.3 Levantamiento de distintos MDTs de la barranca
de Tenenepanco-Huiloac para la aplicación de los modelos
155
de simulación
5.1.3 Cálculo del volumen lahárico
5.1.3.1 Procedimiento para determinar el volumen lahárico
5.1.3.2 Cálculo de volumen de los lahares de 1997 y 2001
en las barrancas Tenenepanco y Huiloac
5.1.4 Aplicación de los programas LaharZ y TITAN2D
157
157
164
168
5.1.4.1 LaharZ
168
5.1.4.2 TITAN2D
169
5.1.5 Resultados de las aplicaciones de los modelos de
simulación
5.1.6 Discusión del método que aplica modelos por simulación
numérica
5.2 Método cronoestratigráfico
169
176
179
5.2.1 Trabajo de campo
5.2.2 Tabla de vulnerabilidad y mapas de frecuencia y de
riesgo
179
180
5.2.3 Resultados
196
5.2.4 Discusión del método cronoestratigráfico
202
5.3 Análisis del riesgo en Santiago Xalitzintla
205
CAPÍTULO VI Resultados, conclusiones y propuestas de la
investigación
6.1 Resultados generales
6.2 Validación de la metodología propuesta y conclusiones de la
investigación
206
206
211
6.3 Propuesta metodológica para estudios de comportamiento
lahárico y evaluación de su riesgo en otros volcanes
214
ANEXO FINAL – Propuesta metodológica para estudiar el
comportamiento de los lahares y para evaluar su riesgo
Bibliografía
215
222
INTRODUCCIÓN
Introducción
Un lahar, según la definición propuesta en 1989 durante la Conferencia de la Sociedad
Geológica de América Penrose, es un término general que describe a los flujos rápidos
de agua y material, diferentes a los no saturados, que se generan en zonas volcánicas. El
concepto hace referencia a un proceso y no a un depósito (Smith y Lowe, 1991).
Los lahares son capaces de generar importantes modificaciones en el relieve y de
ocasionar catástrofes ambientales de gran magnitud, como las ocurridas en el Mount St.
Helens en 1980 (EEUU), el Nevado del Ruiz en 1985 (Colombia) y en el Pinatubo en
1990 (Filipinas), donde provocaron la pérdida de múltiples vidas humanas y destrozaron
viviendas, carreteras y puentes.
Los lahares del Mount St. Helens del 18 de mayo de 1980 devastaron una gran cantidad
de infraestructuras y llegaron a recorrer más de 120 km de distancia desde el cráter
(Janda et al., 1981). Sin embargo, un buen dispositivo de seguridad y de evacuación
hizo posible que ese día tan sólo perecieran 60 personas durante la erupción
(Schmincke, 2004).
Los potentes lahares del Nevado del Ruiz del 13 de noviembre de 1985 acabaron con la
vida de 23.080 personas y sepultaron a la ciudad de Armero entre sus depósitos. A pesar
de que éstos se consideran como los más mortíferos del siglo XX (Thouret et al., 2000),
algunos estudios geológicos han reconocido la presencia de depósitos laháricos más
antiguos, resultado de eventos más potentes que los acontecidos en 1985 (Pierson et al.,
1990), sobre los cuales se encuentran una gran cantidad de asentamientos humanos.
Los lahares del volcán Pinatubo, que se produjeron a finales de octubre de 1990, figuran
entre los más destructivos del siglo XX, cubrieron un área de unos 300 km2 y sepultaron
pueblos, ciudades y campos de cultivo (Schmincke, 2004). Éstos se generaron unas
semanas después de que, en el volcán, se produjera una de las más grandes erupciones
volcánicas del siglo XX (Rosi et al., 2003) y se formaron a consecuencia de las intensas
lluvias del tifón Yunka. El dispositivo de evacuación que preparó la Base Aérea
Estadounidense de Clark evitó la muerte de millones de personas; aun así, centenares
1
INTRODUCCIÓN
perecieron y decenas de miles perdieron sus casas, ganados y cultivos (Schmincke,
2004).
En resumen, los lahares son uno de los eventos volcánicos más destructivos, ya que han
sido responsables de al menos el 15% de la mortalidad mundial ocasionada por
fenómenos naturales entre los siglos XVII y XIX en la Tierra (Thouret et al., 2000).
Durante el siglo XX, el número de muertes por estos eventos ascendió un 40% a
consecuencia de dos enormes lahares: el que se formó en el volcán Kelud (Java,
Indonesia) en 1919, con más de 5.000 victimas humanas, y el que tuvo lugar en el
volcán Nevado del Ruiz (Colombia) en 1985, con 23.080 muertos (Thouret et al.,
2000).
Por el riesgo que suponen para las poblaciones asentadas sobre los volcanes y por su
alta frecuencia, los lahares han sido estudiados con dos finalidades, la primera está
dirigida a la comprensión de su origen y del comportamiento que presentan, la segunda,
está centrada en la evaluación y prevención del riesgo que suponen. Los estudios sobre
lahares emplean distintos métodos, los cuales hemos clasificado y denominado como:
hidráulico, sedimentológico, cronoestratigráfico, por simulación numérica y de alerta
lahárica.
El método hidráulico se basa en la medida de parámetros que sirven para estudiar las
características hidrológicas de los flujos, como son la velocidad, la viscosidad y la
rugosidad, entre otros. El sedimentológico analiza las características de los depósitos de
material lahárico mediante el estudio de la granulometría, fábrica y composición
química de sus partículas. Uno de los métodos que más se ha desarrollado reciente es el
que aplica modelos numéricos asistidos por ordenador, que se basan en la simulación de
un lahar en función de ciertos parámetros, como pueden ser su volumen, lugar de inicio
o fricción del lecho. El que se ha denominado como cronoestratigráfico es aquel que
identifica los lahares que han ocurrido en un volcán mediante el estudio de los depósitos
que se localizan a su alrededor y valora el riesgo futuro, principalmente ante la
posibilidad de que un evento de características similares a los pasados pueda tener lugar.
Finalmente, se encuentra el método que utilizan algunos investigadores basado en la
prevención mediante instrumentos de alerta. Éstos, por una parte han construido
2
INTRODUCCIÓN
aparatos que se localizan en el volcán y que registran sonidos o movimientos de un
lahar, y por otra parte, han utilizado pluviómetros para relacionar probabilísticamente
las intensas precipitaciones con la génesis de lahares.
A pesar de que existen numerosos métodos para el estudio de los flujos laháricos, los
trabajos realizados hasta el momento son insuficientes para conocer y para prevenir su
riesgo, ya que los métodos todavía necesitan un mayor desarrollo y los estudios
aplicados a zonas concretas son escasos, sobre todo en aquellos países con menos
posibilidades económicas. Por otro lado, los trabajos sobre lahares, hasta el momento,
han aplicado tan sólo uno o dos de los métodos anteriormente descritos, por lo que sólo
se llega a conocer parcialmente cómo es la dinámica de estos flujos y el riesgo real que
suponen.
El volcán Popocatépetl (19º 03´N, 98º 35´O, 5450 m) se encuentra en México y se
localiza sobre el Cinturón Volcánico Transmexicano, cadena montañosa que se
distribuye de E a O sobre el paralelo 19º N, y se sitúa a tan sólo 70 km de la Ciudad de
México (Macías, 2005). Al N de la zona culminante del edificio, se localiza un glaciar
que actualmente se extiende desde los 5500 m a los 5000 m de altitud. Desde 1994, el
volcán se encuentra en una fase de actividad eruptiva que continúa hasta la actualidad.
El piedemonte del Popocatépetl está formado, en gran parte, por depósitos laháricos.
Los más abundantes se localizan en la ladera NE del volcán y se distribuyen
mayoritariamente por las barrancas Tenenepanco y Huiloac. Sobre estos depósitos se
emplazan hoy en día varias poblaciones, como Santiago Xalitzintla. Esta localidad es la
más cercana al cráter del volcán, se encuentra a tan sólo 17 km y, por tanto, se sitúa en
una área de alto riesgo ante el desencadenamiento de un lahar. La población de San
Nicolás de los Ranchos se sitúa a unos 21 km del cráter y la ciudad de Cholula a unos
50 km del mismo. En definitiva, estas poblaciones están expuestas a un constante e
inminente peligro ante la posibilidad de que un lahar pudiera afectarlas.
Así, el riesgo lahárico es evidente en las poblaciones mencionadas y, como
consecuencia de ello, es necesario realizar un estudio que integre diferentes métodos
con la finalidad de analizar, por una parte cuál es el comportamiento de los lahares en el
3
INTRODUCCIÓN
volcán, y por otra, evaluar el riesgo que presentan las poblaciones próximas al volcán,
concretamente de Santiago Xalitzintla, por ser la población más cercana al cráter.
Los estudios realizados previamente sobre lahares en el volcán Popocatépetl están
orientados principalmente a conocer su origen y sus características (Palacios, 1995;
Palacios et al., 1998; 2001; Capra et al., 2004; Andrés et al., en prensa). Los trabajos
sobre el riesgo son pocos y de carácter general (Macías Vázquez y Capra Pedol, 2005;
Sheridan et al., 2001; Miranda y Delgado, 2003). En 1994 se inició un nuevo periodo de
actividad volcánica. El Centro Nacional de Prevención de Desastres (CENAPRED)
realiza un monitoreo detallado de la actividad del volcán que incluye control visual,
sísmico y mediante geófonos. Sus trabajos se han centrado fundamentalmente en
detectar el riesgo eruptivo y no el lahárico.
El objetivo general de la presente investigación es comprender los procesos laháricos
en las barrancas Tenenepanco y Huiloac y considerar el riesgo en la población de
Santiago Xalitzintla. El riesgo se concebirá en términos sociales, ya que se va a analizar
la posibilidad de que un lahar afecte a un espacio destinado a vivienda y a sus
habitantes. Todo lo anterior se realizará partiendo de la hipótesis de que mediante la
aplicación integrada de los métodos que actualmente estudian los lahares se puede
llegar al conocimiento de los procesos laháricos. La investigación, para alcanzar el
objetivo general, necesita desarrollar los objetivos parciales siguientes:
-
Comprender de qué forma las condiciones físico-geográficas del edificio
volcánico condicionan a los lahares en la barranca Tenenepanco y Huiloac.
-
Identificar y analizar los fundamentos teóricos sobre el comportamiento de los
lahares, sus métodos de estudio y cómo éstos pueden ser integrados en la
investigación.
-
Desarrollar y aplicar una metodología de trabajo, que englobe y complemente
los métodos existentes en la actualidad.
-
Evaluar los resultados de la metodología propuesta.
4
INTRODUCCIÓN
-
Proponer una metodología para el estudio de lahares y de su riesgo, ya
previamente evaluada y contrastada, que se pueda aplicar a cualquier área
volcánica, especialmente cuando se disponga de escasos recursos económicos y
se necesite una rápida evaluación del riesgo lahárico.
Con base en lo anterior, la tesis doctoral propone el uso de distintos métodos de análisis
aplicados previamente al estudio de lahares, aunque incorporándolos en una nueva
metodología general que permite alcanzar el objetivo de la investigación. Asimismo, se
propone dar solución a problemas específicos, frecuentes en el estudio de los lahares.
Existen dos problemas a los que frecuentemente se enfrentan los estudios relacionados
con lahares. El primero es la falta de un Modelo Digital del Terreno (MDT) de gran
resolución espacial en la aplicación de modelos numéricos asistidos por ordenador,
capaz de representar a todas las secciones de corte de la barranca; el segundo problema
es la dificultad de calcular con precisión del volumen lahárico. Para dar solución al
primero, se propone medir durante trabajo de campo, secciones de corte de la barranca e
insertarlas en un MDT de menor resolución. Para dar solución al segundo, se calculará
el espesor lahárico teniendo en cuenta las características sedimentarias que tuvo el lahar
a lo largo de su recorrido y la morfología de la barranca. Por otro lado, se propone
calcular el recorrido del lahar de una forma específica, ya que su valor varía
ampliamente según el método con que se realice su medición.
La novedad de la presente investigación frente a los trabajos previos en lahares, como
son los realizados por Schilling (1998), Iverson et al. (1998) y Capra et al. (2004),
radica en la integración de varios métodos para el estudio lahárico y en la propuesta de
soluciones a problemas específicos en la aplicación de éstos.
La investigación se estructura en seis capítulos: en el primero se presentan las
características geográficas del volcán y se interpreta la relación de éstas con la
formación de lahares en el Popocatépetl. En el capítulo II se presentan los fundamentos
teóricos de los lahares desde el punto de vista reológico, hidrológico, geomorfológico y
sedimentológico, así como los métodos que se utilizan en el estudio de éstos. A partir de
los principios de la teoría en lahares, se planteó la metodología general de la
investigación, que se presenta en el capítulo III. En el capítulo IV se estudia el
5
INTRODUCCIÓN
comportamiento lahárico en las barrancas Tenenepanco y Huiloac a través de la
aplicación de los métodos hidráulico y sedimentológico. En el capítulo V se evalúa el
riesgo en la población de Santiago Xalitzintla aplicando el método por simulación
numérica y el cronoestratigráfico. En el capítulo VI se presentan, analizan y discuten los
resultados obtenidos y se valida la metodología propuesta en esta investigación.
6
CAPÍTULO I
CAPÍTULO I Marco geográfico de los lahares del volcán Popocatépetl
1.1 Localización del área de estudio
El volcán Popocatépetl se localiza a los 19º 03´N y 98º 35´O (figura 1.1.1), tiene una
altitud de 5450 m, y constituye la segunda cumbre más alta de México después del Pico
de Orizaba (5675 m). La palabra Popocatépetl significa “montaña que humea” en el
lenguaje náhuatl, propio de los pueblos mexicas, que se asentaron en la cuenca de
México en el siglo XIV (Krickeberg, 1961) (figura 1.1.2). Los mexicas fundaron la
Ciudad de Tenochtitlán a unos 70 km del volcán, donde hoy se encuentra la Ciudad de
México, habitada por más de 20 millones de personas y que tiene unas dimensiones
117° 07’ W
aproximadas de 50 km de largo por 20 km de ancho.
32° 31’ N
MÉXICO
Cinturón Volcánico
Transmexicano
16° 05’ N
90° 26’ W
Figura 1.1.1 Localización geográfica del volcán Popocatépetl.
El Popocatépetl, junto con los volcanes Iztaccíhuatl, Tlaloc y Telapón, constituye el
macizo montañoso conocido como la Sierra Nevada (figura 1.1.3). Esta cadena forma
parte del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM), el cual consiste en una serie de
volcanes aislados, pequeños grupos de volcanes y grandes cadenas montañosas
volcánicas (Lugo, 1991) que cruzan el altiplano central de México, a lo largo de los
paralelos 19º y 20º N, desde las costas de Nayarit, en el Pacífico, hasta las de Veracruz,
en el Golfo de México. El CVTM se desarrolló durante el Neógeno-Cuaternario, su
longitud es de 1.200 km y su anchura varía entre los 50 y 250 km aproximadamente
(Mooser et al., 1996).
7
CAPÍTULO I
Figura 1.1.2 Fumarola vista desde la ladera N-NO del volcán Popocatépetl, característica que llevo a los
pueblos mexicas a darle el nombre de montaña que humea.
El Popocatépetl, junto con los volcanes Pico de Orizaba y Nevado de Colima, es uno de
los más activos en el CVTM, por este motivo es un sitio de interés científico, ya que en
éste se conjugan tanto los procesos endógenos como exógenos de manera intensa y
frecuente. Ejemplo de lo anterior, es la generación de lahares a consecuencia de la
actividad eruptiva iniciada en 1994, la cual se ha podido registrar en parte, gracias a la
instrumentación y monitoreo realizado por el Centro Nacional de Prevención de
Desastres (CENAPRED) en colaboración con el Servicio Geológico de los Estados
Unidos de Norteamérica (United States Geological Survey, USGS).
La ladera N-NE del volcán Popocatépetl es la zona de mayor dinamismo en cuanto a la
actividad lahárica. Esto se debe, en gran medida, a la existencia de un glaciar en la parte
culminante, así como a la presencia de barrancas, cuyas cabeceras se sitúan en su base,
hecho que favorece la rápida evacuación de agua de deshielo y material no consolidado.
Las barrancas más activas hoy en día son: Tenenepanco, La Espinera y
Tepeteloncocone; la primera de ellas es la que recibe la mayor cantidad del drenaje
fluvioglacial, ya que una gran parte de la masa del hielo se encuentra a unas decenas de
metros por encima de su cabecera.
8
2100000
2120000
9
500000
520000
520000
0
540000
Popocatépetl
Iz ta c c íh ua tl
540000
2120000
2140000
2140000
25 k m
las montañas volcánicas que forman el límite S de la Cuenca de México.
la zona urbana;en rojo, morado y gris claro, los afloramientos de materiales volcánicos; y en azul intenso, los glaciares y superficies de agua. También se distinguen
Figura 1.1.3 Imagen de satélite LANSAT (compuesto en falso color con las BANDAS 5, 4 y 3) donde se aprecia en color verde los espacios boscosos; en gris azulado,
480000
500000
S ie rra d e Ch ic h in a u tz in
C iu d a d d e Mé x ic o
480000
2100000
460000
S ie rra d e La s Cru c e s
460000
N
CAPÍTULO I
CAPÍTULO I
Las tres barrancas citadas confluyen en una más grande que recibe el nombre de
Huiloac; su desembocadura, al localizarse en las cercanías del poblado de Santiago
Xalitzintla, hace de este territorio una zona de riesgo inminente a procesos laháricos y
torrenciales y pone en peligro a más de dos mil personas (Marcos et al., 2006) (figura
1.1.4).
Figura 1.1.4 Localización de las barrancas: Tenenepanco, La Espinera, Tepeteloncocone y Huiloac (líneas
azules).
1.2 Fuentes de información
En el volcán Popocatépetl, las principales fuentes de información sobre la actividad
eruptiva y los procesos derivados de ésta, se encuentran en los registros del Centro
Nacional de Prevención de Desastres (CENAPRED). Esta información proviene de
cámaras fotográficas, sismógrafos y geófonos instalados desde 1994 en varios puntos
del volcán. A través del Instituto de Geografía de la Universidad Nacional Autónoma de
México, el CENAPRED nos proporcionó fotografías de distintos ángulos visuales del
edificio volcánico, así como boletines informativos sobre la dinámica eruptiva. Cabe
mencionar que esta institución publica en su página Web (www.cenapred.unam.mx)
información diaria sobre emisiones, alerta y sismicidad, la cual fue recopilada con el
10
CAPÍTULO I
objetivo de conocer las relaciones existentes entre la actividad eruptiva del volcán y la
génesis lahárica.
Las fuentes cartográficas que se utilizaron provienen de los mapas topográficos a escala
1:50.000 elaborados por el Instituto Nacional de Estadística, Geografía e Informática
(INEGI, 1978). En concreto se utilizaron las hojas de Chalco, Texmelucan,
Amecameca, Huejotzingo, Cuautla y Atlixco. También se usó un mapa topográfico a
escala 1:500, que comprende un sector de 500 m de longitud de la barranca Huiloac e
incluye 29 perfiles transversales a escala 1:65, realizados a lo largo del canal principal.
La cartografía fue elaborada dentro del proyecto LAHAR, en colaboración con
miembros de la Escuela Politécnica de Cáceres de la Universidad de Extremadura (San
José y Atkinson, 2003).
La Secretaría de Comunicaciones y Transportes (SCT) realiza de manera regular vuelos
sobre el volcán para obtener fotografías aéreas, en especial de su sector culminante y
ladera septentrional. Algunas de éstas se cedieron al proyecto de investigación LAHAR
y, concretamente, las del 6 de noviembre del 2003, 10 de diciembre del 2003 y 3 de
febrero de 2004, se usaron para complementar la información cartográfica.
Además de las fuentes de información mencionadas, se hizo una revisión exhaustiva de
diversas publicaciones en los temas de teoría y métodos de los lahares, así como de las
características físicas (como son geología, geomorfología, clima y vegetación) del
volcán Popocatépetl. Todas ellas se encuentran registradas en la bibliografía de la
presente tesis.
1.3 Características tectónico-estructurales regionales
Las cadenas volcánicas de la porción central del CVTM se disponen sobre varios
sistemas de fallas, por los cuales asciende el magma. Éstos se encuentran relacionados
con la subducción de la placa de Cocos bajo la Norteamericana, a lo largo de la
Trinchera Mesoamericana (TM), siendo este proceso responsable del vulcanismo en el
CVTM; a pesar de que la trinchera (TM) no es paralela a la cadena de volcanes (figura
1.3.1).
11
CAPÍTULO I
100°0'0"W
90°0'0"W
30°0'0"N
30°0'0"N
110°0'0"W
PLACA NORTEAMERICANA
PLACA
PACÍFICO
CINTURÓN VOLCÁNICO
TRANSMEXICANO
PLACA
RIVERA
0 125 250
TR
IN
CH
ER
AM
20°0'0"N
20°0'0"N
GOLFO DE
MÉXICO
ES
OAM
E
RICA
NA
PLACA DE
COCOS
500
Km
110°0'0"W
100°0'0"W
90°0'0"W
Figura 1.3.1 Localización del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM). La Trinchera Mesoamericana
(TM) es la zona donde ocurre la subducción de la Placa de Cocos por debajo de la Norteamericana, a esto
se ha asociado la existencia del CVTM (modificado de Morán-Zenteno et al., 1999).
La formación del Popocatépetl tiene relación con dos grandes arcos tectónicos, el
primero, conocido como Arco Tarasco, tuvo su desarrollo en el Plioceno, mientras que
el segundo, llamado Arco Chichinautzin, se inició a principios del Cuaternario y
continúa determinando el volcanismo de las cuencas de Toluca, México y Puebla
(Mooser et al., 1996).
Dentro del Arco Tarasco se encuentra la Fosa de Acambay, la cual presenta una serie de
fallas normales con dirección E-O. De acuerdo con Mooser et al. (1996), en el extremo
oriental de la fosa, se presenta un cambio de sentido al NNO-SSE. Estas fracturas se
conocen como “fracturamientos en Z” y se relacionan con el emplazamiento de las
denominadas Sierras Mayores, que son: La Malinche, la Sierra Nevada, la Sierra de Las
Cruces y el Nevado de Toluca.
El Arco Chichinautzin presenta un sistema de fallas con dirección E-O. La dinámica
tectónica del arco es responsable del volcanismo de tipo basáltico que ha dado lugar al
12
CAPÍTULO I
desarrollo de numerosos campos de volcanes monogenéticos, como es el Grupo
Chichinautzin, localizado en el extremo S de la Cuenca de México.
Los sistemas de fallas asociados a los arcos Tarasco y Chichinautzin han favorecido la
ascensión del magma a la superficie, unas veces de forma efusiva y otras explosiva,
dando lugar a la construcción del edificio que compone en la actualidad el volcán
Popocatépetl.
1.4 Geología general del volcán Popocatépetl
El Popocatépetl es un estratovolcán de edad plio-cuaternaria que se emplaza sobre un
basamento de rocas metamórficas paleozoicas y sedimentarias del Cretácico (Macías,
2005; Espinasa-Pereña y Martin-Del Pozo, 2006). Mooser et al. (1996) señalan en el
volcán, la existencia de tres unidades que se diferencian por su litología. La primera
corresponde con el edificio volcánico del Popocatépetl, compuesto por lavas de
composición andesítica, dacítica y riolítica que alternan con materiales piroclásticos. La
segunda unidad corresponde con el piedemonte del volcán, y está compuesta por
potentes capas de material piroclástico, como cenizas y pómez, además de materiales de
acarreo como son depósitos laháricos, fluviales y fluvio-glaciares. A todo este conjunto
se denomina Formación Tarango. La tercera unidad consta de distintos volcanes de tipo
monogenético que se localizan en el sector SO del volcán y que se emplazan sobre su
piedemonte. Éstos forman parte del Grupo Chichinautzin, donde predominan los conos
de escoria con extensas coladas de lava de composición básica e intermedia, es decir,
basaltos y andesitas.
1.5 Fases constructivas del edificio del Popocatépetl
Mooser et al., (1996) reconocen cinco edificios volcánicos previos a la formación del
actual Popocatépetl. La superposición de éstos, a través de procesos de construcción y
destrucción, han dado lugar a su configuración morfológica. Los autores indican que el
volcán más antiguo se desarrolló en la última fase del Plioceno y corresponde con los
remanentes de la caldera Yoloxóchitl. El siguiente edificio es el complejo Tetela, al que
le suceden los volcanes de Tlamacas y Apapaxco, los cuales tienen una edad superior a
13
CAPÍTULO I
100.000 años. El quinto se conoce con el nombre de Nexpayantla y sufrió un gran
colapso. Sobre los restos de este último se emplazó el actual Popocatépetl.
Al igual que Robin y Boudal, (1987), Mooser et al., (1996), reconocen en el relieve los
restos del antiguo volcán Nexpayantla y deducen las siguientes fases en su evolución
(figura 1.5.1 y figura 1.5.2):
1 - Edificio Nexpayantla
2 y 3 - Edificio del Popocatépetl
Figura 1.5.1 Emplazamiento de los edificios volcánicos Nexpayantla y Popocatépetl (modificado de
Robin y Boudal, 1987).
1) Fase de construcción del volcán Nexpayantla. Este volcán se formó
aproximadamente hace 100.000 años. La actividad volcánica que predominó fue la
efusiva y dio lugar a un estratovolcán de grandes dimensiones. Se estima que tuvo entre
12 y 14 km de radio y que creció hasta una altura de 3600 m, con un volumen de ~500
km3. Los restos de este edificio forman lo que hoy en día se conoce como el cerro del
Ventorrillo y de Tlamacas (figura 1.5.3).
2) Fase de destrucción. El edificio Nexpayantla tuvo una erupción de tipo Bezymianny
hace aproximadamente 50.000 años, a consecuencia de ello se originó una avalancha
que destruyó la parte cimera del volcán y dio lugar a la formación de una caldera
elíptica de 6,5 km de ancho y 11 km de largo, que quedó abierta hacia el S (figura
1.5.2). En este mismo sentido, sobre el piedemonte del actual volcán, se encuentran los
depósitos de la avalancha que formó una serie de montículos llamados hummocks, de
los cuales se han contado hasta 150. Estas acumulaciones tienen una geometría ovalada
y su eje mayor se orienta a favor de la dirección del emplazamiento de la avalancha.
14
CAPÍTULO I
Cerca de donde debía de estar el cráter del volcán Nexpayantla, los montículos pueden
alcanzar 450 m de altura y en puntos lejanos a éste, 40 m.
EDIFICIO VOLCÁNICO POPOCATÉPETL
REMANENTE DEL EDIFICIO
VOLCÁNICO NEXPAYANTLA
Figura 1.5.2 Vista tridimensional del edificio Popocatépetl y de los restos del volcán Nexpayantla. Los
restos de la caldera que se formó en la segunda fase el edificio Nexpayantla, tras una erupción de tipo
Bezymianny se señalan con línea amarilla.
Volcán Iztaccíhuatl
Cerro de Tlamacas
Figura 1.5.3 Remanente del volcán Nexpayantla, conocido como cerro de Tlamacas, el cual se localiza al
NE del edificio volcánico Popocatépetl. Al fondo de la imagen se aprecia el volcán Iztaccíhuatl.
15
CAPÍTULO I
En el actual volcán Popocatépetl, Robin y Boudal (1987) distinguen las tres fases de
evolución siguientes:
1) Fase de construcción del edificio El Fraile. Esta etapa se inició con una emisión de
lavas que sepultaron parcialmente la caldera que se formó durante la erupción
Bezymianny que tuvo lugar durante la fase de destrucción del edificio Nexpayantla. La
acumulación de estas coladas de lava formó un edificio de 5700 m de altitud, cuyos
restos se han datado en 15.000 y 3.800 años antes del presente.
2) Fase destructiva. La actividad de El Fraile terminó con una erupción pliniana hace
3.800 años. Ésta consistió en la emisión de una columna de piroclastos desde el cráter
que colapsó lateralmente y formó diversos flujos y oleadas piroclásticas que destruyeron
gran parte del edificio. Los restos de éste se conocen como El Pico de El Fraile (figura
1.5.4).
Pico de El Fraile
Figura 1.5.4 El Pico de El Fraile, resto del edificio del mismo nombre, se localiza en la ladera NO a 1 km
del actual cráter del volcán Popocatépetl.
3) Fase constructiva del edificio actual. Dentro del actual Popocatépetl existen dos
etapas constructivas. La primera se sitúa entre 3.800 y 1.200 años antes del presente y
está caracterizada por una actividad efusiva del volcán que cubrió 40 km2 de superficie,
que se extendió más allá de los límites de la caldera del volcán Nexpayantla. La segunda
etapa tuvo lugar hace 1.200 años y continua en la actualidad. La actividad que
predomina es de tipo eruptivo, donde han tenido lugar etapas de construcción y
destrucción del domo central del cráter.
16
CAPÍTULO I
1.6 Evolución del glaciar
El glaciar del Popocatépetl, con la configuración del edificio actual, se localiza en la
ladera N, a una altitud entre aproximadamente 5000 m y 5500 m. El área planimétrica
fue calculada en 1,3 105 m2 sobre la fotografía aérea del 25 de agosto de 2003. El
cálculo del espesor del glaciar no se ha podido medir con exactitud, ya que la topografía
sobre la que se asienta es hasta ahora desconocida (Andrés et al., en prensa). Por la
pendiente del terreno, se ha inferido que la superficie basal del glaciar está constituida
por un lecho rocoso de material lávico. En la actualidad, el glaciar está compuesto por
una serie de islotes de hielo, remanentes de un antiguo casquete que alimentaba a varias
lenguas (Delgado, 1996).
El máximo avance del glaciar se estima que fue en el siglo XIX, durante la Pequeña
Edad del Hielo, y se relaciona con los arcos morrénicos localizados a una altitud de
4150 m (Palacios, 1996). Durante este avance, el glaciar debió tener una extensión
planimétrica mucho mayor que la actual. En el año 1958, Lorenzo (1964) cartografió
tres glaciares que llamó: Ventorrillo, Norte y Noroccidental, que en conjunto cubrían un
área de 0,89 km2, según sus cálculos. Delgado (1996) indica que tanto el Ventorrillo
como el Noroccidental pueden ser considerados un solo glaciar, ya que apenas están
separados por una cresta, que los alpinistas denominan “la ruta directa”, por ser la más
utilizada en las ascensiones a la cumbre. El mismo autor señala que el glaciar Norte ya
no existe y que ha sido sustituido por un campo de permafrost, según observaciones
realizadas durante el trabajo de campo de 1978 y 1982.
Desde el máximo avance del glaciar en el siglo XIX, éste se encuentra en retroceso: en
1909 su frente estaba a 4250 m; en 1910, a 4330 m; y en 1920, a 4435 m (Palacios,
1996). Entre 1919 y 1927 el frente glaciar retrocedió hasta los 4800 m (White, 1981), lo
cual se atribuye a la actividad eruptiva que ocurrió en este periodo (Palacios, 1996).
Entre 1968 y 1978 el frente glaciar experimentó un avance de aproximadamente 100 m
(Palacios, 1996). Tras estos años de balance positivo, el proceso de retroceso ha
continuado hasta nuestros días de forma intermitente. Entre 1989 y 1994 el glaciar
retrocedió a una media de 5,5 m por año (Palacios, 1996; Palacios et al., 1998). Durante
el actual periodo eruptivo del volcán, iniciado en 1994, el retroceso se ha acelerado
17
CAPÍTULO I
debido a la emisión de materiales incandescentes que han ocasionado el deshielo de una
gran parte de la masa glaciar, como la registrada el 30 de junio de 1997 o la del 22 de
enero de 2001 (figura 1.6.1).
A
B
Figura 1.6.1 En la fotografía A se observa la superficie del glaciar en octubre de 1995, y en la B, tomada
en octubre de 2002, se aprecia un importante retroceso del hielo. Este hecho es consecuencia del calor
transferido por los flujos piroclásticos que tuvieron lugar durante la erupción del 22 de enero de 2001
(fotografías tomadas por David Palacios).
Tanarro et al. (2005) realizaron un estudio comparativo a través de fotografías aéreas
del glaciar que fueron tomadas en distintos años. Estos autores calcularon el porcentaje
de retroceso planimétrico que ha sufrido el glaciar (figura 1.6.2). Sus resultados
muestran una pérdida del 78,4% de la superficie en el periodo comprendido entre 1982
y 2003.
Andrés et al. (en prensa) llevaron a cabo un estudio en el que se detalla el retroceso
planimétrico, el cálculo de la masa perdida por el glaciar y la cantidad de agua liberada
por deshielo. Este último parámetro es importante por su relación directa con la génesis
lahárica. Así, el volumen de agua liberada del glaciar entre noviembre de 1997 y
diciembre de 2002 fue de ~4 106 m3. No obstante, los autores demuestran que la mayor
cantidad de agua liberada (~7 105 m3 ) tuvo lugar entre noviembre de 2000 y marzo de
2001 y deducen que este deshielo masivo estuvo provocado por el evento eruptivo del
22 de enero de 2001, el cual desencadenó un lahar que recorrió gran parte de la barranca
Tenenepanco y Huiloac.
18
CAPÍTULO I
Por lo expuesto anteriormente, se puede concluir que el glaciar está en un proceso de
continuo retroceso. Las causas que explican este hecho son, de acuerdo con Delgado
(1996) y Andrés et al., (en prensa): el efecto de la actividad volcánica y del incremento
de la temperatura media anual, tanto a nivel local como global.
N
Figura 1.6.2 Retroceso del glaciar del Popocatépetl entre 1989 y 2002 como consecuencia de la actividad
eruptiva del volcán y de factores climáticos (Tanarro et al., 2005).
1.7 Actividad eruptiva y génesis lahárica
En el Popocatépetl, la actividad eruptiva es un factor importante en el
desencadenamiento de los procesos laháricos, ya que por una parte, aporta material no
consolidado sobre las laderas del volcán, el cual puede ser movilizado por las corrientes
19
CAPÍTULO I
de agua. Por otro lado, los materiales incandescentes emitidos desde el cráter caen sobre
las capas de hielo y nieve localizadas por encima de los 4500 msnm, de esta forma
transfieren el calor suficiente para generar, en algunas ocasiones, la liberación masiva
de agua, que al fluir por las barrancas incorpora el material no consolidado y da lugar a
lahares.
Dentro de la historia eruptiva del volcán Popocatépetl, los lahares más antiguos
registrados sobre la ladera NE del volcán ocurrieron entre las siguientes fechas: 3.195 a
2.830 años a.C., 800 a 215 años a.C., 125 a 255 años d.C., y 675 a 1095 años d.C.
(Siebe et al., 1996). Éstos se han asociado con erupciones de tipo pliniano, las cuales
están caracterizadas por la emisión de oleadas, flujos piroclásticos y materiales de caída
(figura 1.7.1).
Figura 1.7.1 Las áreas en gris señalan la extensión de los lahares que ocurrieron a consecuencia de las
erupciones plinianas hace: 3.195 a 2.830 años a.C., 800 a 215 años a.C., 125 a 255 años d.C., y de 675 a
1095 años d.C.. Las áreas en amarillo indican las elevaciones del terreno que no fueron inundadas
(modificado de Siebe et al., 1996).
20
CAPÍTULO I
Los registros de la actividad volcánica en el siglo XIV se recopilan a través de Códices
en los que no se informa sobre la presencia de procesos laháricos (Rosi et al., 2003). Lo
mismo ocurre para el periodo comprendido entre el siglo XVI y el siglo XVIII, donde
simplemente se tiene constancia de la actividad eruptiva gracias a los escritos de Bernal
Díaz del Castillo, Alexander von Humboldt, Del Río, Sánchez, Aguilera y Ordóñez
(Macías, 2005).
A principios del siglo XX se inició una etapa eruptiva que comenzó con actividad
fumarólica y emisión de piroclastos. Esto coincidió con una serie de detonaciones
realizadas en 1919 por los llamados “volcaneros”, trabajadores que extraían azufre
desde el cráter del Popocatépetl con ayuda de explosiones realizadas con dinamita.
En 1920 la actividad se caracterizó por tener fuertes explosiones, emisiones de ceniza y
lavas que se vincularon con distintas fases de construcción y destrucción de domos en el
interior del cráter. Durante los primeros meses del año 1921 se registraron explosiones
muy violentas. A finales de este mismo año, el volcán se mantuvo en aparente calma,
hasta que en junio de 1925 tuvo lugar la emisión de una columna eruptiva. En 1927 se
observó que dentro del cráter existía un domo revestido por escorias fundidas y,
posteriormente, se inició un estado de inactividad.
Es probable que durante el periodo eruptivo comprendido entre 1919 y 1927 se
formasen lahares que fluyeron por las barrancas Tenenepanco y Huiloac. Sin embargo,
no se ha encontrado información al respecto. Cabe mencionar que los exploradores de la
época sólo se centraron en la observación de la actividad eruptiva y sísmica (Franco,
2005).
Entre 1927 y 1992 no se detectó actividad en el volcán. El 21 de diciembre de 1994 se
emitió una columna de 13,5 km de altura, que ocasionó la caída de ceniza y piroclastos
en distintas poblaciones localizadas en las laderas NE del edificio. Por la magnitud de
esta erupción, esta fecha se consideró como el inicio de un nuevo periodo eruptivo
(Valdés et al., 2003).
A principios de 1995 el volcán permaneció con altos índices de actividad. Se emitieron
columnas eruptivas que alcanzaron entre 2,5 y 3 km de altura. Una erupción en el mes
21
CAPÍTULO I
de abril cubrió de piroclastos el glaciar, hecho que ocasionó un deshielo masivo que
desencadenó un lahar que recorrió 3 km (Palacios et al., 2001; Franco, 2005). En
septiembre de 1995 se produjo otra erupción que cubrió el glaciar con piroclástos de
caída, el agua que se desheló como consecuencia del calor transferido, se infiltró entre
los derrubios existentes hasta alcanzar una capa de permafrost. La presión hidrostática
del agua en los derrubios generó la perdida de cohesión del material y la capa de
permafrost facilitó su deslizamiento, desencadenando un lahar que fluyó seis kilómetros
desde la cabecera de Tenenepanco (Palacios et al., 1998).
En el año 1996 tuvieron lugar distintos eventos explosivos que destruyeron
parcialmente un domo que se encontraba en el interior del cráter del volcán. En los
meses de mayo y septiembre se emitieron varias columnas de ceniza acompañadas de
explosiones. Este tipo de actividad continuó en 1997; una de las más conocidas fue la
ocurrida el día 11 de junio, en la que se destruyó el domo localizado en el cráter, lo que
ocasionó la formación de una columna eruptiva, que lanzó materiales incandescentes
sobre la superficie del glaciar. De esta forma, se liberó gran cantidad de agua que fluyó
por las barrancas Tenenepanco y Huiloac, se convirtió en un lahar e incorporó material
no consolidado a lo largo de sus trece kilómetros de recorrido (figura 1.7.2).
Desde el comienzo del periodo eruptivo iniciado en 1994, la erupción del 30 de junio es
posiblemente, una de las más grandes que se ha registrado hasta el momento. Ésta
comenzó con una serie de sismos volcano-tectónicos y continuó con la emisión de una
pluma de ceniza que rápidamente alcanzó los 8 km de altura desde el cráter del volcán,
como consecuencia de la destrucción de un domo interno, según se observó
posteriormente. Durante las siguientes 2 ó 3 horas, se registró la caída de ceniza en
algunas ciudades de los Estados de México, Puebla y Morelos, así como en el Distrito
Federal. La superficie del glaciar quedó cubierta por una capa de piroclastos y ceniza
incandescentes. A consecuencia de este hecho, el 1 de julio de 1997 se produjo la
ablación de una gran parte de la masa glaciar, lo cual dio lugar a la formación de un
lahar que discurrió por las barrancas Tenenepanco y Huiloac (Capra et al., 2004). Desde
1994, éste ha presentado el mayor recorrido realizado por un lahar (21 km), su
desplazamiento se inició a los 4200 m y finalizó a los 2400 m, alcanzando a las
poblaciones de Santiago Xalitzintla y San Nicolás de los Ranchos. Sheridan et al.
(2001) estimaron el volumen de material de este lahar en 3,3x105 m3.
22
CAPÍTULO I
Figura 1.7.2 Columna de ceniza emitida el día 11 de junio de 1997 por el Popocatépetl (fotografía tomada
en la ladera N del volcán). En la zona culminante del edificio volcánico se aprecia en color blanco la
nieve y el hielo, que se deshelaron parcialmente debido al calor transmitido por las cenizas que cayeron
sobre su superficie desde la columna eruptiva. El agua liberada arrastró material existente en la barranca y
generó lahares en los días 13 y 14 de junio, con un recorrido aproximado de 13 km (fotografía tomada por
Cristóbal Alonso, CENAPRED).
En los años 1998 y 1999 el volcán también registró una intensa actividad eruptiva.
Durante los meses de marzo y mayo de 1999 se observaron pequeños lahares,
relacionados con el deshielo del glaciar ocasionado por la caída de piroclastos sobre su
superficie, que descendieron por la barranca Tenenepanco.
En enero de 2001 la actividad del volcán parecía haber disminuido considerablemente.
Sin embargo, el día 22 de enero tuvo lugar una gran erupción. Ésta comenzó con un
sismo volcano-tectónico. A continuación se emitió una columna eruptiva de 1 km de
altura y, unos minutos más tarde, otra que alcanzó los 8 km. El colapso de esta columna
sobre la vertiente N del volcán, dio lugar a la formación de tres flujos piroclásticos que
descendieron hasta 6 km por las barrancas Tenenepanco, La Espinera y
Tepeteloncocone (figura 1.7.3). Cuatro horas después, el agua que se desheló desde el
glaciar, debido al calor que fue transferido por el paso de los flujos piroclasticos, saturó
los materiales que acababan de depositarse (principalmente pómez) y desencadenaron
un lahar que se detuvo a escasos 2 km de la población de Santiago Xalitzintla (Capra et
23
CAPÍTULO I
al., 2004). Éste tuvo un recorrido de 14,7 km a través de las barrancas Tenenepanco y
Huiloac.
Figura 1.7.3 Flujo piroclástico emitido el día 22 de enero de 2001, que fluyó sobre la superficie del
glaciar, generó su deshielo parcial y dio lugar a un lahar que se canalizó por las barrancas Tenenepanco y
Huiloac a lo largo de 14,7 km de recorrido (fotografía tomada por CENAPRED).
El año 2002 se inició con erupciones menos violentas que las descritas anteriormente.
Sin embargo, entre los meses de noviembre y diciembre de este año, se emitieron
columnas de hasta 6 km de altura (Franco, 2005). Así mismo, durante el curso del año
2002, tuvieron lugar dos lahares que fluyeron desde los 4200 m hasta 2700 m de altitud
aproximadamente (según observaciones realizadas en campo). A pesar de que son
eventos importantes, no existe un registro sobre el día en que ocurrieron, ni tampoco de
las causas que los desencadenaron.
A partir del año 2002, la actividad del volcán ha ido disminuyendo considerablemente
de manera progresiva hasta el año 2007 (Andrés et al., en prensa). El registro de la
actividad eruptiva en el volcán Popocatépetl, hasta la fecha, no recopila la información
relacionada con la formación de lahares, con excepción de los ocurridos entre los años
3195 a.C. y el 1095 d.C. (Siebe et al., 1996) y los del último periodo eruptivo (19942007). Sin embargo, la ausencia de información no implica que estos flujos no hayan
tenido lugar durante el periodo comprendido entre los siglos XIV y principios del siglo
XX. De la actividad registrada para el último periodo eruptivo se pueden deducir los
hechos siguientes:
24
CAPÍTULO I
1) La intensidad eruptiva en el volcán se relaciona con la formación de domos en el
interior del cráter (Franco, 2005;Tanarro et al., 2005).
2) Cuando el agua se libera en las zonas glaciares y nivales, el flujo se canaliza por
las barrancas Tenenepanco y Huiloac y transporta material no consolidado
existente en la cabecera de la barranca o recientemente emitido. Para esto
último, es necesario que tenga lugar un flujo piroclástico que se canalice por la
cabecera de Tenenepanco.
3) La intensidad de las erupciones no es un factor decisivo para la generación de un
lahar.
Del último hecho, surge una discusión acerca de cuáles son los factores relacionados
con la actividad eruptiva, capaces de favorecer el deshielo en las masas de hielo y nieve.
Uno es el sentido hacia donde los materiales son esparcidos en el volcán, como
resultado del efecto del viento sobre la columna eruptiva. Para ello, es importante
conocer la tendencia general de la dirección del viento. Sin embargo, no existe un
registro de este dato en el volcán. Otro es el grosor de la capa de piroclastos que caen
sobre el glaciar, ya que si éste es pequeño, no transfiere calor suficiente para generar el
deshielo, y cuando es muy grande, los materiales generan un efecto de aislamiento que
inhibe la fusión (Palacios et al., 1998). Para analizar este factor tampoco existe un
registro de datos, muy probablemente debido a la complejidad de su medición.
Como conclusión, se puede decir que la transmisión de calor por parte de los materiales
de caída desde una columna eruptiva o por el paso de flujos piroclastos, ha favorecido el
deshielo nival y glaciar, al menos durante el periodo eruptivo que se inició en 1994. Sin
embargo, la relación entre una erupción volcánica y la generación de un lahar no se
conoce con exactitud, pues existen diversos factores sobre los que sería necesario
recopilar información.
25
CAPÍTULO I
1.8 Clima, dinámica atmosférica y génesis lahárica
El clima y la dinámica atmosférica del Popocatépetl están influidos por los factores
geográficos y topográficos siguientes:
1) La latitud. El Popocatépetl se sitúa dentro de la Zona Intertropical (a los 19º de
latitud N), lo cual implica que el volcán recibe una radiación solar muy regular
durante todo el año; por ello su régimen térmico anual presenta una pequeña
oscilación.
2) La posición con respecto a la Zona de Convergencia Intertropical. El volcán se
localiza dentro de los límites latitudinales de la Zona de Convergencia
Intertropical (ZCI), el cual presenta oscilaciones anuales que repercuten en la
dinámica atmosférica; como consecuencia de ello, se presentan en la porción
central de México, veranos lluviosos, con predomino de vientos del E, e
inviernos secos, con vientos del O (García Romero, 1998).
3) La continentalidad. El Popocatépetl se encuentra aproximadamente a 300 km de
las costas de los océanos Atlántico y Pacífico, hecho que favorece un aumento
por encima de lo normal de la oscilación diaria de la temperatura, debido a la
ausencia del efecto regulador térmico que ejercen las grandes masas de agua.
4) La localización sobre la Altiplanicie Central de México. La región central de
México, sobre la que se levanta el edificio volcánico, presenta una elevación
media de unos 2500 m, lo cual determina unas temperaturas inferiores a lo que
le correspondería conforme a la latitud. Así, si comparamos la temperatura
media anual en dos estaciones localizadas a la misma latitud (19º 20’ N), una
sobre el altiplano (estación de El Salitre, Distrito Federal, situada a 2450 m de
altitud) y otra al nivel del mar (estación en la ciudad de Veracruz, Estado de
Veracruz; situada a los 16 m de altitud) se puede apreciar una diferencia térmica
de 11,1 ºC, ya que en la primera estación se registraron 14,2 ºC y en la segunda,
25,3 ºC.
26
CAPÍTULO I
5) La altitud. El edificio volcánico del Popocatépetl se eleva más de 2500 m con
respecto a su base en la Altiplanicie Central de México y enlaza con otros de
relieve parecido, como el Iztaccíhuatl, dando lugar a una destacada barrera
orográfica (Sierra Nevada) capaz de afectar al avance de las masas de aire y a
forzar un ascenso de las mismas.
6) La orientación y topografía de las laderas. Las laderas del volcán Popocatépetl
tienen distintas orientaciones, que generan diferentes exposiciones a la radiación
solar capaces de repercutir en variaciones de la temperatura media registrada.
Además existe una densa red de profundas barrancas que reducen la insolación,
modifican el régimen termométrico y generan un complejo mosaico de
topoclimas.
Para analizar el clima y conocer la dinámica atmosférica en el Popocatépetl se buscaron
las estaciones de observación meteorológica más cercanas al volcán, que resultaron ser
cuatro: Huejotzingo, San Andrés, Amecameca y Atlautla. Sin embargo tan sólo la
primera de ellas, ubicada en el contacto de la cuenca de Puebla con el piedemonte del
volcán, cuenta con una serie de al menos 30 años de registro (concretamente 31 años)
válida para realizar un estudio de climatología analítica.
Dado que no es posible caracterizar las temperaturas y precipitaciones de un área
compleja y con fuertes desniveles con los datos de una sola estación meteorológica
(situada además en posición muy marginal), se optó por adaptar los resultados obtenidos
en tres áreas próximas con características similares al ámbito estudiado: el volcán
Iztaccíhuatl, la Sierra de las Cruces y el volcán Nevado de Toluca.
Se apreció así que (como siempre ocurre) las temperaturas están claramente influidas
por la elevación del edificio volcánico y disminuyen conforme aumenta la altitud con un
gradiente medio de algo menos de 1 ºC cada 100 m. Generalmente las medias anuales
son superiores a los 16 ºC por debajo de la cota de los 2300 m, lo cual es corroborado
por la única estación válida próxima al Popocatépetl: en Huejotzingo (tabla 1.8.1) el
valor registrado es de 15,7 ºC. Por encima de los 2300 m, los valores medios anuales de
temperatura van descendiendo hasta situarse en los 14 ºC en la cota de los 2600 m. La
franja que une el piedemonte con las laderas montañosas (3000 m) registra un valor de
27
CAPÍTULO I
aproximadamente 12 ºC, y a los 3500 m, la temperatura media anual se sitúa en torno a
los 8 ºC (García Romero, 1998). El descenso térmico observado en la Sierra de las
Cruces, coincide con los datos registrados en el edificio del Iztaccíhuatl: en la estación
de Hueyatlaco, que se localiza a los 3551 m, se registran temperaturas medias anuales
de 7,7 ºC (Beaman, 1962). Por analogía con el Nevado de Toluca (Almeida-Leñero et
al., 2004), a los 4000 m se han de registrar temperaturas medias anuales próximas a los
5 ºC.
Por encima de los 4000 m de altitud no se tienen datos válidos registrados ni en el área
de estudio ni en su entorno, por lo que es difícil precisar el nivel termométrico medio
que domina en las áreas culminantes del edificio. Sin embargo, si se utiliza el gradiente
medio calculado para la Sierra de las Cruces (una disminución media de algo menos de
1 ºC al ascender 100 m de altura), se puede inferir que a partir de los 4500 m la
temperatura media mensual será de aproximadamente 0 ºC, lo cual coincide con las
observaciones de White (1951) que indican que por encima de los 4300 m, en el
Popocatépetl, la precipitación es en forma de nieve, lo cual requiere temperaturas
negativas.
Tabla 1.8.1 Temperatura media mensual (ºC) y precipitación total (mm) registrada por meses en la
estación de Huejotzingo (2291 m, 19ºN, 98º24’O).
HUEJOTZINGO (2291 msnm)
Temperatura media
Precipitación total
mensual (ºC)
Por meses (mm)
11,9
11,0
Enero
13,3
7,1
Febrero
15,8
6,6
Marzo
17,2
27,1
Abril
18,3
71,9
Mayo
18,2
151,5
Junio
17,2
155,0
Julio
17,2
166,1
Agosto
16,7
158,1
Septiembre
15,8
70,8
Octubre
13,8
19,5
Noviembre
12,4
8,6
Diciembre
MEDIA
15,7
71,1
AÑO
(Total en el año): 853,4
MAXIMA
18,3
166,1
MINIMA
11,9
6,6
OSCILACION
6,4
159,5
28
CAPÍTULO I
Por lo que se refiere a la oscilación térmica anual, es decir, a la diferencia entre la media
mensual del mes más frío y la del más cálido, García Romero (1998) señala que para la
Sierra de las Cruces, ésta se encuentra en torno a los 7 ºC en la franja comprendida entre
la cuenca y el piedemonte volcánico. En una franja análoga se localiza la estación de
Huejotzingo (tabla 1.8.1), la cual registra una oscilación de 6,4 ºC, lo que coincide con
los datos publicados en el estudio citado (figura 1.8.1).
20
Temperatura (ºC)
18
16
14
12
10
8
6
4
2
io
ag
os
to
se
pti
em
bre
oc
tu b
re
no
vie
mb
re
dic
iem
bre
jul
jun
io
ab
ril
ma
yo
feb
re
ro
ma
rzo
en
ero
0
Meses
Figura 1.8.1 Gráfica de temperatura media mensual (ºC) según un registro de 31 años, para la estación de
Huejotzingo (2291 m, 19ºN, 98º24’O).
La oscilación de las temperaturas se suaviza a medida que aumenta la altitud debido al
incremento de la nubosidad, como se ha observado en la Sierra de las Cruces (García
Romero, 1998). Igualmente se aprecia en el Iztaccíhuatl, donde a los 3551 m es de 3 ºC
(Summer, 1962). A través de observaciones realizadas en campo durante varios años, se
aprecia que en el Popocatépetl la nubosidad también aumenta con la altitud; por tanto se
puede inferir que en él, la oscilación media anual de la temperatura debe reducirse de
igual manera que en los sitios mencionados.
En el centro de México, y concretamente en la Sierra de las Cruces, el mes más frío
suele ser enero y el más cálido mayo (García Romero, 1998). Lo mismo se observa en la
29
CAPÍTULO I
estación de Huejotzingo (tabla 1.8.1) y puede ser generalizado al conjunto del área de
estudio.
Al igual que las temperaturas, el volumen de las precipitaciones también está
condicionado por el relieve del volcán. Por este motivo, el aire, al verse forzado a
ascender, condensa y precipita su humedad. De tal forma que por debajo de los 2400 m
se registra un total de 800 mm anuales, según datos obtenidos en la Sierra de las Cruces
(García Romero, 1998), lo cual coincide con la estación de Huejotzingo (tabla 1.8.1),
donde se reciben 853 mm anuales. A los 2700 m, se observa un total de precipitación de
1.000 mm anuales; a los 3000 m, se alcanzan los 1.200 mm anuales; y a los 3200 m, los
1.300 mm anuales. En el volcán Iztaccíhuatl, a los 3551 m se registraron 1.368 mm
anuales (Summer, 1962), los cuales pueden extrapolarse para el Popocatépetl. Sin
embargo, en el Nevado de Toluca, a los 4000 m, la precipitación media anual es de
1.240 mm anuales (Almeida-Leñero et al., 2004), lo que viene a indicar que el
incremento de la pluviosidad conforme aumenta la altura no es ilimitado en los grandes
relieves volcánicos del centro de México, sino que a partir de un cierto nivel altitudinal
el volumen de precipitación anual recibida cesa de crecer e incluso se reduce (Lauer y
Stiehl, 1973).
García Romero (1998) establece que en la cota de los 3300 m se llega al umbral en el
que deja de aumentar la precipitación, lo cual se basa en un cambio en la vegetación
natural, ya que en esta altitud se inicia el piso forestal del Pinus hartwegii que requiere
menos humedad; en el Popocatépetl el límite inferior del área de esta especie de pino se
sitúa a los 3400 m, según Summer (1962). Por tanto, la tendencia general en la
variación de las precipitaciones en el Popocatépetl en función de la altitud, se puede
establecer como en un incremento de las mismas, partiendo de 800 mm anuales, hasta
aproximadamente los 3400 m, donde se alcanzarían los 1.350 mm anuales; a partir de
esta cota se produce una estabilización o una reducción ligera de la pluviosidad media
anual.
La distribución de las precipitaciones a lo largo del año manifiesta un fuerte contraste
entre los meses lluviosos de verano (de mayo a octubre) y los secos de invierno (de
noviembre a abril) (figura 1.8.2). Es de destacar el hecho de que, al final de la estación
seca, en el mes de abril, las precipitaciones registradas en la franja de contacto entre la
30
CAPÍTULO I
cuenca y el piedemonte varían en la Sierra de las Cruces entre los 25 y los 50 mm y en
Huejotzingo son de 27,1 mm (tabla 1.8.1); por el contrario, el volumen de éstas se
duplica o triplica a partir de mayo, lo que igualmente se aprecia en la citada estación de
Huejotzingo, con 71,9 mm en este mes (tabla 1.8.1). De junio a septiembre se recibe
aproximadamente el 70% del volumen total anual de las precipitaciones, lo cual está
condicionado por la posición de la Zona de Convergencia Intertropical, que favorece la
entrada de los vientos húmedos e inestables del NE. Frente a ello, en septiembre y
octubre, la circulación atmosférica se caracteriza por la entrada de ciclones procedentes
de las costas atlántica y pacífica, y se producen tormentas en la Cuenca de México y sus
alrededores, incluido el Popocatépetl. Éstas, a pesar de que son intensas, significan una
reducción notable de la precipitación registrada en comparación con meses anteriores:
en Huejotzingo se pasa de 166,1 mm en agosto a 70,8 mm en octubre (tabla 1.8.1). En
noviembre la pluviosidad desciende bruscamente y se registra una media mensual
inferior a 10 mm en el piedemonte de la Sierra de las Cruces (García Romero, 1998) y
de 19,5 mm en Huejotzingo (tabla 1.8.1), donde se encuentran los valores mínimos de
precipitación media mensual en los meses que van de diciembre a marzo.
200
Precipitación (mm)
180
160
140
120
100
80
60
40
20
io
ag
os
to
se
pti
em
bre
oc
tu b
re
no
vie
mb
re
dic
iem
bre
jul
jun
io
ab
ril
ma
yo
en
ero
feb
re
ro
ma
rzo
0
Meses
Figura 1.8.2 Gráfica de la precipitación media mensual (mm) obtenida a partir de un registro de 31 años,
para la estación de Huejotzingo (2291 m, 19ºN, 98º24’O).
31
CAPÍTULO I
De acuerdo con los estudios de White (1951) y Almeida-Leñero et al. (2004), en el
volcán Popocatépetl las precipitaciones son en forma de lluvia hasta aproximadamente
los 4300 m, superada esta altitud, se presentan en forma de nieve o granizo.
A partir de los datos expuestos hasta el momento, y de acuerdo con la clasificación de
Köppen aplicada por Almeida-Leñero et al. (2004), se registran en el edificio volcánico
los tres tipo de clima siguientes:
1) Clima Muy Frío Subhúmedo [E (F) H (w2)], en la parte culminante (entre los
5450 y 5000 msnm).
2) Clima Frío Subhúmedo de alta montaña [E (T) HC (w2)], entre los 5450 (sólo en
algunos sectores) y los 4000 m de altitud.
3) Clima Semifrío Subhúmedo [Cb’(w2)], en las laderas por debajo de los 4000 m.
Dado que, en el Popocatépetl, los lahares no son siempre resultado de la actividad
eruptiva (ver apartado 1.7) y pueden ser ocasionados por lluvias intensas, el régimen
pluviométrico dominante en el volcán tiene gran importancia de cara a la interpretación
de la génesis de algunos de ellos. En el área de estudio éstos difieren de los ligados
directamente al volcanismo en los siguientes aspectos:
1. El lugar de inicio. Un lahar originado por lluvias se inicia por debajo de los
4300 m, ya que en torno a esta altura se encuentra el límite altitudinal de las
precipitaciones pluviales (White, 1951). Por el contrario, un lahar generado por
la actividad eruptiva se suele iniciar en la cabecera de la barranca Tenenepanco,
situada sobre los 5000 m. Los lahares que se producen por intensas
precipitaciones pluviales, no tienen una cuenca de captación bien definida, ya
que el agua fluye por las laderas del volcán y se canaliza hacia la barranca desde
distintos puntos, mientras que el agua que procede del efecto de la actividad
eruptiva se concentra en un solo sector, ya que se genera por el deshielo del
glaciar y fluye directamente hacia la cabecera de la barranca.
2. La proporción de agua y sedimento que portan a lo largo de su recorrido.
Según la información recopilada en entrevistas realizadas a los habitantes de
Santiago Xalitzintla, se supo que los lahares ocasionados por fuertes lluvias
32
CAPÍTULO I
tienden a ser flujos de agua que arrastran poca cantidad de material sólido, en
contraste con los que se producen a consecuencia de la actividad eruptiva.
Para analizar en el volcán Popocatépetl la relación entre las precipitaciones y los
lahares, no existen los datos suficientes en las cuatro estaciones cercanas al volcán
(Huejotzingo, San Andrés, Amecameca y Atlautla), ya que en ellas se obtiene solamente
la precipitación cada 24 horas y no hay registros para intervalos más cortos (de horas o
minutos). A pesar de este hecho y en un intento de aprovechar los datos de la estación
de Huejotzingo (única con un período de observación superior a 30 años), se realizó con
éstos, una evaluación del volumen de precipitación diaria capaz de desencadenar un
lahar que alcance a la población de Santiago Xalitzintla y se calculó su periodo de
recurrencia.
Para ello, en un primer paso, se realizaron distintas entrevistas con habitantes del
poblado mencionado, los cuales recuerdan que con las lluvias intensas se generan
lahares. Sin embargo, sólo tienen memorizada la fecha de septiembre de 1993 como la
última en que se desencadenó un flujo producido a consecuencia de este fenómeno
meteorológico.
En segundo lugar, se observó el valor de precipitación más elevado para el mes de
septiembre de 1993 en la estación meteorológica más cercana a Santiago Xalitzintla y
con disponibilidad de datos para esa fecha. Ésta es la estación de San Andrés, donde se
registró el valor más alto de precipitación en 24 horas el día 21 de septiembre de 1993,
lo cual coincide con el valor de precipitación diaria más alto de todo ese año; dicho
valor fue de 72 mm.
Posteriormente, se extrajeron de cada año, para la estación de Huejotzingo, los datos de
precipitación máxima registrados en 24 horas (tabla 1.8.2). Entre ellos se buscó un valor
que podría desencadenar un lahar; se tuvo en cuenta que la estación se encuentra a 2291
m, casi 300 m más baja que la estación de San Andrés (2479 m) y que, según lo
expuesto anteriormente, conforme aumenta la altitud se incrementa la precipitación
(hasta los 3300 m). Por tanto, la estación de Huejotzingo debe registrar un volumen de
lluvia inferior al de San Andrés, motivo por el cual se seleccionó el valor de 60 mm en
33
CAPÍTULO I
24 horas como nivel límite de intensidad pluviométrica necesario para la génesis de un
lahar capaz de alcanzar la población de Santiago Xalitzintla.
Tabla 1.8.2 Precipitación máxima en 24 horas para la estación de Huejotzingo (2291 m, 19ºN, 98º24’O).
Año
1946 1947 1948 1949 1950 1954 1955 1956 1957 1958 1959 1960 1961 1962 1964 1965
mm
28,2
Año
1966 1967 1968 1970 1971 1972 1973 1974 1976 1977 1979 1980 1984 1985 1986
mm
79
57,7
50
41
34
34,2
50
32
32,5
65
44
40
57
50
61
60
40
57
50
55
85
45
59
65
78
59
39
65
55,5
44
Se tuvo en cuenta la tabla 1.8.2 para el calculó el intervalo de retorno. En ésta se
observa un total de 8 años donde las precipitaciones máximas diarias son iguales o
superiores a 60 mm (1954, 1957, 1961, 1964, 1966, 1974, 1979 y 1984). Por lo tanto, su
período de retorno es de cuatro años, según la aplicación de la fórmula propuesta por
Selby (1985):
Periodo _ de _ retorno =
n º _ de _ años _ de _ registro + 1
32
=
=4
n º _ de _ mediciones _ individuales 8
1.9. Cubierta vegetal y su relación con los flujos laháricos
La vegetación del Popocatépetl está condicionada, en primer lugar, por los factores
climáticos (latitud, altitud y continentalidad), lo cual da lugar a una zonación altitudinal
de la misma conforme a las pautas propias de las montañas tropicales (Almeida et al.,
1994; Almeida-Leñero et al., 2004). Por ello, el escalonamiento altitudinal de la
vegetación en el Popocatépetl parece, en un principio, similar al que se ha encontrado en
otras montañas de México o de Guatemala (Velásquez e Islebe, 1995).
Sin embargo, la vegetación del Popocatépetl no sólo está condicionada por factores
topoclimáticos, sino también por el efecto de la actividad volcánica y de sus productos,
como son las cenizas de flujo o de caída, los gases y las lavas, que alteran las
condiciones ecológicas de sus laderas (Beaman, 1962; Giménez de Azcárate y
Escamilla, 1999). Esto hace que la distribución altitudinal de la vegetación en el volcán
no sea del todo acorde con la de las montañas tropicales carentes de actividad volcánica
34
CAPÍTULO I
actual, como es el caso de los volcanes Iztaccíhuatl y Nevado de Toluca (apagados o
inactivos) (Beaman, 1962).
Por otra parte, los límites altitudinales para las distintas franjas de vegetación en el
Popocatépetl son ligeramente diferentes según las vertientes. Este hecho se relaciona,
sobre todo, con la desigual distribución de la nieve entre la ladera N y S del volcán, en
segundo lugar, con la distinta acumulación de la ceniza volcánica en las laderas y en
tercer lugar, con la presión ejercida por el ser humano sobre el bosque (Velásquez e
Islabe, 1995; Giménez de Azcárate y Escamilla, 1999).
El límite de la vegetación arbórea en el Popocatépetl se sitúa, en términos generales, en
los 3900 m (Beaman, 1962), aunque al O se encuentra a los 3850 m, debido a la gran
cantidad de depósitos compuestos por ceniza volcánica que inhiben el crecimiento de
las especies forestales.
Así, teniendo en cuenta la distribución de las comunidades potenciales que
corresponden a cada franja altitudinal y que éstas pueden estar modificadas
puntualmente por la acción antrópica, los pisos de vegetación que se encuentran son los
siguientes (figura 1.9.1):
PISO PEDEMONTANO. Éste se encuentra por debajo de los 2500 m, se compone de
bosques de encinos que ocupan gran parte del piedemonte del volcán en su contacto con
la Cuenca de Puebla. Esta franja recibe una escasa precipitación, del orden de 900 mm
anuales y las temperaturas medias anuales están por encima de los 15 ºC. Las
condiciones hídricas no permiten el desarrollo del bosque de coníferas o del bosque
mixto, ya que éstos requieren de mayor humedad. El piso pedemontano es el que más
sufre la presión social, por lo cual, el bosque está ampliamente aclarado debido a la tala
para leña o a la necesidad de abrir espacios de cultivo. Las especies que predominan son
el encino (Quercus crassipes, Q. castanea, Q. laeta y Q. centralis), acompañados por
madroño (Arbutus spp.), el pirul (Schinus molle) y el garambuyo (Arctostaphylos
arguta) (García Romero, 1998).
EL PISO DE TRANSICIÓN. Situado entre los 2500 m y los 3200 m, se distribuye en
una franja que conecta el piedemonte del volcán con las zonas de montaña, en la cual la
35
CAPÍTULO I
temperatura media anual se encuentra entre 11 y 15 ºC y la precipitación anual es de
900-1.300 mm. Debido al aumento de la pluviosidad con respecto al piso anterior, se
pueden encontrar distintos tipos de pináceas que conviven con los encinos, éstos son:
Abies religiosa, Pinus montezumae, P. leioplylla y P. pseudostrobus. Entre los encinos
destacan el Quercus crassipes, Q. rugosa, Q. laurina y Q. mexicana; además de
frondosas como el cuauchichie (Garrya laurifolia) y el aile (Alnus spp) (García
Romero, 1998).
Figura 1.9.1 Pisos de vegetación en la ladera septentrional del volcán Popocatépetl.
PISO MONTANO. Se encuentra entre los 3200 m y los 3400 m. En esta franja el
ambiente climático cambia notablemente respecto al piso de transición; las condiciones
térmicas son en torno a los 10 ºC de media anual y se combinan con una pluviosidad
36
CAPÍTULO I
anual superior a los 1.300 mm. En este sector, las heladas son fenómenos frecuentes
durante los meses de invierno. Predomina el bosque de oyamel (Abies religiosa), el cual
puede encontrarse mezclado con pinos, sobre todo en la parte superior del piso (Pinus
hartwegii, P. montezumae, P. leiophylla y P. pseudostrobus). Los encinos, madroños y
cuauchichies sólo aparecen de manera marginal. Éste se caracteriza por estar menos
afectado por la presión antrópica que los dos anteriormente mencionados, por ello, el
bosque es más denso, aunque puntualmente puede estar afectado por la tala y los
incendios (García Romero, 1998).
PISO CACUMINAL. Éste se distribuye entre los 3400 m y los 3900 m. Comprende la
franja de montaña donde la pluviosidad se reduce con respecto al piso anterior; los
valores de precipitación anual son inferiores a los 1.300 mm, los valores de temperatura
media anual son inferiores a los 10 ºC y se presentan las heladas casi a diario. En esta
franja el oyamel desaparece y da paso al bosque monoespecífico de Pinus hartwegii. La
presión humana en este sector es bastante baja y por este motivo, está bien conservado,
aunque de forma natural la cubierta vegetal no es muy densa. En el límite superior del
piso se encuentran los zacatonales (Beaman, 1962; García Romero, 1998; Velásquez e
Islebe, 1995) y de forma puntual en algunos enclaves rocosos, el enebro rastrero
(Juniperus monticola) (Jiménez de Azcárate y Escamilla, 1999).
PISO DEL ZACATONAL. Se localiza entre los 3900 m y los 4400 m. Corresponde a
un ambiente de alta montaña, donde se registran temperaturas medias anuales por
debajo de los 0 ºC (aunque en su parte más baja pueden llegar a ser cercanas a los 5 ºC),
y en la mayoría de los días se registran heladas. Las precipitaciones se producen en
forma de nieve. En este piso la vegetación forestal da paso al zacatonal, formación de
gramíneas altas y amacolladas, que también se conoce con el nombre de vegetación
tropo-alpina o pastizal alpino y que está constituida principalmente por las siguientes
especies: Muhlenbergia macroura, M. quadridentata, Festuca tolucensis, F. amplissima
y Calamagrostis tolucensis (Almeida et al., 1994; Almeida-Leñero et al., 2004)
PISO NIVAL. Situado por encima de los 4400 m, comprende la parte culminante del
edificio volcánico del Popocatépetl. Las condiciones climáticas son extremas, las
temperaturas medias anuales se encuentran por debajo de 0 ºC, los vientos tienden a ser
intensos y existen constantes heladas. Las precipitaciones son en forma de nieve. Por las
37
CAPÍTULO I
condiciones ambientales que caracterizan a este piso está inhibido el crecimiento de la
vegetación.
A parte de los pisos de vegetación que se presentan, la existencia de las barrancas
profundas que diseccionan al volcán, condiciona la distribución altitudinal de la
vegetación en su interior. Así, las barrancas Tenenepanco y Huiloac están encajadas
sobre la ladera nororiental del volcán hasta casi 40 m de profundidad, por lo que en su
interior se recibe una radiación solar notablemente inferior. Este hecho da lugar a que
las temperaturas que se alcanzan dentro ellas, ya sea por inversión térmica o por menor
radiación, sean inferiores a las que se registran en las laderas del volcán en la misma
altitud. Por otro lado, el interior de las barrancas está mejor protegido del viento. A
consecuencia de ello, en los casos en los que existe vegetación arbórea, los pisos de
vegetación presentan sus límites altitudinales unos metros por encima de los señalados
anteriormente (García Romero y Muñoz Jiménez, 2002). Por otro lado, el piso montano
caracterizado por el dominio del oyamel (Abies religiosa) registra en el entorno de la
barranca de Huiloac una presencia anómalamente alta de aile (Alnus firmifolia).
Cabe mencionar que la vegetación existente en las barrancas Tenenepanco y Huiloac,
no supone un obstáculo para el desplazamiento de los lahares que bajan por ellas, como
lo ponen en evidencia los flujos generados en 1997 y 2001.
El lahar de 1997 fue un evento más erosivo. Ejerció un intenso proceso de zapa en la
base de las paredes del lecho de inundación, o de una sola de ellas allí donde la barranca
describía una curva, lo cual ocasionó el deslizamiento de la ladera y de la vegetación
existente sobre ella en los casos en que las raíces no lograron su soporte. Algunas de
estas laderas todavía no se han podido fitoestabilizar en la actualidad (García Romero y
Muñoz Jiménez, 2002).
Otras de las muestras de la afección del lahar de 1997 en la vegetación, observadas por
García Romero y Muñoz Jiménez (2002), son el arrastre de la vegetación arbustiva y
herbácea y el descalzamiento de las raíces de algunos árboles, que provocó su caída al
canal. Los restos vegetales también fueron incorporados, en algunos casos, al flujo
lahárico, lo cual se apreció con claridad en el tramo de barranca que se localiza por
38
CAPÍTULO I
encima de los 2800-2900 m. Además, este lahar de 1997 depositó una capa de
sedimento que sepultó la vegetación herbácea previa.
El lahar de 2001 destruyó nuevamente la incipiente vegetación herbácea y arbustiva que
comenzó a crecer en la barranca desde 1997, salvo en algunas áreas externas, ya que la
anchura del flujo fue algo menor. El impacto de éste sobre la vegetación fue también
menos violento y se limitó a golpear a la que encontró a su paso. Como consecuencia de
esto, no se produjo una zapa suficientemente importante para generar deslizamientos en
las laderas. El mayor daño que provocó este lahar, lo recibieron los árboles situados en
la barranca y consistió en el recubrimiento del tronco en su parte baja. La marca dejada
por éste, indica el límite superior de la inundación producida en el canal (García
Romero y Muñoz Jiménez, 2002).
Actualmente existen grupos de plantas herbáceas pioneras que están tratando de
recolonizar la superficie creada por la acumulación del material lahárico, a pesar de que
se vio parcialmente afectada por los flujos que bajaron la barranca en el 2002 (Muñoz
Jiménez et al., 2005). Las plantas pioneras pertenecen principalmente a tres familias: las
compuestas, las escrofulariáceas y las saxifragáceas, las cuales se han identificado tanto
en los depósitos del lahar de 1997, como del lahar de 2001. Sin embargo, dado que la
composición de ambos es diferente, se han encontrado especies de plantas que sólo se
localizan en uno u otro depósito (Muñoz Jiménez et al., 2005). Algunas de las especies
características de los sectores donde afloran los depósitos de 1997 son Deschampsia
pringlei, Gnaphalium liebmannii, Gnaphalium oxiphillum, Senecio barbajoannis y
Sibthorpia repens. Por su parte, las plantas características de los lugares donde se
conserva el depósito de 2001 son Eupatorium glabratum, Senecio roseus, Eupatorium
glabratum, Bidens triplenervia, Dugesia mexicana, Trisetum irazuense, Vulpia myuros
y Muhlenbergia ramulosa.
Por lo tanto, los lahares en el Popocatépetl afectaron claramente a la vegetación de las
barrancas Tenenepanco y Huiloac, como se ha observado en otros volcanes como el
Mount St Helens tras la erupción de 1985. Se ha comprobado así, que la recolonización
vegetal se inicia con el asentamiento de plantas herbáceas pioneras que preparan el
suelo para otras arbustivas. Al cabo del tiempo, si existe un intervalo suficiente sin
39
CAPÍTULO I
actividad laharica, la vegetación arbórea puede penetrar y colonizar los depósitos
formados por el lahar (Muñoz Jiménez et al., 2005).
1.10 Geomorfología de la vertiente nororiental del Popocatépetl
El mapa geomorfológico se elaboró a partir de la información existente (Franco, 2005;
Espinasa-Pereña y Martin-Del Pozo, 2006) y con base en las observaciones realizadas
durante el trabajo de campo. Las formas de relieve se clasificaron por su génesis y
morfología en (figura 1.10.1):
I Formas volcánicas recientes. Estas formas son el resultado de procesos endógenos de
tipo volcánico, ocurridas en el Holoceno y se relacionan con la fase constructiva del
edificio actual (ver apartado 1.5); éstas son:
1.1 Conos adventicios. Tienen una edad estimada de 9.000 años (Espinasa-Pereña y
Martin-Del Pozo, 2006) y son el producto del volcanismo asociado a una debilidad
cortical de la estructura del volcán, la cual corresponde a una falla con una dirección
SO-NE, localizada a siete kilómetros del cráter del Popocatépetl en su ladera
nororiental. Los conos se encuentran perfectamente alineados sobre la fractura y están
compuestos por material piroclástico. Los cuatro primeros, más cercanos a la parte
culminante del volcán, presentan un cráter, mientras que los restantes carecen de éste.
Los conos tienen una altura de 50 m y un diámetro de 200 m, la pendiente de sus laderas
es de unos 30º y la mayoría presenta derrames de lava (Espinasa-Pereña y Martin-Del
Pozo, 2006).
1.2 El cono del Popocatépetl. Inició su formación hace 3.800 años (Robin y Boudal,
1987), es un estratovolcán de aproximadamente 20 km2 de superficie, compuesto por
numerosos flujos de lava que alternan con materiales piroclásticos, como son cenizas de
caída y pómez. Sus laderas han recibido un frecuente aporte de material piroclástico,
que no está consolidado y que presenta una gran inestabilidad. Durante el trabajo de
campo se observó, que estas laderas se encuentran afectadas, a lo largo del presente
periodo eruptivo, por pequeños cráteres de impacto (del orden de centímetros a metros
de diámetro) debido a la caída de bombas volcánicas sobre la superficie cubierta por
cenizas (figura 1.10.2).
40
2110000
41
2.1
2.3
2.4
2.5.d
2.2
1.2
4c
2.4
2.5.d
2.1
1.2
1.2
1.3.a
2.5.e
1.3.a
1.3.a
1.1
1.3.a
1.3.a
1.3.a
1.3.a
545000
1.3.a
1.1
1.3.b
3.1
1.1
II - Formas volcánicas antiguas:
2.1 Restos Caldera Tlamacas
2.2 Domo Tlamacas
2.3 Restos del edificio El Fraile
2.4 Otros edificios volcánicos
I - Formas volcánicas recientes:
1.1 Conos adventicios
1.2 Cono volcánico del Popocatépetl
1.3 Coladas de lava recientes:
a. Asociadas a los conos adventicios
b. Asociadas a eventos recientes del Popocatépetl
540000
4.1
1.3.a 1.3.a
2.5.d
545000
Figura 1.10.1 Mapa geomorfológico de la ladera nororiental del volcán Popocatépetl.
2105000
3.1
1.3.a
1.3.b
550000
1.3.b
1.3.b
0
IV - Formas exógenas
4.1 Formas glaciares y periglaciares (en el mapa se señala
la superficie erosiva y acumulativa del glaciar en 1999)
4.2 Formas fluvioglaciares (en el mapa se señala sólo las
barrancas Tenenepanco y Huiloac con el símbolo siguiente:
3.1
1.3.b
3.1
III - Formas asociadas al piedemonte volcanoclástico
3.1 Rampas acumulativas volcanoclásticas
2.5 Coladas de lava antiguas:
c. Asociadas al volcán Iztaccíhuatl
d. Asociadas a los edificios de lava
e. Asociadas a la Caldera Tlamacas
3.1
3.1
2.5.c
550000
N
2110000
2 Kilómetros
2105000
540000
CAPÍTULO I
CAPÍTULO I
Figura 1.10.2 Cráter de impacto en la ladera N del Popocatépetl a los 4400 m de altitud. La línea en color
amarillo marca el límite exterior del cráter (fotografía tomada por Felipe García, 2006).
El edificio presenta una morfología truncada, ya que está interrumpida en la ladera N
por los restos del antiguo edificio de El Fraile. El cono tiene fuertes pendientes,
superiores a los 30º de inclinación, predomina una geometría de laderas regulares sobre
las cuales no existe un patrón de drenaje bien desarrollado, con excepción de la ladera
nororiental. La cima tiene un cráter ovalado con un eje mayor de 600 m y una dirección
E-O, el eje menor tiene una dirección N-S y una longitud de 400 m. El punto
culminante es conocido como Labio Mayor y tiene una altitud de 5452 m, mientras que
el punto más bajo se llama Labio Menor y tiene 5197 m. Hacia el interior, las paredes
son casi verticales y presentan una profundidad que varía entre 460 y 230 m (figura
1.10.3). El cráter es la zona más dinámica en términos vulcanológicos y
geomorfológicos y en su interior, a lo largo de los periodos eruptivos que ha presentado
el volcán, se han desarrollado procesos de construcción y destrucción de domos que han
cambiado su morfología con gran frecuencia, como se ha observado a lo largo del
último periodo iniciado en 1994 (Tanarro et al., 2005; Andrés et al., en prensa).
1.3
Coladas de lava. Todas ellas tienen una edad inferior a 10.000 años (Espinasa-
Pereña y Martin-Del Pozo, 2006). Son derrames que se distribuyen alrededor del
edificio del Popocatépetl y de los conos adventicios anteriormente descritos. Las
coladas forman superficies onduladas con laderas inclinadas, y en algunos casos, se
observa una delgada capa de material piroclástico que las recubre. Los derrames son de
42
CAPÍTULO I
andesitas y dacitas, los cuales llegan a tener una extensión superior a 5 km de largo y en
ellos, se pueden distinguir leveés y frentes de hasta 100 m de espesor (Franco, 2005).
Figura 1.10.3 Cráter del volcán Popocatépetl, donde se identifica su punto culminante, llamado Labio
Mayor (5452 msnm) y su punto más bajo, llamado Labio Menor (5197 msnm) (Fotografía tomada por
CENAPRED).
II Formas volcánicas antiguas. Su génesis es similar a las formas volcánicas recientes,
sin embargo, se encuentran modeladas por procesos superficiales de tipo fluvial,
periglaciar, glaciar y gravitacional. Todas ellas tienen edades previas al Holoceno.
2.1
Restos de la Caldera Nexpayantla. La caldera se formó hace 50.000 años a
consecuencia de una erupción de tipo Bezymianny que destruyó el edificio Nexpayantla
(Robin y Boudal, 1987). Sus restos se localizan en el sector N del volcán, presentan una
forma de arco abierto hacia el S, tienen aproximadamente 2,5 km de longitud y están
compuestos por lavas y materiales piroclásticos. Las laderas interiores y exteriores se
encuentran modeladas por procesos fluviales. También es posible, debido a la altitud a
la que se encuentran (>3400 m), que hayan sido afectadas por procesos glaciares y
periglaciares durante gran parte del Pleistoceno. Las laderas exteriores de la antigua
caldera tienen un inclinación de 30º aproximadamente, y hacia el interior, de 40º.
43
CAPÍTULO I
2.1.1 Domo Tlamacas. La parte culminante de los restos de la Caldera Nexpayantla está
compuesta por un domo que presenta un escarpe de falla hacia el S, su edad es superior
a 50.000 años y se considera un remanente del antiguo edificio Nexpayantla que marca
el límite N de la caldera (Espinasa-Pereña y Martin-Del Pozo, 2006). Las rocas que
componen este domo son de tipo andesítico a dacítico (Franco, 2005). El domo se
encuentra modelado por procesos fluviales y gravitacionales. En la ladera oriental se
han observado rocas aborregadas, propias del modelado glaciar (Franco, 2005,
Espinasa-Pereña y Martin-Del Pozo, 2006). El edificio tiene una morfología convexa
con una inclinación de sus laderas de aproximadamente 40º.
2.2 Restos del edificio de El Fraile. Los depósitos que componen esta unidad tienen
una edad estimada en 15.000 años (Robin y Boudal, 1987). Se localizan en la ladera
noroccidental del Popocatépetl, tienen una superficie de aproximadamente 3,8 km2, y el
punto más alto, remanente del cráter del antiguo edificio de El Fraile, se encuentra a una
altitud de 5000 m. Tiene una morfología aguda con pendientes superiores a los 40º. Las
laderas se encuentran modeladas por procesos glaciares y periglaciares que se asocian a
los periodos fríos del Pleistoceno.
2.3 Otros edificios volcánicos. Tienen una edad superior a 23.000 años (EspinasaPereña y Martin-Del Pozo, 2006), se localizan en la ladera NE del volcán, presentan una
morfología cónica y se caracterizan por la ausencia de cráter, lo cual se debe a la
composición de las lavas, entre intermedia y ácida, que lo obstruyeron (Franco, 2005).
Los edificios están erosionados por la acción fluvial y glaciar, ya que se encuentran a
una altitud superior a los 3600 m. Sus laderas tienen una inclinación superior a los 20º.
2.4 Coladas de lava antiguas. En este grupo se incluyen las lavas asociadas al antiguo
edificio de El Fraile, el volcán Iztaccíhuatl y a los edificios volcánicos mencionados
anteriormente (unidad 2.3). El complejo de lavas tiene una edad superior a los 14.000
años (Espinasa-Pereña y Martin-Del Pozo, 2006). Corresponden a profusos derrames de
lava cubiertos por gruesas capas de material piroclástico, en algunos casos no se
distingue ya la morfología de su superficie, sin embargo, el patrón de drenaje delimita
los distintos lóbulos. Las coladas de lava forman parte de las laderas de montaña y del
piedemonte del Popocatépetl.
44
CAPÍTULO I
III Formas asociadas al piedemonte volcanoclástico. Su génesis es de origen
complejo, ya que por un lado, derivan de la acumulación de productos volcánicos, como
son los flujos piroclásticos, y por otro, son resultado de la sedimentación de materiales
de acarreo por procesos fluviales o fluvioglaciares. Son, en términos generales, formas
acumulativas del relieve. No obstante, sobre ellas, actúa de forma eficaz la incisión
lineal asociada al efecto de la escorrentía.
3.1 Rampas acumulativas volcanoclásticas. Conforman el piedemonte del volcán, su
edad es difícil de estimar como consecuencia de su génesis compleja. Son el resultado
de procesos acumulativos que han dado lugar a la formación de extensos depósitos de
más de 5 km de largo, compuestos por la alternancia de sedimentos volcánicos, como
son coladas de lava, flujos piroclásticos, lahares y cenizas de caída, así como por
materiales de acarreo, como son los depósitos fluviales y fluvioglaciales.
El piedemonte tiene una inclinación de aproximadamente 12º y se encuentra disectado
por numerosas barrancas que se disponen de manera paralela, las cuales son muy
dinámicas y se ven afectadas por una intensa erosión remontante. Cabe mencionar, que
en el extremo NE, las rampas que provienen del Popocatépetl, son coalescentes con las
del Iztaccíhuatl (figura 1.10.4).
Figura 1.10.4 Localización del poblado de Santiago Xalitzintla sobre la rampa acumulativa
volcanoclástica, que está localizada en el interfluvio de dos barrancas: Alseca y Huiloac.
45
CAPÍTULO I
IV Formas exógenas. Son aquellas derivadas de la geodinámica externa de la
superficie terrestre, que se encarga de modelar las formas existentes, lo cual da como
resultado formas erosivas y acumulativas. En el volcán Popocatépetl predominan las
siguientes:
4.1 Formas glaciares y periglaciares. En este grupo se encuentran las formas de
acumulación y erosión glaciar que afectan al edificio del volcán Popocatépetl. La
actividad glaciar tuvo su máximo desarrollo durante la Pequeña Edad del Hielo (siglo
XIX) (Palacios et al., 1998) (ver apartado 1.6), de tal forma que las lenguas glaciares en
este periodo removieron el material existente y formaron las morrenas localizadas en los
márgenes laterales de las barrancas Tenenepanco, La Espinera y Tepeteloncocone. Estas
morrenas descienden desde 4500 m de altitud hasta las cabeceras de las citadas
barrancas, sobreyacen a coladas de lavas y están cubiertas por cenizas (figura 1.10.4).
en
Mo rr
en
Mo rr
a
Barranca
Tenenepanco
a
Figura 1.10.4 Morrenas localizadas en las cabeceras de las barrancas Tenenepanco, La Espinera y
Tepeteloncocone.
Las formas de erosión glaciar consisten en rocas estriadas y aborregadas, labradas sobre
algunas superficies lávicas. Cabe mencionar, que la actividad periglaciar está presente
por encima de la cota de los 4500 m, aunque no se ha cartografiado debido a que no es
posible su representación en una escala regional (figura 1.10.1). La actividad periglaciar
actúa de dos formas: la primera consiste en la producción de pequeños taludes que se
forman al pie de los frentes de lava o en las laderas con fuertes pendientes, debido a la
46
CAPÍTULO I
acción de la gelifracción; la segunda se debe al congelamiento permanente del suelo a
partir de unos centímetros de profundidad y como consecuencia de ello, se presenta el
desarrollo de un permafrost discontinuo (Palacios et al., 1998).
4.2 Formas fluvio-glaciares. En la Pequeña Edad del Hielo (siglo XIX), el glaciar
poseía diversas lenguas que descendían hasta los 4150 m de altitud (ver apartado 1.6).
La ablación de éstas, a partir del siglo XIX, debido a factores climáticos y volcánicos
(Delgado, 1996; Andrés et al., en prensa), generó una intensa escorrentía que erosionó
el edificio, dando lugar a la formación de las barrancas Tenenepanco, La Espinera y
Tepeteloncocone, que por su génesis pueden considerarse como proglaciares (Palacios,
1996). Éstas confluyen en una de mayor orden llamada Huiloac (figura 1.10.1). Las
condiciones bajo las cuales fueron creadas las barrancas favorecen la rápida evacuación
de los materiales no consolidados de la superficie culminante, así como el agua de
deshielo masivo que se ha generado a consecuencia de los eventos eruptivos en el
volcán y que desencadena lahares.
1.11 Geomorfología de las barrancas Tenenepanco y Huiloac
La morfología de un canal es un factor que influye en el comportamiento de los flujos a
lo largo de su recorrido. En función de la anchura, la profundidad, la pendiente del
canal, la sinuosidad y los materiales que componen el lecho y las paredes (rugosidad),
varía la velocidad del flujo, la capacidad y competencia de carga, así como el tiempo
que tarda en alcanzar un determinado sitio.
En el Popocatépetl, las barrancas Tenenepanco y Huiloac son las que mayor actividad
presentan en términos de procesos laháricos. Por ello es necesario conocer sus
características morfológicas, tanto en su sección transversal del canal, como a lo largo
de su trayectoria.
La geomorfología de las secciones transversales del canal para las barrancas
Tenenepanco y Huiloac presenta las unidades siguientes (figura 1.11.1):
Canal de flujos menores. Corresponde con la incisión más profunda de la barranca,
forma un pequeño canal del orden de centímetros a metros de anchura y profundidad,
47
CAPÍTULO I
por donde se encauzan tanto las aguas del deshielo del glaciar en primavera y verano,
como la escorrentía procedente de las precipitaciones pluviales. Es uno de los sectores
más dinámicos de la barranca y no se observa vegetación sobre él, los materiales se
encuentran totalmente descubiertos. En un mismo sector de la barranca pueden llegar a
encontrarse hasta dos canales de este tipo.
Leveé
Figura 1.11.1 Morfología de una sección transversal en las barrancas Tenenepanco y Huiloac.
Lecho de inundación. Presenta un contorno plano sobre el que se encaja el canal de los
flujos menores, su anchura es del orden de metros a decenas de metros. Esta superficie
es inundada por los lahares y se considera activa, aunque no tanto como el canal de los
48
CAPÍTULO I
flujos menores. En el lecho de inundación puede desarrollarse la vegetación herbácea,
sin embargo la arbustiva y la arbórea están limitadas, debido a la frecuente
sedimentación producida por los flujos laháricos (ver apartado 1.9).
Lecho extraordinario de inundación. Esta superficie se localiza por encima del lecho de
inundación, su anchura es del orden de unas decenas de metros. Su superficie es
irregular, ya que contienen los materiales de antiguos lahares que abandonan en sus
márgenes montículos que se conocen como leveés o arcenes de bloques. La actividad
lahárica es mucho menos frecuente que en el lecho de inundación; por ello, la
vegetación puede aparecer en estadios arbustivos y arbóreos, lo cual indica que es el
sector más estable del fondo de la barranca.
Paredes. Se distinguen dos tipos, las que delimitan el lecho de inundación y las que se
localizan en los extremos del lecho extraordinario de inundación. En las primeras, la
altura máxima no suele superar el metro, mientras que en las segundas pueden alcanzar
las decenas de metros. Por lo general, se componen de materiales heterogéneos como
son los depósitos laháricos, piroclásticos y lávicos. Las paredes constituyen las laderas
de la barranca, las cuales suelen ser verticales o incluso extraplomadas. Éstas son
superficies muy activas que presentan proceso de zapa en la base, lo cual favorece la
remoción de material y los deslizamientos.
Para la descripción de la morfología longitudinal de las barrancas, se consideró el hecho
de que Tenenepanco tiene continuidad en Huiloac; por ello, puede realizarse una
división en tramos, desde la cabecera de la primera hasta la desembocadura de la
segunda, los cuales se determinan con base al cambio de la pendiente general de la
barranca, ya que ésta condiciona la geomorfología transversal del canal como lo expone
el trabajo de Capra et al., (2004). Los tramos son los siguientes:
Tramo alto. Abarca desde los 4600 m hasta los 3400 m, su pendiente general es superior
a los 11º. Se inicia al pie de un frente de lavas que provienen del cráter del Popocatépetl
y tiene una amplia cuenca de captación debido a que se encuentra en el contacto entre el
edificio actual con el de El Fraile. La cabecera de la barranca se localiza unos metros
por debajo del frente del glaciar (figura 1.11.2).
49
CAPÍTULO I
GLACIAR
CUENCA ALTA
Figura 1.11.2 Nacimiento de la barranca Tenenepanco debajo del glaciar el volcán Popocatépetl.
Las dimensiones de las secciones transversales del canal tienen una anchura media de
100 m por 30 m de profundidad. Las paredes de la barranca desde su inicio hasta los
4150 m están constituidas por morrenas laterales (figura 1.11.3). El lecho de inundación
está formado por bloques de más de 20 cm de eje mayor, algunos llegan a ser del orden
de 7 m (figura 1.11.4).
Cerro de Tlamacas
Morrena
Mor
rena
Barranca Tenenepanco
Figura 1.11.3 Las paredes de la barranca Tenenepanco están formadas en la parte inicial de su tramo alto
por morrenas laterales hasta los 4150 msnm. Al fondo de la imagen se observa el Cerro de Tlamacas.
50
CAPÍTULO I
1 metro
Figura 1.11.4 Bloques con un eje mayor superior a 20 cm en el lecho de inundación localizados en el
tramo alto.
A partir de los 3900 m, la barranca se encuentra dentro del área del bosque y sus
paredes están compuestas por depósitos fluvioglaciares, piroclásticos y laháricos. Éstas
tienen entre 10 y 20 m de altura (figura 1.11.5). A los 3600 m existe un escalón
topográfico de 30 m, tras el cual, las secciones transversales se reducen en sus
dimensiones; la anchura es de 1 m a 0,5 m con una profundidad de entre 2 y 5 m. El
tramo alto transcurre entre el piso nival, del zacatonal y cacuminal.
TRAMO ALTO
Figura 1.11.5 Secciones transversales en el tramo alto. Las paredes tienen 20 m de altura.
51
CAPÍTULO I
Tramo medio. Se inicia a los 3400 m y termina a una altitud de 3150 m, la pendiente
general del canal se encuentra entre 11º y 6º. El tramo medio comienza en la zona de
confluencia de la barranca La Espinera con la de Tepeteloncocone. En este sector la
barranca es ligeramente sinuosa (figura 1.11.6), el canal tiene una anchura inferior a 2 m
y una profundidad, desde el fondo hasta el límite superior de las paredes, de 40 m.
La barranca disecta antiguos depósitos piroclásticos, fluvioglaciares y laháricos, que
constituyen paredes casi verticales, las cuales son inestables y en algunos tramos se
observan desprendimientos y deslizamientos (figura 1.11.7). El tramo medio se localiza
entre el piso cacuminal y montano. A consecuencia de la inestabilidad de las laderas y
de que existen numerosos árboles en los márgenes de la barranca, es frecuente la caída
de éstos sobre el lecho de inundación (figura 1.11.8).
Figura 1.11.6 Configuración sinuosa de la barranca en el tramo medio. La línea amarilla marca el cauce.
Tramo bajo. Se inicia desde los 3150 m, hasta la desembocadura de la barranca Huiloac
a los 2600 m, la pendiente general del canal es menor a 6º. La dimensión de las
secciones transversales es de 2 m a 3 m de anchura por 0,5 m a 3 m de profundidad
(figura 1.11.9). Los materiales sobre los que se encaja la barranca corresponden a los
depósitos de la rampa acumulativa volcanoclástica (ver apartado 1.10).
52
CAPÍTULO I
A los 2700 m, el canal presenta otro escalón topográfico de 30 m, y a unos cuantos
metros aguas abajo, se encuentra la población de Santiago Xalitzintla. A la altura del
poblado, la barranca está delimitada por paredes verticales de hasta 10 m que se han
formado sobre antiguos depósitos de lahares y coladas de lavas. El tramo bajo atraviesa
los pisos de vegetación montano, de transición y pedemontano.
ca
an
Pa
red
de
la
b
arr
Paredes verticales
B
A
Figura 1.11.7 Secciones transversales en el tramo medio. En la figura A se puede apreciar la altura de las
paredes, con una altura aproximada de 40 m, y en la figura B, su verticalidad.
Figura 1.11.8 Troncos en el lecho de inundación, que han caído debido a la inestabilidad de las paredes de
la barranca en su tramo medio.
53
CAPÍTULO I
TRAMO BAJO
Figura 1.11.9 Secciones transversales en el tramo bajo, la anchura del canal es de aproximadamente de 2
m a 3 m y su profundidad de 0,5 m a 3 m.
1.12 Los lahares en las barrancas Tenenepanco y Huiloac
A lo largo de las barrancas Tenenepanco y Huiloac se pueden identificar distintos
depósitos laháricos; no obstante que gran parte de éstos, se encuentran profundamente
erosionados o alterados. El lecho de inundación, así como el extraordinario, están
constituidos por los materiales de los lahares más recientes, los cuales presentan un
buen estado de conservación. Debido a lo anterior, sólo se consideran aquellos
depósitos que claramente pueden ser reconocidos in situ y que corresponden con
eventos de los cuales se tienen registros. Éstos son:
Lahar del 1 de julio de 1997. Su recorrido total fue de 21 km y atravesó las poblaciones
de Santiago Xalitzintla y San Nicolás de los Ranchos. El flujo rellenó el canal de los
flujos menores, el lecho de inundación y gran parte de la superficie del lecho
extraordinario. Sus depósitos son reconocibles en campo por su matriz rojiza y en la
actualidad se encuentran desde los 4200 m hasta los 2400 m de altitud. Sheridan et al.
(2001) calcularon el volumen de material en 3,3x105 m3.
Lahar del 22 de enero de 2001. El lahar tuvo un recorrido total de 14,7 km y se detuvo
2 km antes de alcanzar la población de Santiago Xalitzintla (Capra et al., 2004). El flujo
54
CAPÍTULO I
inundó el canal de los flujos menores, el lecho de inundación y una pequeña parte de la
superficie del lecho extraordinario (figura 1.12.1 y figura 1.12.2). Sus depósitos se
reconocen entre los 4200 m y los 3900 m, están compuestos en su mayoría por pómez,
se reconocen por su coloración grisácea y recubren parcialmente al depósito del lahar de
1997, ya que su anchura fue algo menor.
Figura 1.12.1 Disposición de los depósitos laháricos ocurrido en 1997, 2001 y 2002 en un perfil
transversal de la barranca. Se puede observar la disposición relativa de los lahares de 2002 antiguo y
reciente.
Los lahares del 2002. Durante el año 2002 tuvieron lugar dos lahares con un recorrido
similar; sin embargo, no existen registros detallados de la fecha exacta en que
ocurrieron. Estos flujos han sido nombrados de acuerdo con su posición estratigráfica
en: “lahar 2002 antiguo”, al que se encuentra en el estrato inferior y “lahar 2002
reciente” al que cubre al anterior (figura 1.12.1). Sus depósitos se extienden, según las
observaciones realizadas en trabajo de campo, desde los 4200 m hasta 2700 m. Los
materiales se depositaron en el lecho de inundación, sobre el que se encaja el canal de
los flujos menores (figura 1.12.2).
55
CAPÍTULO I
Límite del lahar de 1997
Límite del lahar de 2001
Lahar 2002-Antiguo
Lahar 2002-Reciente
Figura 1.12.2 Localización de los depósitos laháricos de 1997, 2001 y 2002, donde se aprecia como los
depósitos del lahar de 1997, que se localizan bajo los del 2001, ocupan una superficie más extensa en el
perfil transversal de la barranca, inundando casi todo lecho de los flujos extraordinarios. Los lahares de
2002 se distribuyeron sólo por el lecho de inundación (fotografía tomada por David Palacios, 2003).
1.13 La población de Santiago Xalitzintla
Como ya se ha comentado a lo largo del presente capítulo, la población de Santiago
Xalitzintla se localiza en una posición de riesgo inminente debido a su ubicación dentro
de la desembocadura de la barranca Huiloac, la cual es muy activa en términos de
dinámica lahárica. Asimismo, la cercanía del poblado al cráter del Popocatépetl (17 km
aproximadamente), incrementa su vulnerabilidad ante una posible contingencia
volcánica. En este sentido, es necesario conocer las características socio-económicas de
56
CAPÍTULO I
sus habitantes, para poder evaluar su capacidad de reacción ante una situación de
peligro por procesos naturales.
Administrativamente, Santiago Xalitzintla pertenece al Estado de Puebla y al Municipio
de San Nicolás de los Ranchos. Durante gran parte del siglo XX hubo un incremento del
número de habitantes en el poblado y en el municipio. No obstante, durante las dos
últimas décadas el crecimiento demográfico se redujo para el primero, hecho que no
ocurrió con el segundo (Marcos et al., 2006) (figura 1.13.1 y 1.13.2).
Figura 1.13.1 Tendencia del crecimiento de la población en el poblado de Santiago Xalitzintla y en el
Municipio de San Nicolás de los Ranchos, donde se observa la disminución de la población en las dos
últimas décadas del siglo XX (Marcos et al., 2006).
El censo del año 2000 registra 2.327 habitantes, el porcentaje femenino de la población
era del 52%, mientras que el masculino fue de 48% (Marcos et al., 2006).
57
CAPÍTULO I
Aproximadamente, dos quintas partes de los habitantes se consideran dentro de la
población activa (973 habitantes), es decir, con edades entre 18 y 64 años y con una
distribución según el género de 466 hombres y 507 mujeres.
Figura 1.13.2 Crecimiento medio anual de la población de Santiago Xalitzintla y el Municipio de San
Nicolás de los Ranchos (Marcos et al., 2006).
La población menor de 17 años superó a la activa (1.156 habitantes). El total de varones
fue de 561, de los cuales 353 se encontraban entre 6 y 17 años, y 208, eran menores de 6
años. El total de mujeres fue de 595, de las cuales 365 estaban entre los 6 y 17 años, y
230, eran menores de 6 años. La población anciana supone cerca del 10% (97 mujeres y
101 hombres) (figura 1.13.3) (Marcos et al., 2006).
58
CAPÍTULO I
Figura 1.13.3 Distribución de la población por grupos de edad según el censo de población del año 2000
(Marcos et al., 2006).
Si se tiene en cuenta que los grupos de edad más vulnerables al riesgo por fenómenos
naturales, son los ancianos (personas mayores de 65 años) y los niños (individuos
menores de 5 años), debido a su capacidad de reacción, se puede observar, según el
censo del año 2000, que éstos conforman casi el 30% de la población; es decir, un tercio
de los habitantes de Santiago Xalitzintla, cifra que es elevada. Junto a los ancianos y
niños, también se consideran dentro de este grupo, a personas con alguna discapacidad
física o mental, los cuales son aproximadamente el 2,5% de la población total para el
año 2000.
Económicamente, la mayor parte de los habitantes trabajan en el sector primario, el cual
utiliza técnicas y herramientas rudimentarias, y tan sólo una cifra inferior al 10% de la
población está dedicada al sector secundario y terciario. Así, muchos de los individuos
que residen en Santiago Xalitzintla se sitúan dentro de los umbrales de la pobreza. Cabe
mencionar que el nivel de estudios en los habitantes apenas alcanza la educación básica
(Marcos et al., 2006).
Respecto a la vivienda, el censo del año 2000 indica que existía un total de 481
viviendas construidas y habitadas. En relación a sus materiales constructivos, se puede
decir que la mayoría de las viviendas son resistentes en su estructura (97%) y sólo una
59
CAPÍTULO I
mínima parte se consideran precarias (3%). Sin embargo, casi la mitad de las
construcciones presentan materiales de baja calidad en los tejados (45 %), así como en
los suelos (40%) (figura 1.13.4) (Marcos et al., 2006).
Figura 1.13.4 Características de las viviendas habitadas en Santiago Xalitzintla (Marcos et al., 2006).
Según los datos presentados, relativos al censo del año 2000, se llega a la conclusión de
que el poblado de Santiago Xalitzintla presenta los rasgos socio-demográficos
característicos de las sociedades en vías de desarrollo. Esto se debe, en primer lugar, a
que existe un alto porcentaje de individuos jóvenes y bajo de población envejecida, y en
segundo lugar, a que el motor de la economía está regido por el sector primario poco
tecnificado.
60
CAPÍTULO I
Estos factores determinan que Santiago Xalitzintla disponga de escasos recursos
económicos para el desarrollo de las infraestructuras necesarias en el caso de la
evacuación de sus habitantes. A este hecho desfavorable para una situación de riesgo, se
une que este poblado presenta un gran número de individuos considerados población
vulnerable, debido a su edad y condiciones físico-mentales, que tendrían serias
dificultadas para abandonar sus casas de manera inminente.
1.14 Relación entre las características geográficas del Popocatépetl y la génesis
lahárica
Existen tres condiciones imprescindibles para que se generen lahares en un volcán:
primero, una topografía con una pendiente lo suficientemente inclinada como para
permitir el desplazamiento inicial del flujo lahárico; segundo, la existencia de material
no consolidado susceptible de ser removido, y tercero, un aporte de agua (Vallance,
2000). En el Popocatépetl, estas condiciones están relacionadas con las variables físicas
que se han analizado a lo largo del capítulo I: el marco tectónico-estructural regional, la
geología, la actividad eruptiva, el clima, la evolución del glaciar, la cubierta vegetal y la
geomorfología. Los principales factores que condicionan la formación de lahares en el
volcán, son las siguientes:
La topografía y sus efectos. La localización del volcán dentro del Cinturón Volcánico
Transmexicano sobre una serie de fallas desarrolladas en el Plioceno y en el
Cuaternario, por donde ha ascendido el magma, repercute en una actividad eruptiva
intensa y frecuente en el Popocatépetl (Mooser, 1975), la cual se ha caracterizado por la
emisión de materiales que han construido nuevos relieves y la destrucción de éstos a
consecuencia de erupciones violentas como la ocurrida hace 50.000 años cuando quedó
devastado el edificio Nexpayantla (Robin y Boudal, 1987).
La configuración reciente del relieve en el Popocatépetl es resultado de la actividad
tectónica y volcánica. Las últimas fases de acumulación de materiales, desde hace 3.800
años hasta el presente (Robin y Boudal, 1987), han dado lugar a la construcción del
edificio actual, el cual tiene una geometría cónica, que se encuentra interrumpida al N
(Robin y Boudal, 1987) por los vestigios del antiguo volcán de El Fraile.
61
CAPÍTULO I
Las características topográficas generadas por la dinámica volcánica, aunadas a otros
factores como son: la elevada altitud, las condiciones climáticas y la atenuada
exposición a la radiación solar (por el efecto de umbría), han favorecido el desarrollo de
un glaciar en la vertiente N del volcán. Durante la Pequeña Edad del Hielo (siglo XIX),
la masa de hielo desarrolló tres lenguas que descendieron hasta una altitud de 4150 m.
Éstas removieron cenizas y piroclastos y construyeron morrenas laterales de hasta 30
metros de espesor (Palacios et al., 1998).
A partir del siglo XIX comenzó un retroceso del glaciar y, a consecuencia de ello,
existió un continuó aporte de agua de deshielo que incidió en la ladera general del
volcán (Palacios, 1996). La pendiente del terreno superior a los 30º en las laderas
culminantes, favoreció una rápida evacuación de los materiales por acción de la
escorrentía, hecho que dio lugar a la formación de las barrancas proglaciares de
Tenenepanco, La Espinera y Tepeteloncocone. Por lo descrito anteriormente, puede
decirse que la topografía del Popocatépetl es un factor de suma importancia, ya que
propicia el rápido desalojo de los materiales, lo cual deriva en una intensa actividad
lahárica.
La presencia de materiales no consolidados. En el edificio del Popocatépetl se
presentan diversas condiciones que favorecen la acumulación de materiales poco
consolidados que posteriormente son movilizados, uno de ellos deriva de la emisión de
productos volcanoclásticos desde el cráter y el otro es el resultado de la geodinámica
externa sobre los depósitos masivos como son las coladas de lava.
La expulsión de los materiales volcanoclásticos en el último periodo eruptivo, ha estado
caracterizado por la acumulación de cenizas, pequeñas capas de pómez y otros
productos piroclásticos que se distribuyen sobre las laderas del volcán. Sin embargo, las
capas más gruesas se encuentran en las vertientes que conforman el cono, lo cual se
debe a la relación logarítmica e inversa del grosor de los depósitos en función de la
distancia a la fuente emisora (Pyle, 1989).
La producción de los materiales derivados de la geodinámica externa están sujetos, en la
zona culminante, a la acción de los procesos periglaciares. El efecto de la congelación y
62
CAPÍTULO I
deshielo del agua sobre las numerosas fracturas que presentan las coladas de lava que
provienen desde el cráter, es muy efectivo.
La crioclastia produce numerosos gelifractos que se depositan por acción de la gravedad
en la base de los frentes de lava y forman pequeños taludes. En algunos sectores, éstos
son coalescentes y llegan a constituir un manto bastante inestable y susceptible a ser
removido por diversos agentes como lo es el agua de deshielo. También existen
materiales sueltos que son resultado de antiguos procesos, como es el glaciar, que formó
extensas morrenas, ya descritas, y que se emplazan en los márgenes de las barrancas.
Es importante señalar que los distintos materiales sueltos situados por encima de los
4400 m, aunados a las condiciones climáticas dominantes en la parte alta del volcán y la
continua actividad eruptiva, inhiben el desarrollo de los suelos y de la vegetación.
Solamente es posible encontrar el zacatonal entre los 3900 y 4400 m, cubierta vegetal
que no tiene la suficiente capacidad para realizar una fitoestabilización del suelo. Este
hecho repercute en una eficaz acción de los procesos derivados de la escorrentía. De
acuerdo con todo lo expuesto anteriormente, en la zona culminante del volcán existe una
importante producción y reserva de material no consolidado, el cual puede formar parte
de la carga de sedimentos que porta un lahar.
Aporte de agua. Las fuentes de agua en el Popocatépetl provienen del deshielo glaciar o
nival y de las precipitaciones pluviométricas. El efecto de los materiales incandescentes
emitidos por el volcán provoca el deshielo del glaciar o de la nieve. Así, se lleva a cabo
la liberación de grandes cantidades de agua desde la parte cimera del edificio, como se
ha observado a lo largo del último periodo eruptivo. A consecuencia de ello, en la
vertiente septentrional, las tres barrancas proglaciares canalizan el drenaje fluvioglaciar.
Tenenepanco es la que mayor volumen recibe debido a que el glaciar se encuentra a
unos metros sobre su cabecera.
La localización del volcán dentro de la ZCIT origina un periodo de intensas
precipitaciones en los meses de verano. La precipitación pluvial presenta su límite
superior a los 4300 m de altitud. El agua discurre por las laderas del edificio hasta
canalizarse por las depresiones que forman las barrancas, las cuales son numerosas en el
63
CAPÍTULO I
sector del piedemonte. En la vertiente noroccidental, la barranca que recibe la
escorrentía es Huiloac.
En relación a lo que se ha mencionado en párrafos anteriores, es importante subrayar
que en el Popocatépetl, las diversas fuentes de agua son responsables de un drenaje
intermitente pero intenso. Éste, bajo ciertas circunstancias, puede llegar a desencadenar
lahares. Por tanto, en el volcán, la topografía de su edificio, la producción de materiales
sueltos y el aporte eventual de agua sobre sus laderas son condición sine qua non en el
desencadenamiento de los procesos laháricos.
64
CAPÍTULO II
CAPÍTULO II Teoría y métodos de análisis de los lahares
2.1 Concepto de lahar
El término “lahar” es una palabra que proviene de Indonesia y que era utilizada por los
nativos para referirse a las coladas de lava que bajaban por las laderas de un volcán
(Rodolfo y Arguden, 1991). Esta expresión fue adoptada en geología desde 1929 para
designar las mezclas de agua y material producidas en el monte Kelut, donde se definió
como un flujo de arroyada en el que predominaba la arcilla (mudstream). A partir de
esta fecha, el concepto se utilizó de forma indiscriminada para denotar los distintos
procesos asociados a la remoción volcánica, como son los flujos arcillosos (mudflows),
los de derrubios (debris flows) y los hiperconcentrados (hyperconcentrated flows);
aunque el porcentaje de arcilla en la mayoría de los lahares es escaso o inexistente
(Rodolfo y Arguden, 1991).
Debido a la ambigüedad del término, en 1989 se propuso durante la Conferencia de la
Sociedad Geológica de América Penrose, una definición de lahar, la cual considera que
éste es un proceso, y no un depósito, que comprende a los flujos de agua saturados de
material que descienden a gran velocidad por los relieves volcánicos (Smith y Lowe,
1991).
De esta manera, el concepto propuesto incluye a los flujos de derrubios e
hiperconcentrados, así como a las avalanchas de escombros que contienen un
determinado porcentaje de agua en su interior (Smith y Lowe, 1991); no obstante, en la
actualidad, la mayoría de los estudios sobre lahares sólo tienen en cuenta a los dos
primeros tipos (Thouret et al., 2000; Capra et al., 2004).
Los flujos saturados se clasifican por el porcentaje de agua y sedimento que contienen.
Así, los hiperconcentrados poseen un volumen de material de entre 40% y 60%, es decir
que el peso de la materia sólida es de entre 40% y 80%. Los flujos de derrubios tienen
un volumen de entre 60% y 80%, es decir más del 80% de peso del sedimento.
Finalmente, las avalanchas de escombros tienen más de un 80% del volumen del
material con respecto al total de su masa (Beverage y Culbertson, 1964). Además, estos
65
CAPÍTULO II
tres tipos de flujos pueden distinguirse por sus propiedades reológicas, hidrológicas,
sedimentológicas y geomorfológicas.
En la presente investigación, se toma la definición propuesta en 1989 como marco
conceptual para estudiar los lahares en el volcán Popocatépetl, pero sólo se incluyen los
flujos de derrubios y los hiperconcentrados.
2.2 Causas que desencadenan lahares
Smith y Lowe (1991), así como Thouret y Lavigne (2000), establecen que los lahares
pueden generarse directamente por la actividad eruptiva de un volcán o por causas
externas a ésta. Aquellos que son resultado de los procesos eruptivos se clasifican en:
primarios que son consecuencia de una erupción y secundarios que surgen como
resultado de las intensas precipitaciones pluviales ocurridas durante o después del
evento eruptivo (figura 2.2.1).
FLUJOS DE ARROYADA
Figura 2.2.1 Organigrama que clasifica los lahares según su origen (adaptado de Smith y Lowe, 1991; y
Thouret y Lavigne, 2000).
66
CAPÍTULO II
Los lahares de tipo primario pueden iniciarse por las causas siguientes:
1. Liberación de agua embalsada en el cráter. Sucedió en 1969 en el volcán Ruapehu
(Nueva Zelanda) cuando el cráter, que contenía un lago en su interior, se rompió a
consecuencia de una erupción. El agua liberada incorporó material que fluyó por las
laderas del edificio volcánico, lo que dio lugar a flujos laháricos que descendieron por
los flancos N, E, y O del volcán (Pierson y Janda, 1994). Este proceso se observó
recientemente el 18 de marzo de 2007, aunque con menor intensidad (BBC news,
2007).
2. Emisión de flujos piroclásticos u oleadas piroclásticas que asimilan agua a lo largo
de su recorrido. Se observó en la erupción de 1980 en el Mount St. Helens (EEUU),
donde se emitieron oleadas piroclásticas desde el cráter. Éstas ocasionaron el deshielo
parcial de las masas glaciares y nivales que se situaban en la zona cumbral. El agua de
deshielo se mezcló con el material basal de la oleada piroclástica, lo que desencadenó
diferentes lahares (Pierson, 1986). Un evento similar se apreció en el volcán Nevado del
Ruiz (Colombia) en 1985, cuando los piroclastos emitidos durante una erupción
cubrieron la superficie glaciar y generaron su deshielo parcial (Pierson et al., 1990), lo
que dio lugar a extensos lahares que llegaron a fluir 60 km de distancia (Major y
Newhall, 1989).
3. Deshielo de nieve o hielo al contacto con coladas de lava o con piroclastos de caída.
Ocurrió en el volcán Llaima (Chile) en 1979 y en el volcán Villarrica (Chile) en 1984
cuando flujos de lava incandescente, cruzaron la superficie glaciar y generaron lahares
que fluyeron por las laderas de los volcanes (Major y Newhall, 1989).
4. Deshielo de nieve o hielo por calor geotérmico en la base de un glaciar. Este proceso
se ha observado en Islandia. Ejemplo de ello es lo ocurrido en el volcán Katla en 1918
cuando los glaciares que cubrían por completo el edificio volcánico, se deshelaron
parcialmente en su base como consecuencia del calor emitido por el volcán (Major y
Newhall, 1989). El agua de deshielo rompió el hielo suprayacente y dio lugar a lahares
que se conocen como jökulhlaup.
67
CAPÍTULO II
5. Transformación de una avalancha de derrubios. Ejemplo de ello ocurrió en el Mount
St. Helens en 1980 a consecuencia del colapso de la ladera N del edificio. Como
consecuencia de lo anterior, tuvo lugar una avalancha que arrastró restos de los glaciares
que se localizaban en la cima. Los fragmentos de hielo mezclados con el material de la
avalancha, una vez depositados, se deshelaron. El agua liberada dio lugar a la formación
de lahares (Pierson y Janda, 1994).
Los lahares de tipo secundario pueden producirse por los motivos siguientes:
1. Intensas precipitaciones. Ejemplo de ello es lo ocurrido en 1990 en el volcán
Pinatubo (Filipinas) cuando los piroclastos y cenizas que se distribuían por las laderas
del volcán, emitidos unos meses antes, fueron saturados y movilizados por el agua
procedente de las lluvias. Esto dio lugar a la formación de lahares (Schmincke, 2004).
Casos semejantes se han observado en volcanes como el Mayón (Filipinas), Unzen
(Filipinas) y Merapi (Indonesia) (Thouret y Lavigne, 2000).
Los lahares desencadenados por causas no eruptivas se deben a los factores siguientes:
1. Alteración hidrotermal del volcán. Este proceso se genera cuando el agua se infiltra
en las paredes de un volcán y el calor geotérmico del edificio provoca una alteración de
los materiales, los cuales inestabilizan las laderas y dan lugar a un deslizamiento del
material, que mezclado con el agua desencadena lahares. Este fenómeno se observó en
el Mount Rainier (EEUU) (Scott et al., 1998) donde la fuente principal de agua
provenía del deshielo glaciar. También en el volcán Ruapehu (Nueva Zelanda) en 1953,
donde se apreció que el agua fue suministrada por un lago situado en el cráter del
edificio (Thouret y Lavigne, 2000).
2. Intensas precipitaciones posteriores a la actividad eruptiva. Como ejemplo se tienen
los lahares que ocurrieron en septiembre de 1993 en el Popocatépetl (México), cuando
las intensas precipitaciones movilizaron material no consolidado desde las laderas de la
barranca Huiloac.
3. Transformación de un flujo no saturado. Ocurre cuando una corriente fluvial o de
arroyada incorpora sedimentos y por este motivo, aumenta su porcentaje de material
68
CAPÍTULO II
hasta convertirse en un lahar. Esto se observó en el Nevado del Ruiz y en el Mount St.
Helens, cuando los ríos recibieron el aporte de los afluentes por los que discurrían
lahares (Pierson et al., 1990).
Independientemente de las causas que generan los lahares, éstos, una vez
desencadenados, pueden tener una transformación de flujo hiperconcentrado a de
derrubios y viceversa, lo cual se explica por el aumento (debulking) y pérdida
(debulking) de agua o material a lo largo de su recorrido (Vallance, 2000).
2.3 Tipos de flujos laháricos
Como se mencionó anteriormente, los flujos hiperconcentrados y de derrubios pueden
formar un lahar, los cuales se clasifican con base a su porcentaje de agua y sedimento.
Debido a que la estimación de este parámetro se debe realizar durante el desarrollo del
proceso lahárico, su medición resulta peligrosa; asimismo, es imprescindible estar en el
momento preciso en el que ocurre el evento, lo cual no siempre posible. Una forma
alternativa para diferenciar a los distintos flujos laháricos es mediante la caracterización
de sus propiedades reológicas, hidráulicas, geomorfológicas y sedimentológicas (Costa,
1984), las cuales se describen a continuación.
2.3.1 Características reológicas
La reología es la ciencia que estudia la deformación de los cuerpos cuando se aplica una
fuerza sobre ellos. En los lahares, esta fuerza es normalmente la gravedad. Los fluidos
se dividen en dos tipos: Newtonianos y no-Newtonianos. Los primeros son resultado de
una deformación directamente proporcional a la fuerza ejercida sobre ellos (Pierson y
Costa, 1987). Cuando estos flujos se modelizan, se suele incluir únicamente a los flujos
compuestos de agua, como son las corrientes fluviales y de arroyada. En los noNewtonianos, se encuentran los fluidos que no tienen una deformación directamente
proporcional a la fuerza ejercida sobre ellos. En este caso se encuentran las mezclas de
agua y material, lo cual es característico de los lahares, independientemente de su tipo
(figura 2.3.1). La diferencias reológicas de los flujos laháricos son las siguientes:
69
CAPÍTULO II
Figura 2.3.1 Gráfica del comportamiento de la presión y la deformación en fluidos Newtonianos y noNewtonianos.
Flujos hiperconcentrados. En experimentos realizados en el laboratorio, se ha
observado que si a un flujo de arroyada, es decir, uno Newtoniano, se le añade poco a
poco material, llega un momento donde muestra una notoria resistencia a fluir y se
transforma en uno no-Newtoniano, es decir, en un flujo hiperconcentrado (Pierson y
Costa, 1987; Smith y Lowe, 1991). Los valores exactos de fuerza y deformación
necesarios para caracterizar a este tipo de flujos no se conocen con exactitud, ya que en
el entorno natural las variables sedimentológicas, como son las propiedades químicas de
las partículas y sus tamaños, generan un amplio rango de variabilidad (Pierson y Costa,
1987).
Flujos de derrubios. En laboratorio se ha demostrado que cuando se añade poco a poco
material a un flujo hiperconcentrado, existe un cierto umbral donde la resistencia al
movimiento aumenta bruscamente, sobre todo en aquellos sitios en contacto con el
cauce del canal, en este punto, el flujo se transforma en un uno de derrubios (Pierson y
Costa, 1987). La diferencia de este tipo de flujos con respecto a los hiperconcentrados,
es que presentan una resistencia al movimiento mucho mayor. Los valores exactos de
70
CAPÍTULO II
fuerza y deformación son, al igual que en los flujos hiperconcentrados, difíciles de
estimar por la variabilidad del material que llevan en carga.
Dentro de un flujo de derrubios se distinguen dos fases, la líquida (compuesta de agua y
material fino, llamada también matriz) y la sólida (compuesta por material grueso).
Ambas constituyen un conjunto y se mezclan durante el proceso de flujo lahárico
(Pierson y Costa, 1987).
Los flujos de derrubios se dividen en los dos tipos siguientes:
Cohesivos. Cuando los flujos presentan una cantidad de arcilla entre el 3% y el 5%
(sobre el volumen total), la fase líquida se vuelve muy viscosa, de tal manera que la fase
sólida flota en la líquida. Los lahares que se generan por causas no eruptivas y mediante
el proceso de alteración hidrotermal del edificio volcánico son los que normalmente
portan más proporción de arcillas, y son casos minoritarios si los comparamos con el
resto de causas y procesos que generan lahares (Fisher y Schmincke, 1984). El modelo
de Bingham propone que un material comienza a deformarse de manera proporcional a
la fuerza ejercida sobre el mismo después de una resistencia inicial al movimiento (yield
strenght). Éste se ha utilizado para explicar el comportamiento de los flujos de
derrubios cohesivos (Pierson y Costa, 1987; Thouret y Lavigne, 2000).
No cohesivos. Portan una cantidad mínima de arcillas, de tal manera que la fase líquida
no logra alcanzar la viscosidad suficiente para trasladar a la fase sólida por flotación. En
este caso, la fase sólida colisiona entre sí. El modelo de Bagnold considera que un fluido
viscoso mantiene a unas esferas en su interior que colisionan entre sí. Este modelo se
suele utilizar para explicar el comportamiento de los flujos de derrubios no cohesivos
(Pierson y Costa, 1987; Thouret y Lavigne, 2000).
2.3.2 Características hidrológicas
Los lahares se caracterizan por ser flujos rápidos, se han registrado velocidades de hasta
30 m/s para los ocurridos en el Mount St. Helens en 1980 (Pierson, 1986). Se piensa que
los flujos laháricos son por lo general de tipo laminar, aunque no está del todo
comprobado y la turbulencia se sigue considerando como importante (Rodolfo y
71
CAPÍTULO II
Arguden, 1991). Los lahares se desplazan en oleadas (Thouret y Lavigne, 2000) y sus
propiedades hidráulicas, de acuerdo con su tipo, son las siguientes:
a) Flujos hiperconcentrados. En este tipo, los mecanismos que soportan el material son
la turbulencia, las fuerzas dispersivas y la flotabilidad (figura 2.3.2.1), que permiten el
movimiento de las partículas dentro del agua por tracción, suspensión, flotación y
solución. Cuando la velocidad disminuye, la deposición de las partículas se realiza en
función de sus pesos. La velocidad que pueden alcanzar los flujos hiperconcentrados es
mayor a la que alcanzan los no saturados, como el de arroyada. Tienen una alta
capacidad de incorporar o perder agua y/o material; por lo tanto, se pueden transformar
fácilmente en un flujo de arroyada.
Figura 2.3.2.1 Procesos, mecanismos de transporte y deposición de los flujos hiperconcentrados y de
derrubios (Smith y Lowe, 1991).
b) Flujos de derrubios. Los mecanismos que permiten el traslado de los materiales
dentro del flujo de derrubios son, en mayor medida, la cohesión y las fuerzas
dispersivas, y en menor grado, la flotabilidad y la turbulencia (figura 2.3.2.1), lo que
72
CAPÍTULO II
genera que éstos sean mayoritariamente laminares. La velocidad que alcanza este tipo
de flujo es superior a la que puede alcanzar uno hiperconcentrado.
Si los flujos de derrubios son cohesivos, la fase líquida mantiene a la fase sólida en su
interior, ya que todo se encuentra unido. Las partículas se mueven a la misma velocidad
que la matriz y rara vez colisionan entre ellas; la flotación y cohesión, como
mecanismos de transporte, dominan el desplazamiento del material dentro de este tipo
de mezclas.
En un corte transversal del canal, el material localizado en el centro avanza en conjunto
y se denomina “flujo rígido” (rigid plug) (Thouret y Lavigne, 2000; Vallance, 2000),
mientras que el material que está en contacto con el canal se deforma por la resistencia
al movimiento. En una vista aérea, el “flujo rígido” avanza en el frente mientras el
material en contacto con el canal se frena (figura 2.3.2.1). El flujo cohesivo,
difícilmente adquiere agua o material; por tanto, es rara su transformación en otro tipo
de flujo (Vallance, 2000). La arcilla incrementa la presión de los poros y esto genera
una gran movilidad; por ello, son capaces de alcanzar mayores distancias que los no
cohesivos (Scott et al., 1995).
Si los flujos de derrubios son no cohesivos, las fuerzas dispersivas son el mecanismo
que domina el transporte de material dentro del flujo. Vallance (2000) explica el
movimiento de las partículas dentro de éste por la acción conjunta de lo que se
denomina “proceso de percolación” (percolation) y “expulsión rotacional o
exprimidora” (squeeze-expulsion process) que da lugar al fenómeno conocido como
“criba cinética” (kinetic sieving).
El “proceso de percolación” consiste en la apertura de vacíos debajo de las partículas.
Cuando ésta es igual o superior a la partícula, cae dentro por acción de la gravedad. Si
en el flujo existe una variedad de tamaños de partículas, las de menor tamaño caerán
antes, pues es más probable que se abran vacíos pequeños que grandes. La “expulsión
rotacional o exprimidora” es el efecto que produce la elevación o rotación de las
partículas más grandes hacía arriba, ya que tiene que mantenerse la misma masa en la
base y en el techo del flujo (Vallance, 2000).
73
CAPÍTULO II
Figura 2.3.2.1 Vista aérea y transversal de un flujo de derrubios cohesivo (Thouret y Lavigne, 2000).
La “criba cinética” es el proceso de migración de las partículas pequeñas a las partes
inferiores y de las grandes a la superficie del flujo, aunque estas últimas, una vez que
alcanzan la superficie, son desplazadas a los laterales, ya que en la superficie las
velocidades son más altas que en los extremos debido al rozamiento con el canal (figura
2.3.2.2). Si las partículas se amontonan en el frente del flujo, éste puede llegar a frenar
el movimiento, hasta que la fuerza del lahar las vuelve a incorporar.
La incorporación de agua y material en los flujos de derrubios tanto cohesivos como los
no cohesivos es posible, aunque de forma más lenta que en los flujos hiperconcentrados
(Vallance, 2000).
74
CAPÍTULO II
Figura 2.3.2.2 Vista lateral y aérea de un flujo de derrubios no cohesivo (Vallance, 2000).
2.3.3 Características geomorfológicas
De forma general, los depósitos laháricos se distribuyen a lo largo de los canales
preexistentes y cuando están cercanos a su punto final se abren en forma de abanicos.
Sin embargo, en función del tipo de flujo se pueden distinguir los rasgos
geomorfológicos siguientes:
a) Flujos hiperconcentrados. Normalmente forman pequeños canales en forma de “V”.
En el lecho y las paredes del canal se distinguen las marcas de impacto producidas por
las partículas durante el proceso de saltación dentro del flujo. Los depósitos pueden
tener varios metros de espesor cuando se encuentran dentro de un canal, pero en
espacios abiertos, éste es notablemente inferior. En algunas márgenes del canal se
observan grandes partículas soportadas por una matriz, a las cuales se les denomina
como arcenes de bloques (boulder berms) (Costa, 1984). El origen de éstos no se
conoce totalmente, pero se proponen dos procesos: el primero se debe a la caída de
bloques desde las laderas del canal al flujo, y el segundo, se produce por
macroturbulencias puntuales (Costa, 1984).
b) Flujos de derrubios. Sus depósitos poseen varios metros de espesor, tanto si se
encuentran dentro de un canal, como en espacios abiertos y forman canales en forma de
“U”. En las paredes del canal se observan pequeños montículos dispuestos
paralelamente al flujo, los cuales son diferentes a los arcenes de bloques por estar
compuestos de una mezcla de materiales finos y gruesos, y se les conoce como leveés.
75
CAPÍTULO II
Su origen se relaciona con la alta viscosidad de los flujos y la resistencia de éstos con
respecto al canal (Costa, 1984). En las zonas abiertas o en las planicies, los depósitos se
observan como lóbulos con frentes y márgenes escarpados.
Cuando los flujos de derrubios son cohesivos, se caracterizan por dejar depósitos de
fuerte consistencia que son difíciles de excavar. En los no cohesivos, las partículas
grandes se disponen en la superficie y en el interior está el material fino y cohesionado,
aunque no tanto como en el caso de los flujos de derrubios cohesivos. En el canal, los
levées se pueden confundir con los arcenes de bloques, salvo porque no tienen matriz
que soporte las partículas de gran tamaño. En una vista aérea del canal, se observa como
éste se estrecha y amplia a consecuencia del taponamiento y rotura del frente del flujo
(Johnson y Rodine, 1984) (figura 2.3.3.1).
Figura 2.3.3.1 Vista en planta de un canal que se estrecha y amplia a consecuencia del taponamiento y
rotura que produce un flujo de derrubios no cohesivo (Johnson y Rodine, 1984).
2.3.4 Características sedimentológicas
Los depósitos laháricos son generalmente masivos, aunque algunas veces existe una
incipiente gradación normal o inversa. El contacto basal del depósito es plano y en su
interior se aprecian pequeñas vesículas (figura 2.3.4.1). Suelen ser heterolitológicos y
hetereométricos, ya que suelen desplazar material volcánico que fue generado durante
76
CAPÍTULO II
distintos eventos eruptivos, y a veces, pueden portar material no volcánico como hojas,
Espesor del lahar
troncos y basuras, entre otros objetos.
Contacto basal plano
Depósito masivo y hetereogeneo con una matriz
que soporta los clastos o parte sólida
Figura 2.3.4.1 Vista del depósito del lahar del 22 de enero del 2001 en el volcán Popocatépetl.
Cuando un lahar incorpora o pierde material y agua, sus depósitos presentan un proceso
que Vallance (2000) denomina “acreción incremental” (incremental deposition). Si se
analiza este proceso, se observa como el tamaño de los sedimentos de un lahar y su
descarga de agua y material varían en función del tiempo, para un mismo sitio. Un
ejemplo de acreción incremental se muestra en la figura 2.3.4.2, donde se aprecia que
cuando comienza el lahar, en el tiempo 1, éste se comporta como un flujo
hiperconcentrado que porta diminutas partículas. En el tiempo 2, el lahar incorpora más
agua y es capaz de acarrear partículas de mayor tamaño. En el tiempo 3, el flujo se
comporta como un flujo de derrubios, y aunque pierde agua, mantiene en su interior a
las partículas de gran tamaño. En el tiempo 4, el flujo de derrubios aumenta su
capacidad de incorporar grandes partículas, aunque pierde gran cantidad de agua. Así,
hacia el techo del depósito, la fracción gruesa es cada vez mayor.
Las características sedimentológicas de los flujos en función de su tipo son las
siguientes:
77
CAPÍTULO II
Figura 2.3.4.2 Proceso de “deposición incremental” (Vallance, 2000).
a) Flujos hiperconcentrados. En la parte inicial del flujo se encuentran las partículas
con mayor peso, y en la parte distal, las más ligeras, ya que como se dijo anteriormente,
el proceso deposicional está controlado por la velocidad y el peso de las partículas. Los
depósitos suelen presentar un ligera estratificación en gradación normal o inversa,
debida a la turbulencia del flujo (Smith y Lowe, 1991). En el depósito se observa una
buena clasificación del tamaño de las partículas, tienen una moda en cualquiera de los
tamaños de arena, limo o arcilla (figura 2.3.4.3). Los clastos muestran una fuerte
imbricación, y la disposición del eje mayor de las partículas es, por lo general, paralela a
la dirección del flujo (Smith y Lowe, 1991).
b) Flujos de derrubios. La deposición de sus partículas se da en masa; por ello, se
pueden encontrar partículas con el mismo peso en la parte inicial y final del lahar. El
tamaño de las partículas de los flujos de derrubios se caracterizan por presentar dos
modas, una en la fracción líquida y otra en la fracción sólida (figura 2.3.4.3).
78
CAPÍTULO II
Figura 2.3.4.3 Distribución del tamaño de las partículas de un flujo hiperconcentrado y de derrubios en el
volcán Mount Rainier (USA) (Scott et al., 1995).
Los depósitos de los flujos de derrubios cohesivos son totalmente masivos, las partículas
se encuentran sin orden dentro de una matriz que los soporta. Si existen grandes bloques
en el interior del flujo y estos se fracturan, los fragmentos se mantienen en contacto
unos de otros, en forma de rompecabezas. La imbricación entre los clastos es poco
frecuente.
Como se comentó anteriormente, estos flujos no suelen incorporar agua. Así, si un flujo
de derrubios cohesivo se introduce en un curso de agua activo, en la base del depósito
encontraremos un estrato llamado “capa basal” (sole-layer) compuesto por abundantes
partículas de tamaño grava, las cuales contrastan con el depósito suprayacente
(Vallance, 2000).
Los depósitos de los flujos de derrubios no cohesivos pueden presentar estratificación
inversa, debido al proceso de “criba cinética”. La imbricación de los materiales es rara,
pero menos que en los flujos de derrubios cohesivos.
79
CAPÍTULO II
2.4 Métodos para el estudio de lahares
Los lahares son procesos que han sido estudiados desde distintas ramas de las Ciencias
de la Tierra. Principalmente la geología, la geofísica y la geomorfología se han centrado
en la comprensión de la dinámica lahárica y sus repercusiones ambientales a través del
desarrollo de diversos métodos y técnicas de análisis.
En la presente investigación, se hizo una clasificación de los métodos que se aplican en
el estudio lahárico con base en las técnicas que utilizan y los resultados que obtienen.
De esta forma se identificaron cinco métodos, los cuales se denominaron como:
hidráulico, sedimentológico, cronoestratigráfico, por simulación numérica y de alerta
lahárica. Éstos se describen en los subapartados siguientes.
2.4.1 Método hidráulico
El método aplica los parámetros hidráulicos necesarios para conocer el comportamiento
hidrológico de los flujos laháricos (Pierson, 1985; Pierson et al., 1990; Thouret y
Lavigne, 2000). Éstos son:
1. La anchura del canal. Es la distancia existente entre los dos extremos superiores del
depósito lahárico (figura 2.4.1.1).
2. Diferencia entre levées. Se obtiene por el desnivel que existe entre los levées que se
forman sobre los depósitos laháricos y que se encuentran en los márgenes laterales del
canal de una barranca.
3. Superficie mojada. Corresponde al área inundada de una sección de corte del canal
por donde fluyó un lahar (figura 2.4.1.1).
4. Perímetro mojado. Es el perímetro de una sección transversal del canal que fue
inundada por un lahar (figura 2.4.1.1).
80
CAPÍTULO II
5. Profundidad hidráulica. Es la distancia vertical entre el punto más profundo del canal
áu
y la superficie del flujo lahárico en una sección transversal determinada (figura 2.4.1.1).
Figura 2.4.1.1 Medida en una sección transversal de: anchura del canal, diferencia entre leveés, perímetro
mojado, área mojada, y profundidad hidráulica.
6. Pendiente del canal. En una línea recta inclinada que une dos puntos del talweg del
canal, la pendiente es la relación entre la distancia que tiene la línea reducida a la
horizontal y el desnivel entre el punto más alto de la recta inclinada y el extremo de la
línea reducida a la horizontal más cercana (figura 2.4.1.2). La relación de la pendiente
se puede expresar en distancia dividida entre el desnivel, en porcentaje o en ángulos.
Figura 2.4.1.2 Medida de la pendiente en un canal.
7. Radio de curvatura. Es el radio de la circunferencia que puede ajustarse a una curva
del canal de la barranca por donde circula el lahar. Para calcular éste, en campo, se
81
CAPÍTULO II
selecciona un punto en el interior de la curva, y desde allí, se mide la distancia reducida
a la horizontal y el azimut a tres puntos que se localicen en el talweg del canal, siempre
con la misma inclinación.
En gabinete se resuelve el cálculo mediante la localización de los tres puntos de manera
gráfica. Entre cada dos puntos consecutivos se traza una línea recta que los une, y en la
parte media de ésta, se dibuja una línea recta perpendicular. Desde el lugar donde se
unen las líneas rectas perpendiculares a la línea que une los puntos consecutivos, se
traza la circunferencia con ayuda de un compás, la cual pasa por los tres puntos
identificados en campo. Una vez trazada la circunferencia se mide el radio obtenido
(figura 2.4.1.3).
Figura 2.4.1.3 Ejemplo del cálculo del radio de curvatura.
8. Velocidad. Es la relación entre la distancia recorrida por un flujo y el tiempo
empleado para ello. Dentro de un lahar, la velocidad no es la misma en todos los puntos
del flujo. Por lo general se utiliza la velocidad media y la del frente (Pierson, 1986;
Pierson et al., 1990; Lavigne et al., 2000), aunque a veces también se calcula la
superficial (Pierson, 1985; 1986; Pierson et al; 1990; Thouret y Lavigne, 2000; Lavigne
et al., 2000).
La velocidad del frente se calcula mediante el procedimiento siguiente: previo a que
fluya el lahar, se pintan algunas rocas dentro del canal separadas por distancias
conocidas, y en el momento del flujo, desde un lugar donde una persona puede observar
82
CAPÍTULO II
bien el canal o mediante cámaras instaladas, se mide el tiempo transcurrido desde que el
frente del lahar alcanza cada una de las rocas (Pierson, 1986; Lavigne et al., 2000).
Para calcular la velocidad media de un lahar, se aplica la técnica de “superelevación”
(Johnson y Rodine, 1984; Pierson, 1985; 1986; Pierson et al; 1990; Thouret y Lavigne,
2000; Lavigne et al., 2000) que fue desarrollada por Chow (1959). Éste se basa en la
propiedad física que tienen los fluidos cuando pasan por una curva, que consiste en un
balanceo de su superficie hacia el interior. El método hace uso de la fórmula siguiente
(figura 2.4.1.4):
h
rc
W
v
Figura 2.4.1.4 Parámetros necesarios para emplear la fórmula desarrollada por el método de
“superelevación”.
v = rc gsenS
h
(1)
W
Donde:
v es la velocidad media (m/s)
h es la diferencia de altitud entre leveés en metros
W es la anchura del canal en metros
rc es el radio de curvatura en grados
g es la aceleración de la gravedad, 9,81 m/s
83
CAPÍTULO II
S es la pendiente del canal en grados
Sin embargo, cuando la pendiente del canal es inferior a 15º (a consecuencia de que el
sen 15º 1), entonces la fórmula (1) es igual a:
v = rc g
h
(2)
W
El método de “superelevación” no tiene en cuenta la viscosidad del flujo, ni la
rugosidad del canal; por ello, Pierson (1986) señala que el resultado de las fórmulas (1)
y (2) debe interpretarse como un valor de hasta un 15% menor a la velocidad media
real.
9. Pico de descarga. Corresponde al volumen de material y agua que porta un lahar y
que pasa en un segundo por una sección de corte conocida del canal. Éste se calcula
mediante la fórmula siguiente:
Q = v A (3)
Donde:
Q es el pico de descarga en m3/s
v es la velocidad media en m/s
A es el área mojada en m2
Pierson (1986) apunta que si las paredes del canal por donde fluyeron los lahares son
afectadas por una erosión posterior, como son los deslizamientos, se pueden tener
errores en el cálculo de este parámetro.
10. Número de Froude. El número de Froude relaciona la fuerza de inercia que lleva un
flujo y la aceleración de la gravedad, para indicar si en un lahar predominan los
procesos erosivos o los sedimentarios. La fórmula que se utiliza es la siguiente:
F=
v
gL
(4)
84
CAPÍTULO II
Donde:
F es el número de Froude (adimensional),
v es la velocidad media del flujo en m/s,
g es la aceleración de la gravedad, (9,8) m/s,
L es una característica longitudinal del canal en m.
Si F es menor a 1, o a la relación: v > gD , al flujo se le denomina subcrítico. En este
estado, la fuerza de la gravedad juega un papel muy importante sobre el lahar, el cual
tiende a disminuir la velocidad inercial que lleva y se comporta de manera tranquila,
donde domina la deposición de material.
Si F es mayor a 1, o a la relación: v < gD , al flujo se denomina supercrítico. En este
estado, la fuerza inercial juega un papel más importante sobre el lahar que la fuerza de
la gravedad, tiene una gran velocidad y tiende a ser de tipo erosivo.
11. Rugosidad del canal. Es el efecto que ejerce sobre el flujo las irregularidades que
existen en el fondo y paredes del canal, así como en la sección longitudinal de la
barranca a lo largo de su recorrido, es decir, su sinuosidad. Cuando éstas (las
irregularidades) son muchas, aumenta la superficie de contacto con el flujo, lo cual
incrementa la fricción en el movimiento del lahar y ocasiona que se frene. Sin embargo,
cuando son pocas, ocurre la situación contraria. Para realizar su medición, comúnmente
se utiliza el coeficiente de Manning, el cual se expresa por la fórmula siguiente (Chow,
1959):
n=
R 2 / 3 S 1/ 2
(5)
v
Donde:
N, es el coeficiente de Manning (adimensional),
R, es el Radio Hidráulico en m,
S, es la pendiente en m/m,
v, es la velocidad media en m/s.
85
CAPÍTULO II
Los valores calculados en canales compuestos de arcilla se encuentran entre 0,111 y
0,017 (Chow, 1959) y en los lahares del Nevado del Ruiz del 13 de noviembre de 1985
entre 0,040 y 0,211 (Pierson et al., 1990). Cuando la rugosidad del canal aumenta, el
coeficiente de Manning se incrementa también.
12. Tiempo de llegada. Es el tiempo que tarda un lahar en recorrer la distancia existente
desde su inicio hasta su final. Para ello, se calculan los tiempos de llegada a los puntos
donde previamente se ha calculado la velocidad de los flujos, y posteriormente se suman
todas. Su cálculo se realiza mediante la fórmula siguiente:
n
di
(6)
1= n vi
Tiempo _ total = Donde:
Tiempo _ total , es el tiempo que el lahar necesitó para completar todo su
recorrido, en segundos,
d, es la distancia en m,
v, es la velocidad media en m/s,
n, es el número de tramos.
13. Densidad. Se obtiene por la relación entre la masa lahárica que existe en un
volumen conocido.
=
m
(7)
V
Donde:
, es la densidad en kg/m3,
m, es la masa en kilogramos,
V, es el volumen en m3.
14. Peso específico. Es la masa de material lahárico que es sometida al efecto de la
gravedad y se calcula mediante la fórmula siguiente:
86
CAPÍTULO II
= g (8)
Donde:
, es el peso específico en kg/m2 s2,
, es la densidad en kg/m3,
g , es la aceleración de la gravedad (9,81 m/s).
15. Viscosidad. Es la resistencia que ejerce un fluido a su movimiento. En los lahares es
un parámetro difícil de medir; sin embargo, puede estimarse a partir de dos fórmulas. La
primera se utiliza para modelar materiales de tipo Newtoniano y se aplica a los flujos
hiperconcentrados, aunque en realidad éstos son no-Newtonianos. Así, para calcular la
viscosidad newtoniana se aplica la fórmula siguiente (Costa, 1984):
μ N = d sen( S ) D2
(9)
2Vs
Donde,
μ N , es la viscosidad newtoniana (Pa s, 1Pa=1kg/m s2),
d , es el peso específico del conjunto de la masa del lahar, se realiza en
laboratorio mediante la reconstrucción de los depósitos, en kg/m2 s2,
S , es la pendiente del canal en grados,
D , es la profundidad hidráulica en metros,
Vs , es la velocidad superficial del lahar en m/s.
La segunda ecuación se aplica en los materiales de tipo Bingham que se corresponden
con los no-Newtoniano y con ésta se suelen modelar a los flujos de derrubios cohesivos.
La viscosidad se obtiene por medio de la fórmula siguiente (Costa, 1984):
KW W p
1 (10)
μ B = W 4
V
m p 87
CAPÍTULO II
Donde,
μ B , es viscosidad de Bingham (Pa s, 1Pa=1kg/m s2),
K , es la fuerza de cortante en N/m2,
W p , es la anchura del “flujo rígido” en m,
W , es la anchura del canal en m,
Vm , es la velocidad máxima del “flujo rígido” en m/s,
2.4.2 Método sedimentológico
Este método se basa en el estudio físico y químico de los depósitos laháricos, con la
finalidad de conocer las características sedimentológicas y el comportamiento que tuvo
el lahar. Los análisis que utiliza son los siguientes:
1. Descripción de los depósitos. Cuando se selecciona en campo una determinada
muestra para su examen, se procede a registrar las condiciones en las que se encuentran
los materiales. Así, se estima su espesor, la distancia a su punto de origen y su ubicación
dentro del canal. Igualmente se anota el punto dentro del depósito de el que se extraerán
las muestras; es decir, parte basal, central o techo. También se señala si existe suelo
sobre el depósito o si ha crecido la vegetación. Finalmente, se examina el grado de
alteración de los materiales.
2. Análisis granulométrico. Consiste en la medida y clasificación de los diferentes
clastos que tiene una determinada muestra de depósito. En sedimentología, para
clasificar las distintas partículas se utiliza la división de la tabla 2.4.2.1.
Para el análisis de las fracciones fina (entre 11 y 4), media (entre 3 y -4) y gruesa
(entre -5 a -8) se utilizan diferentes técnicas, las cuales se mencionan a continuación.
Análisis de la fracción media. Para realizar el análisis se necesita: primero, una muestra
de un kilogramo del depósito y segundo, una columna de tamices que contengan mallas
con un rango de entre 3 y -4. Los tamices se deben ordenar en función de su tamaño,
en orden descendiente, es decir las mallas más gruesas se colocan en la parte superior.
En la parte de inferior, se encaja una charola que recoge las partículas de la fracción
88
CAPÍTULO II
fina, la cual se extrae y se analiza por otros métodos que se detallan en el epígrafe
siguiente (figura 2.4.2.1).
Tabla 2.4.2.1 División granulométrica en sedimentología según el criterio seguido por Capra et al.,
(2004).
Tamaño en PHI
Equivalencia
en milímetros
-8
256
-7
128
-6
64
-5
32
-4
16
-3
8
-2
4
-1
2
0
1
1
0,5
2
0,25
3
0,125
4
0,0625
5
0,0312
6
0,0155
7
0,0075
8
0,0037
9
0,0013
10
0,0006
11
0,0003
Fracción
Equivalencia en la terminología
sedimentológica estándar
GRUESA
Bloque
MEDIA
Grava
Arena
Limo
FINA
Arcilla
La muestra se vierte sobre la columna de tamices y se introduce en un rotor, como es el
instrumento “Rotap”, el cual la agita y se realiza una selección de las partículas en cada
malla según su tamaño de . Posteriormente, se separan los tamices y se recoge el
material atrapado en cada uno de ellos para medir su peso.
Análisis de la fracción fina. La fracción fina se puede analizar mediante dos aparatos: la
pipeta de Robinson y el difractómetro láser. En el primero se introduce agua destilada
para dispersar el material introducido; transcurridas unas determinadas horas las
partículas caen al fondo por su peso, las cuales se recogen, se secan y se pesan.
El difractómetro láser requiere de una pipeta con una solución del material fino, el
instrumento emite una luz láser que es capaz de detectar el tamaño de las partículas y
ofrecer su conteo a través de un ordenador.
89
CAPÍTULO II
Figura 2.4.2.1 Columna de tamices preparada para analizar la fracción media de una muestra de material.
El tamiz correspondiente a -4 se localiza en la parte superior de la columna y se ordenan hasta alcanzar
en la parte inferior 3, y debajo de éste se coloca una charola que recoge el material correspondiente a la
fracción fina.
Análisis de la fracción gruesa. Para la cuantificación y clasificación de las partículas
superiores a 32 mm se utilizan dos técnicas: el conteo y el análisis fotogramétrico. La
primera se lleva a cabo en campo, donde se selecciona dentro de una superficie
cuadrada (normalmente de 1 m de lado) 100 clastos, de los cuales se mide su eje mayor
y menor, y se procede a su clasificación en función de su tamaño.
La segunda técnica se realiza en campo a través de la toma de una fotografía del
depósito, en la cual se coloca un objeto para dar una escala. En gabinete, con el uso de
un ordenador, se superpone una malla cuadriculada de distintos tamaños a la imagen,
para lo cual se tiene como referencia la escala del objeto. El valor de de una partícula
se determina por el tamaño de la rejilla en la que quedaría atrapada, como si se utilizase
una columna de tamices. Posteriormente, se cuentan las partículas que corresponden con
un determinado (Kellerash y Dale, 1971).
Una vez analizadas las fracciones fina, media y gruesa, se procede a realizar el cálculo
del peso de material que hay para cada y el porcentaje de éstos se expresa
gráficamente en valores individuales o acumulados, con la finalidad de identificar las
90
CAPÍTULO II
modas. Una vez obtenidas las gráficas de las modas se calcula la media y la desviación
típica. De esta forma se conoce la variabilidad en los tamaños de las partículas (figura
2.4.2.2) (Pierson, 1985; 1986; Pierson et al., 1990; Lavigne et al., 2000; Capra et al.,
2004).
LAHAR 2002, T2
Porcen taje
ac umula do
150
100
50
0
-5
0
5
10
PHI
Figura 2.4.2.2 Gráficas del porcentaje de peso de las partículas en cada , de forma individual y
acumulada, para una muestra de un depósito lahárico en el volcán Popocatépetl.
3. Análisis de la composición. Por composición de un lahar se entienden las
características químicas, mineralógicas y petrológicas de sus depósitos. El análisis
mineralógico es importante para identificar la procedencia de los materiales que acarreó
un lahar, así como para identificar aquellos que fueron incorporados en su recorrido. El
análisis químico se realiza en los depósitos laháricos para conocer el porcentaje de
arcilla necesaria para que un flujo se comporte como cohesivo o no cohesivo (Pierson et
al., 1987).
5. Análisis de la fábrica. La fábrica es la forma en que las partículas se imbrican o se
disponen, lo cual indica el modo en que fueron transportadas y las condiciones en las
que se depositaron (Cas y Wright, 1987). Así, por ejemplo, cuando el eje mayor de las
91
15
CAPÍTULO II
partículas de un depósito está orientado en la dirección del flujo, indica que fue laminar;
por el contrario, si la orientación es aleatoria, éste fue turbulento.
Cuando se observan en un depósito las estructuras de carga (tractional bedforms), se
sabe que el lahar se comportó como un flujo hiperconcentrado, si éstas se disponen en
forma de dunas, denota un régimen subcrítico y si son en antidunas, corresponden con
uno supercrítico (Cas y Wright, 1987). Si existen bloques rotos que constituyen
estructuras en forma de rompecabezas dentro de un depósito lahárico, se sabe que el
lahar se comportó como un flujo de derrubios cohesivo.
2.4.3 Método cronoestratigráfico
El método cronoestratigráfico se basa principalmente en el reconocimiento de la
distribución espacial, estratigráfica y edad de los depósitos que corresponden a un
determinado evento natural, y con base en un modelo, se realizan hipótesis sobre la
posibilidad de que un caso de igual magnitud pueda tener lugar en el futuro (Scott et al.,
1995; Barnikel et al., 2002; Barriendos et al., 2002).
El modelo probabilidad/riesgo (Felicísimo, 1999) se puede utilizar en el método
cronoestratigráfico, ya que evalúa de forma numérica la frecuencia de un determinado
proceso o fenómeno natural, y además analiza el grado de vulnerabilidad que presentan
las personas o construcciones localizadas en un determinado lugar ante tal situación.
Por riesgo se entiende la probabilidad de que ocurra un desastre, como es la muerte de
seres humanos. Este concepto puede cambiar en función del estudio, así si evaluamos
éste en términos económicos, se definiría como la posibilidad de que tenga lugar un
desastre que destruya los bienes materiales de una determinada población. Por peligro
se entiende un fenómeno considerado como una amenaza potencial; por frecuencia, la
secuencia temporal con la que se presenta un peligro y por vulnerabilidad, el daño que
causaría un determinado fenómeno considerado como peligroso.
El modelo de probabilidad/riesgo se puede abordar a través de las fases siguientes:
92
CAPÍTULO II
1. Elaboración de un mapa o tabla de vulnerabilidad. Sobre cualquiera de estos dos
elementos se identifican las construcciones de una población y se les asigna un valor
numérico, que se calcula a partir de unos criterios establecidos previamente en el
estudio. Así, por ejemplo, para asignar valores de vulnerabilidad a los tejados de las
casas ante el peligro de que exista una caída de piroclastos durante una erupción,
aquellos que son de cartón son más vulnerables que los compuestos de paja, y éstos son
más que los de teja. Así pues, se asigna un valor de 3 a las construcciones con techos de
cartón, 2 a los de paja y 1 a los construidos de teja. De esta manera, los valores más
altos corresponden con una mayor vulnerabilidad y viceversa.
2. Realización de un mapa de frecuencia. Para poder obtener este documento, se analiza
primero el peligro en función a las causas que lo originan; por ejemplo, en el caso de los
lahares del Popocatépetl, pueden ser las intensas precipitaciones, la actividad eruptiva o
el deshielo masivo del glaciar. Para cada una de estas situaciones, se elabora un mapa en
el que se indica la distribución espacial y temporal de un evento de cierta magnitud y se
le asigna un valor. Posteriormente se suman los valores de los distintos mapas para
obtener aquel con la frecuencia de eventos.
3. Elaboración de un mapa de riesgo. Se obtiene a través de la integración de los mapas
de vulnerabilidad y de frecuencia.
Cabe mencionar que el método cronoestratigráfico se apoya en el análisis de los
depósitos asociados a los procesos que los generan; para ello es imprescindible el
trabajo de campo, así como la datación relativa y absoluta de los materiales estudiados.
La eficacia de este método depende de una buena estimación de las edades en un amplio
periodo de tiempo, de forma que se puedan plantear distintos escenarios basados en
eventos pasados. Es importante mencionar que cuando no se cumplen en su totalidad los
requisitos anteriores, se pueden implementar en este método, simulaciones o modelos
teóricos.
93
CAPÍTULO II
2.4.4 Método por simulación numérica
Este método se basa en la aplicación de modelos numéricos asistidos por ordenador.
Los modelos de este tipo son una simplificación cuantitativa de la realidad, los cuales
pueden clasificarse de la manera siguiente: (Griswold, 2004):
1. Modelos de base física.
2. Modelos de base estadística, llamados empíricos.
3. Modelos de base física y estadística.
Para resolver los modelos numéricos se requiere de la representación de un evento
lahárico sobre una determinada superficie, en este sentido, los programas de ordenador
como los Sistemas de Información Geográfica (SIG) son útiles, ya que pueden trabajar
la componente espacial y representar distintos atributos de carácter geográfico.
La asignación de atributos se puede realizar en dos formatos: el vectorial y el raster (o
también llamado grid). En el primero, los elementos geográficos se dibujan como
puntos (por ejemplo, el lugar donde se mide durante trabajo de campo la velocidad de
un lahar mediante la técnica de “superelevación”), líneas (por ejemplo, las curvas de
nivel de un mapa topográfico) o polígonos (por ejemplo, una superficie con los mismos
materiales geológicos). En el formato raster, la superficie se divide en cuadrados de
igual tamaño (llamados celdas o píxeles), a los cuales se les asigna un valor medio que
corresponde al área del cuadrado; por lo general, se trabaja con valores continuos. Para
tener datos referenciados espacialmente en un SIG se utilizan unas tablas que contienen
un registro de los atributos que figuran en la superficie. La información se puede dividir
en distintas capas (mapas) que pueden posteriormente ser relacionadas entre sí mediante
operaciones aritméticas y algebraicas (Garbrecht y Martz, 2000).
La forma en la que se lleva a cabo la representación espacial es a través de la
construcción de un Modelo Digital del Terreno (MDT), el cual se puede obtener a través
de la interpolación de las curvas de nivel de un mapa topográfico. Los programas de
simulación numérica asistidos por ordenados son programas que trabajan en el entorno
de un SIG y que requieren de un MDT. Entre ellos, se han escogido dos por ser los que
se han utilizado en el estudio de lahares. Éstos son: LaharZ y TITAN2D (Stevens et al.,
94
CAPÍTULO II
2003; Delaite et al., 2004; Muñoz et al., 2004; Kumar, et al., 2005; Procter, et al., 2005;
Williams et al., 2005; Williams, 2006).
LaharZ. Este programa fue creado en el Servicio Geológico de los Estados Unidos de
Norteamérica (United States Geological Survey, USGS), por Schilling en 1998. Se basa
en un modelo tanto físico, como estadístico que utiliza dos ecuaciones creadas por
Iverson et al., (1998), la cuales calculan el área de inundación de una sección de corte
del canal (A) y su sección planimétrica (B) por parte de un lahar según su volumen.
Estas ecuaciones (A) y (B) conservan la masa, momentum y energía durante el cálculo
de la superficie de inundación y utilizan las fórmulas siguientes (figura 2.4.4.1):
A = 1 V 2 / 3 (11)
B = 2 V 2 / 3 (12)
Donde:
A, es el área de inundación de un lahar en una sección de corte del canal,
B, es el área de inundación de un lahar en su sección planimétrica,
,es un valor constante que se calcula estadísticamente. En LaharZ, 1 y 2
se obtuvieron mediante el análisis de 27 lahares en 9 volcanes que se
localizan en los siguientes países: Estados Unidos de América, México,
Colombia, Canadá y Filipinas (Iverson et al.,1998). Los resultados que se
obtuvieron fueron: 1 = 0,05 y 2 = 200 ,
V , es el volumen.
Talweg
B
A
A
Figura 2.4.4.1 Cálculo del área de inundación de una sección de corte del canal (A) y del área
planimétrica (B) de un lahar con la aplicación de LaharZ (Iverson, et al., 1998).
95
CAPÍTULO II
Para calcular la superficie de inundación de un lahar, LaharZ sigue los pasos siguientes:
1. El MDT se suaviza mediante un proceso que rellena los píxeles que poseen un
valor medio de altitud inferior al de los píxeles vecinos. Para ello, se introduce
un valor de profundidad que el sistema necesita para localizar todas aquellas
áreas de relleno.
2. Sobre el MDT, el programa dibuja las líneas de drenaje.
3. Se generan unas líneas denominadas “de máxima energía”, que unen el píxel
de mayor altitud del MDT, con aquellos píxeles donde comienza el proceso de
deposición del lahar. Para ello, se introduce en LaharZ la relación entre la
distancia reducida a la horizontal (AN) y el desnivel (AL) del píxel de mayor
altitud del MDT con aquel donde comienza la deposición.
4. Sobre el MDT se marca el píxel de inicio y final del lahar sobre una de las
líneas de drenaje obtenidas en el paso 2.
5. Se introducen cuatro valores de volumen con los cuales se desea representar a
un lahar. Éstos son utilizados por LaharZ para calcular (A) y (B) de las
fórmulas 11 y 12.
6. El programa comienza a rellenar las secciones de corte al canal desde el píxel
de inicio hasta el situado en el final a través de la línea de drenaje. Para ello,
LaharZ rellena una sección de corte y cuenta los píxeles inundados en su
sección planimétrica. En el interior de esta superficie, suma las secciones de
corte contiguas hasta alcanzar el valor de (B) de la fórmula 12.
El programa tiene unas limitaciones importantes que se destacan a continuación:
1. Al ser rellenadas las secciones de corte del canal con el valor de (A) de la
fórmula 11, no se tiene en cuenta la capacidad de un lahar de incorporar o
depositar material a lo largo de su trayectoria. Por lo tanto, puede existir una
imprecisión en el área de relleno.
96
CAPÍTULO II
2. Si en una determinada sección de corte hay una confluencia de canales
laterales, el programa los rellena hasta computar el valor de (A) de la fórmula
11. Este hecho no se observa en la realidad, ya que el flujo siempre discurre
por el canal principal.
3. Al igual que en el punto anterior, si en una sección de corte se rellena una
sección lateral, la superficie planimétrica que ocupa se suma en el cálculo de
(B) de la fórmula 12. De esta manera, se sobreestima por una parte el área de
inundación del lahar y por otra, se ocasiona una reducción de la distancia
recorrida.
4. En función del tamaño del píxel del MDT, varían los resultados obtenidos para
(A) y (B) en las fórmulas 11 y 12; por tanto, las áreas de inundación se
rellenan de diferente manera, aunque los mejores resultados se obtienen sobre
un MDT detallado (figura 2.4.4.2). Esto representa un problema en cuanto a la
adquisición de información, ya que no siempre es posible disponer de
cartografía digital a grandes escalas.
TITAN2D. Este modelo numérico fue creado por el Grupo Geofísico de los Flujos en
Masa (Geophysical Mass Flow Group) de la Universidad de Búfalo (EEUU) en el 2004.
El programa utiliza las ecuaciones de conservación de masa y momentum, para simular
la velocidad, el espesor y el desarrollo de un flujo granular (representado como una pila
de material) que se desplaza por una superficie.
El programa TITAN2D no sólo se ha utilizado para modelar flujos granulares, sino
también para lahares y flujos piroclásticos, como Delaite et al., (2004) en el volcán
Misti (Perú); Muñoz et al., (2004) en Popocatépetl (México); Williams et al., (2005) en
el volcán Tungurahua (Ecuador); Williams et al., (2006) en el volcán Cotopaxi
(Ecuador); y Procter et al., (2006) en el volcán Ruapehu (en Nueva Zelanda).
El programa trabaja sobre un MDT en formato raster, en el que genera una malla
adaptada según el esquema de Godunov, es decir, con mayor resolución sólo en aquel
espacio donde el programa analiza como la pila de material evoluciona, y una menor
97
CAPÍTULO II
resolución sobre la superficie circundante a donde el programa está computando
(Geophysical Mass Flow Group, 2004). Para hacer este proceso, se necesita de enlace
un Sistema de Información Geográfica conocido por su acrónimo: GRASS (Geographic
Resources Analisys Support System).
En el programa se sigue los pasos siguientes:
1. Se introducen las coordenadas de inicio del lahar y las dimensiones de la pila de
material (largo, ancho y espesor), así como su ángulo de fricción interna y la
rugosidad del canal de la barranca por donde va a discurrir el flujo.
2. El programa calcula la evolución de la pila de material en la barranca para
distintos intervalos de tiempo que el usuario introduce en segundos (por
ejemplo, cada 1 segundo, cada 10, etc.) y los registra en lo que se denominan
“pasos”, cuyo número es también introducido. Así, por ejemplo, si se introducen
1.000 pasos cada 10 segundos, se genera un total de 1.000 ficheros (que se
pueden visualizar mediante diferentes programas) con los datos referentes a
cómo la pila de material esta evolucionando en la ladera cada 10 segundos
(datos de superficie de inundación, velocidad y espesor de la pila de material)
(figura 2.4.4.3).
TITAN2D tiene las siguientes limitaciones:
1. El programa se desarrolló para modelar flujos granulares, como son las
avalanchas de derrubios sin agua. Por lo tanto, los lahares no se clasifican dentro
de esta categoría.
2. En el momento de aplicar el programa, se ha observado que es necesario
introducir valores de rugosidad hipotéticos para obtener la simulación de un
evento que ocurrió en el pasado, ya que con los datos calculados en campo no se
adquieren los resultados deseados (Stinton et al., 2005; Sheridan, et al., en
prensa).
98
99
de píxel.
volumen, pero sobre Modelos Digitales del Terreno obtenidos de diferentes fuentes (utilizadas en este estudio), con una resolución de 5 m y 10 m de tamaño
Figura 2.4.4.2 Cómputo del área de inundación de un lahar en una sección de corte del canal (A) y de su sección planimétrica (B) para un lahar con el mismo
CAPÍTULO II
CAPÍTULO II
Espesor de la pila de material-paso 0
Velocidad-paso 0
Espesor de la pila de material-paso 34
Velocidad-paso 34
Espesor de la pila de material-paso 134
Velocidad-paso 134
Figura 2.4.4.3 Visualización de diferentes pasos de una misma simulación. En cada paso aparecen los
datos correspondientes a espesor y velocidad de la pila de material.
3. El programa realiza una simulación incompleta cuando el número de pasos
introducidos es inferior al tiempo necesario para que se calcule la velocidad de
una pila de material al llegar a su punto final (0 m/s); por tanto, se debe efectuar
otra vez la simulación con un número de pasos mayor. Esto genera un alto
consumo de tiempo, ya que se deben ejecutar numerosos ensayos.
100
CAPÍTULO II
2.4.5 Método de alerta lahárica
Este método se basa en la instalación de instrumentos que permiten conocer el momento
exacto en que un lahar tiene lugar en una barranca, para posteriormente, alertar a los
habitantes de las poblaciones cercanas. Algunos aparatos utilizados detectan el
movimiento y el sonido de un flujo o lahar, mientras que otros miden las precipitaciones
pluviales para cortos periodos de tiempo. Sus características se detallan a continuación.
Detección del movimiento. El movimiento de un lahar puede identificarse mediante el
uso de cámaras fotográficas y de video que se colocan en la superficie del canal.
También, se han instalado cables a distintas alturas dentro de la barranca, los cuales al
romperse por el paso de un flujo de cierta magnitud, emiten automáticamente una señal
que alerta a una estación de control. Este tipo de instrumentos fueron utilizados en el
volcán Merapi (Java), donde se observó sus imprecisiones a la hora de enviar señales
(Lavigne et al., 2000).
Otra técnica consiste en la instalación de sismógrafos, los cuales perciben la vibración
del suelo, que se transmite a una estación de observación donde se procesa la
información mediante dos sistemas; por una parte, la medida de la amplitud sísmica a
tiempo real (conocida con sus siglas en inglés: RSAM), y por otra parte, la amplitud
sísmica espectral (conocida con sus siglas en inglés SSAM). Si un sismógrafo se instala
cerca de un canal con alta dinámica lahárica, éste es capaz de registrar un evento de
cierta magnitud y emitir una señal de alerta en tiempo real.
En el volcán Popocatépetl se han instalado siete sismógrafos que se distribuyen en un
radio de hasta 30 km desde el cráter. Las señales emitidas se envían por diferentes
medios al Puesto Central de Registro del CENAPRED, donde se procesa la información
en RSAM y en SSAM (Guevara Ortíz et al., 2003); sin embargo, estos datos no han
sido estudiados desde el punto de vista lahárico, sino desde el sísmico y eruptivo.
Alerta por el sonido del lahar. El sonido se recibe mediante geófonos, los cuales tienen
conectado un amplificador y se colocan lo más cerca posible del canal por donde suele
fluir un lahar. La vibración emitida que se percibe por el aparato, se transmite hasta una
estación de observación y se procesa en el “Monitor de Flujo Acústico” (Guevara Ortíz
101
CAPÍTULO II
et al., 2003). Los geófonos captan todo el sonido que se produce a su alrededor; por
ello, es necesario un análisis exhaustivo de las gráficas que se almacenan en el monitor
para clasificar el que corresponde con un lahar.
En el volcán Popocatépetl se localizan tres geófonos desde el año 1998, de los cuales
dos se encuentran en la cabecera de Tenenepanco y La Espinera, y uno en la confluencia
de estas dos barrancas. Las señales emitidas por estos aparatos son recibidas desde una
estación repetidora ubicada en el Pico de Tlamacas, que las envía por radio hasta el
Puesto Central de Registro del CENAPRED (Guevara Ortíz et al., 2003). No existen,
hasta momento, estudios publicados en los que se analicen las señales de los geófonos,
como en el caso de otros volcanes (Lavigne et al., 2000). Hay que tener en cuenta que
desde la fecha de instalación de estos instrumentos en el Popocatépetl, sólo ha tenido
lugar un lahar que ha amenazado a la población de Santiago Xalitzintla (el 22 de enero
de 2001); por este motivo, no existe un número suficiente de casos para clasificar el
sonido procedente de los flujos laháricos.
Alerta por medida de la precipitación. La intensidad en las precipitaciones es un factor
decisivo en la generación de lahares (Lavigne et al., 2000); por ello, se han llevado a
cabo diversos estudios (Lavigne et al., 2000; Thouret et al., 2000) que relacionan las
lluvias (en tiempo de minutos u horas) con el inicio de un flujo lahárico por medio de
ecuaciones de regresión. Cada volcán, en relación a la pendiente de sus laderas, el
volumen y espesor de los depósitos, así como su textura y la cobertura vegetal, presenta
unos umbrales distintos de intensidad de precipitaciones pluviales que puedan dar lugar
a lahares (Thouret et al., 2000).
En el volcán Popocatépetl, las estaciones pluviométricas pertenecen al Servicio
Meteorológico Nacional. Las más cercanas están ubicadas en: Huejotzingo, San Andrés,
Amecameca y Atlautla. Éstas registran los datos de temperatura y precipitación con una
lectura cada 24 horas. Por su periodo de registro, no se puede realizar un calculo
regresivo que permita estimar con qué intensidad en minutos tiene lugar un lahar.
102
CAPÍTULO II
2.5 Implicaciones de la teoría de lahares y de sus métodos de estudio en la presente
investigación
En la presente tesis doctoral, los lahares se van a conceptualizar como flujos de agua y
material que pueden comportarse, o bien como un flujo hiperconcentrado, que posee
entre el 40% y el 60% de volumen o entre el 40% y el 80% de peso de material y el
resto de agua; o bien como un flujo de derrubios, el cual tiene entre un 60% y un 80%
de volumen o más del 80% de peso de material (Beverage y Culbertson, 1964). Entre
las diferentes causas que pueden desencadenar lahares, según la clasificación de Smith y
Lowe, (1991) y de Thouret y Lavigne, (2000), en el Popocatépetl se identifican las
siguientes:
1. Lahares de tipo primario desencadenados por la emisión de flujos piroclásticos
que asimilan agua a lo largo de su recorrido y se transforman en lahares. Este
proceso se observó en el lahar del 22 de enero del 2001, cuando tres flujos
piroclásticos descendieron por las cabeceras de las barrancas Tenenepanco, La
Espinera y Tepeteloncocone y asimilaron agua de la superficie del glaciar por la
que fluyeron. Pasadas cuatro horas se desencadenó el lahar.
2. Lahares primarios causados por el deshielo de nieve o hielo al contacto con
piroclastos de caída. Este proceso fue la causa del lahar del 1 de julio de 1997
cuando los materiales piroclásticos, aun incandescentes, cayeron sobre la
superficie del glaciar y generaron un deshielo masivo de agua que dio lugar a un
flujo que descendió por las barrancas Tenenepanco y Huiloac.
3. Lahares generados por causas no eruptivas a consecuencia de intensas
precipitaciones. Un lahar de este tipo tuvo lugar en septiembre de 1993, cuando
las intensas precipitaciones arrastraron el material suficiente de las laderas de la
barranca Huiloac y se generó un flujo hiperconcentrado.
En el volcán Popocatépetl hay una escasa disponibilidad de trabajos que estudien las
características de sus lahares. Sin embargo, existen algunos estudios, como el de
Palacios et al., (1998; 2001), en el cual se reconocen los depósitos de los lahares de
1995 y 1997, a partir de la aplicación de un método sedimentológico. Siebe et al.,
103
CAPÍTULO II
(1996) analizan la estratigrafía, edad y distribución de antiguos lahares en la ladera N y
NE del volcán Popocatépetl, y su trabajo se circunscribe dentro del método
cronoestatigráfico. Sheridan et al., (2001) realizaron diversas simulaciones de los
lahares en las barrancas Tenenapanco y Huiloac mediante la aplicación del programa
LaharZ. De esta forma utilizaron el método por simulación numérica.
Capra et al., (2004) aportan información valiosa sobre las características del lahar de
1997 y 2001. A través de un análisis sedimentológico establecieron el comportamiento
de los lahares de acuerdo con su tipo: como flujo hiperconcentrado o como de
derrubios. Macías Vázquez y Capra Pedol, (2005) analizan la estratigrafía, edad y
distribución de los antiguos eventos volcánicos en las laderas del volcán Popocatépetl.
A partir de esta información proponen un mapa de riesgo volcánico para todas las
poblaciones localizadas en las laderas del volcán. Su trabajo se inserta dentro del
método que se ha denominado como cronoestratigráfico.
Si se toman en cuenta los trabajos publicados hasta el momento, puede observarse que
el estudio de los lahares en el volcán Popocatépetl, se ha llevado a cabo desde diversos
métodos. Sin embargo, estas investigaciones no son suficientes para comprender de
forma integral los procesos generados por estos flujos. Así, al ser el objetivo principal
de la presente investigación comprender los procesos laháricos en las barrancas
Tenenepanco y Huiloac y considerar el riesgo en la población de Santiago Xalitzintla,
se hace necesaria la integración de los distintos métodos para cumplir el objetivo
planteado, el cual se basa en la hipótesis de que: mediante la aplicación integrada de
los métodos que actualmente estudian los lahares se puede llegar al conocimiento de
los procesos laháricos. Así, a continuación se evalúa como los métodos existentes
contribuyen en el estudio de los lahares en el Popocatépetl.
El método hidráulico. Se ha aplicado en el estudio de los lahares a través del cálculo de
los parámetros de: velocidad, pico de descarga, rugosidad del canal, entre otros
(Pierson, 1985; Pierson et al., 1990). La inclusión de éste en el estudio permite conocer
el comportamiento hidráulico de los flujos laháricos en las barrancas del Popocatépetl.
El método sedimentológico. En concreto, para el estudio de los lahares, se realizan los
análisis granulométricos y químicos de los depósitos (Pierson y Scott, 1985; Pierson et
104
CAPÍTULO II
al., 1990). Éstos son necesarios para distinguir su sedimentología y comprender las
implicaciones que tienen en el comportamiento lahárico.
El método por simulación numérica. En los últimos años ha existido una importante
producción de trabajos que lo utilizan para modelar lahares (Stevens et al., 2003;
Delaite et al., 2004; Muñoz et al., 2004; Kumar, et al., 2005; Procter, et al., 2005;
Williams et al., 2005; Williams, 2006). Los programas, hasta la fecha, más utilizados en
el estudio de los lahares son: TITAN2D (Pitman et al., 2003; Patra et al., 2005) y
LaharZ (Schilling, 1998). Si bien, como fue mencionado anteriormente, los modelos
tienen ciertos fallos, estos programas son de utilidad en el momento de simular eventos
de distintas magnitudes, con información real o hipotética. En este sentido, son valiosos
cuando se quiere hacer una valoración del riesgo por fenómenos naturales.
El método cronoestratigráfico. Se aplica frecuentemente en los estudios de Ciencias de
la Tierra (Barnikel et al., 2002; Barriendos et al., 2002; Macías Vázquez y Capra Pedol,
2005) para profundizar en los distintos procesos, ya sean de tipo geológico,
geomorfológico o geofísico. Sin embargo, existen pocos trabajos enfocados a la
evaluación del riesgo por lahares (Scott et al., 1998). Este método permite integrar la
información sobre eventos pasados y su recurrencia en un cierto periodo de tiempo. En
la presente investigación, la información obtenida a partir de este método se considera
de gran utilidad para identificar el riesgo lahárico en la población de Santiago
Xalitzintla.
El método de alerta lahárica. Se ha utilizado en algunos volcanes con la finalidad de
prevenir las catástrofes que pueden ocasionar los lahares (Lavigne et al., 2000). Sin
embargo, es un método que requiere una gran inversión económica, debido a que los
aparatos tienen costos elevados. Además, los instrumentos necesitan una continua
revisión, ya que precisan ser calibrados con frecuencia. Por otro lado, hasta el momento,
no todos los aparatos empleados han aportado resultados satisfactorios para las
investigaciones llevadas a cabo; por lo cual, no se considera apropiada su inclusión en la
presente investigación.
Por lo anteriormente expuesto, la inserción de los métodos en el presente estudio se
puede dividir en dos grandes rubros. El primero estaría enfocado al análisis del
105
CAPÍTULO II
comportamiento lahárico en las barrancas Tenenepanco y Huiloac, mediante la
implementación de los métodos hidráulico y sedimentológico. Mientras que el segundo
se centraría en la evaluación del riesgo en la población de Santiago Xalitzintla, el cual
se debe complementar a través de los métodos por simulación numérica y de alerta
lahárica.
106
CAPÍTULO III
CAPÍTULO III Propuesta metodológica de la investigación
En la presente tesis doctoral se aplicarán los métodos hidráulico, sedimentológico,
cronoestratigráfico y el que desarrolla modelos de simulación numérica, los cuales serán
el medio para analizar y comprender los procesos laháricos de las barrancas
Tenenepanco y Huiloac. La tesis parte del principio de que la aplicación de los cuatro
métodos, de forma conjunta y complementaria, permitirá evaluar, de manera más
efectiva, el riesgo derivado de estos flujos en la población de Santiago Xalitzintla.
Los estudios existentes en materia de la dinámica lahárica en el volcán Popocatépetl,
presentados en el apartado 2.5 del capítulo II, serán la base documental para organizar la
investigación, que elaborará una nueva metodología con una estructura en dos bloques,
según se detalla a continuación (figura 3.1):
Bloque 1: Estudio del comportamiento de los lahares en las barrancas Tenenepanco y
Huiloac. En esta parte, la tesis aporta una metodología específica para el estudio de las
características físicas de los flujos laháricos, con el objetivo principal de comprender su
comportamiento a lo largo de las barrancas Tenenepanco y Huiloac. Para ello, se
implementarán los métodos hidráulico y sedimentológico.
Con la aplicación del método hidráulico se tratará de conocer con detalle el
comportamiento hidrológico de los lahares, para lo que se estudiarán los depósitos
laháricos bien conservados, sin haber sido transformados con posterioridad a su
sedimentación por la erosión o por deslizamientos. También, se calculará la velocidad
que tuvieron los lahares y se comparará y relacionará de forma estadística este valor con
otros parámetros hidráulicos obtenidos a partir de mediciones en el canal. De esta
forma, se obtendrán resultados más precisos en la evaluación del comportamiento
lahárico, como se ha hecho en otros estudios (Williams et al., 2005; Williams, 2006;
Sheridan et al., en prensa). Las características hidráulicas de los lahares del
Popocatépetl se compararán con las de otros volcanes, para así, poder establecer
similitudes y diferencias.
107
BLOQUE 1
108
Basándose
principalmente en el
hecho de que de que se
repitiesen eventos
laháricos pasados en la
actualidad, conocer como
estos afectarían a las
construcciones de
Santiago Xalitzintla.
Método
cronoestratigráfico
Método
sedimentológico
Simular lahares pasados e
hipotéticos en las
barrancas Tenenepanco y
Huiloac y analizar su
afección en las
construcciones de
Santiago Xalitzintla.
Conocer el tipo de
flujo (de derrubios o
hiperconcentrados)
que tuvo lugar en
lahares pasados.
Método hidráulico
Método que aplica
modelos de
simulación
numérica asistidos
por ordenador
Conocer las
características
hidráulicas de los
lahares pasados.
Procedimiento
para el cálculo del
volumen lahárico
Procedimiento
para la mejora
del MDT
Procedimiento
para calcular el
recorrido
lahárico
Propuestas para la
solución de problemas
habituales
Aplicación
Aplicación del modelo
probabilidad/riesgo
Aplicación de los programas
TITAN2D y LaharZ
Análisis granulométrico en los
depósitos de lahares que se
encuentren sin contaminar y en
buenas condiciones.
Cálculo de aquellos parámetros
hidráulicos aplicables sobre los
depósitos laháricos que se
encuentren reconocibles (sin
alteración y/o deslizamientos) y
estudio estadístico de los mismos
con especial atención al
parámetro velocidad.
Figura 3.1 Organigrama de la metodología general de la investigación en el volcán Popocatépetl.
BLOQUE 2
Objetivo
Resultado
Estudio del comportamiento
lahárico en Tenenepanco y Huiloac
Análisis del riesgo lahárico en
Santiago Xalitzintla
Método a aplicar
PROPUESTA METODOLÓGICA PARA EL ESTUDIO DEL RIESGO LAHÁRICO EN EL VOLCÁN POPOCATÉPETL
CAPÍTULO III
CAPÍTULO III
A través de la aplicación del método sedimentológico se clasificarán los depósitos
laháricos según su tipología, en función de las características que presenten a largo de
su recorrido. Se realizará el análisis granulométrico de los sedimentos, con el objetivo
de conocer la proporción de agua y material que tuvieron los lahares y poder diferenciar
si se trataron de flujos de derrubios o hiperconcentrados. Su diferenciación se hará en
función de la distribución de los pesos de las distintas fracciones granulométricas. Los
resultados obtenidos en la aplicación del método sedimentológico se compararán con
los obtenidos por Capra et al., (2004) para los lahares de 1997 y 2001, tratando de
completar la información aportada en el trabajo citado.
Bloque 2: Estudio del riesgo lahárico en la población de Santiago Xalitzintla. La tesis
elaborará una metodología dirigida al análisis del riesgo lahárico en la población de
Santiago Xalitzintla. Para ello, se aplicará el método que utiliza las simulaciones
numéricas, así como el cronoestratigráfico. Ambos pueden integrarse para obtener
resultados más precisos sobre la posible distribución espacial de los procesos laháricos.
El método cronoestratigráfico permitirá evaluar la posibilidad de que se repita un evento
que afecte a la población estudiada.
Para realizar las simulaciones numéricas, se hará uso de los programas LaharZ
(Schilling, 1998) y TITAN2D (Pitman et al., 2003; Patra et al., 2005). Con ellos se
simularán eventos pasados e hipotéticos para el volcán Popocatépetl, con la intención de
construir escenarios, en los cuales se evalúe de forma visual, cómo un flujo lahárico
podría afectar en el futuro a la población de Santiago Xalizintla.
Con la aplicación del método cronoestratigráfico se desarrollará el modelo de
probabilidad/riesgo basado en la propuesta de Felicísimo (1999), pero adaptado a los
requerimientos del presente estudio. En este sentido, en la investigación se define al
riesgo como la posibilidad de que un lahar afecte a un espacio destinado a vivienda y a
sus habitantes.
En la propuesta metodológica planteada, se tratará de dar solución a tres importantes
problemas no superados en otros estudios sobre prevención de riesgos laháricos. Estos
problemas son:
109
CAPÍTULO III
1. Resolución del MDT. Como ya se mencionó en el capítulo anterior, una de las
principales dificultades observadas en el momento de realizar las simulaciones ha sido
la necesidad de tener un MDT detallado de las secciones transversales al canal de la
barranca. Para el volcán Popocatépetl, el MDT que existe procede de la interpolación de
las curvas de nivel del INEGI (1978), con escala de 1:50.000 y con una distancia de 20
m de separación entre las curvas. Con esta topografía sólo se puede obtener un MDT
con una resolución espacial de hasta 20 m de tamaño de píxel, escala con la que no son
representables la mayoría de las secciones de corte del canal.
Para dar una solución a este problema, se diseñó un procedimiento con el cual se mejora
la resolución del MDT de las barrancas Tenenepanco y Huiloac. Para ello, se tuvo en
cuenta que el levantamiento topográfico de toda la barranca (de 21 km
aproximadamente) era excesivamente costoso en tiempo y dinero. La restitución
fotogramétrica tampoco se consideró óptima, debido a que una gran parte de la barranca
no se puede observar desde una vista aérea a consecuencia de la densa cobertura
vegetal, ya que entre los 3000 y los 3900 m de altitud, la barranca se encuentra oculta
bajo el bosque.
Ante la inadecuada resolución del MDT existente, que proviene del INEGI (1978), el
presente trabajo se propuso mejorarlo a través de una corrección en las secciones del
canal de la barranca. Esto se hizo mediante la inserción de distintos perfiles
transversales al canal, medidos durante trabajo de campo y a lo largo de distintos tramos
en la barranca, diferenciados por tener dimensiones similares en anchura, pendiente y
forma de las secciones de corte.
2. Cálculo del volumen lahárico. Las simulaciones numéricas necesitan, además de un
MDT de detalle, el valor del volumen lahárico que corresponde con los depósitos que se
observan en el canal de un volcán. En el Popocatépetl existen trabajos que han
calculado el volumen de distintos lahares a partir de la multiplicación de la distancia
recorrida por el flujo, la anchura de una determinada sección de corte y el espesor del
depósito para ese mismo punto (Sheridan et al., 2001). Este procedimiento es el que
normalmente se utiliza de manera rápida para estimar el volumen, lo que conlleva un
error por sobreestimación de los resultados. Por este motivo, se propuso un
procedimiento que permitiera realizar el cálculo del volumen lahárico con mayor
110
CAPÍTULO III
exactitud, para lo que se debería tener en cuenta las variaciones en la sedimentación de
un flujo a lo largo de su recorrido y las variaciones en las secciones del canal y en la
pendiente de la barranca.
3. Cálculo de la distancia lahárica. En la mayoría de los estudios no se especifica cómo
se obtiene la distancia recorrida por un lahar, sin embargo este parámetro varía
considerablemente en función de la forma en que se calcula. Así, la distancia entre dos
puntos llamados A y B (figura 3.2) se puede obtener de diversas maneras, como son:
(a) Distancia real. Es la distancia entre A y B que tiene en cuenta cualquier tipo de
irregularidad en el terreno.
(b) Distancia reducida. Es la distancia en línea recta entre A y B.
(c) Distancia reducida a la horizontal. Es la distancia entre A y B proyectada sobre
un eje horizontal (que une los puntos A’ y B de la figura 3.2).
A
Entre A-A´
Desnivel
A´
B
Entre A-B
Distancia Real
Distancia Reducida
Distancia Reducida
a la horizontal
Figura 3.2 Representación gráfica de la distancia real, distancia reducida y distancia reducida a la
horizontal.
Para la medida de cada una de las distancias descritas, se utiliza el teorema de Pitágoras,
que expone como en un triángulo rectángulo, la hipotenusa al cuadrado es igual a la
suma de los cuadrados de los catetos. Así, la distancia reducida es igual al valor de la
hipotenusa, el desnivel entre un punto y el proyectado (A y A’, figura 3.2) es igual al
valor de un cateto y la distancia reducida a la horizontal (A’ y B, figura 3.2) al del otro.
111
CAPÍTULO III
En la presente investigación, la distancia recorrida por un lahar se simplifica como una
distancia reducida; para ello se diseñó un procedimiento que puede aplicarse en un SIG,
mediante la disgregación de la línea del talweg en puntos equidistantes a través del uso
de las curvas de nivel del mapa topográfico del INEGI (1978).
Tal y como se ha expuesto en este capítulo, la metodología general de la investigación
planteada en la presente tesis doctoral propone la integración de cuatro de los cinco
métodos empleados para el estudio de los flujos laháricos, hecho que supone una
novedad respecto a estudios previos de lahares, los cuales habían aplicado hasta el
momento solamente uno o, como máximo, dos de los métodos existentes para obtener
sus resultados. Además, la metodología propuesta postula el incluir tres procedimientos
específicos y novedosos, que fueron elaborados en la presente investigación para
subsanar los problemas observados en los estudios previos en el momento de aplicar los
métodos hidráulico, sedimentológico y por simulación numérica.
112
CAPÍTULO IV
CAPÍTULO IV Estudio del comportamiento lahárico en las barrancas
Tenenepanco y Huiloac: aplicación del método hidráulico y
sedimentológico
El comportamiento lahárico se estudia mediante la aplicación de los métodos hidráulico
y sedimentológico (Thouret y Lavigne, 2000; Capra et al., 2004). Con estas
aplicaciones se obtienen resultados numéricos que aportan información sobre las
características hidrológicas de los flujos y los materiales que transportan. En el caso del
Popocatépetl, no hay antecedentes de estudios que apliquen el método hidráulico, pero
sí existen investigaciones que utilizan el método sedimentológico (Palacios et al., 1998;
2001; Capra et al., 2004).
Así, en la presente investigación se aplicó el método hidráulico por primera vez al
estudio de los lahares del Popocatépetl, para conocer los parámetros de anchura del
canal, profundidad hidráulica, perímetro y superficie mojada, velocidad media, pico de
descarga, rugosidad del canal, número de Froude, distancia al punto de inicio y el
tiempo de llegada del lahar en distintos puntos del canal.
Al ser la velocidad media una de las variables principales en la evaluación del riesgo
lahárico, ésta se relacionó mediante regresiones lineales con la pendiente del terreno, el
pico de descarga, la profundidad hidráulica y la distancia al punto de inicio. Los
resultados obtenidos de las correlaciones fueron comparados con diferentes datos
publicados para otros volcanes.
El método sedimentológico se basó en el análisis granulométrico de los depósitos
laháricos en distintos puntos de las barrancas Tenenepanco y Huiloac. Los resultados
que se obtuvieron se compararon con los publicados por Capra et al. (2004).
4.1 Procedimiento propuesto para el cálculo del recorrido lahárico
La distancia recorrida por un lahar dentro de un canal, es un parámetro necesario para
una correcta selección de los sitios de muestreo, ya que los depósitos pueden variar
considerablemente en relación a su punto de inicio. Esta distancia se estima de diversas
113
CAPÍTULO IV
maneras como son: la distancia reducida, la distancia reducida a la horizontal o la
distancia real (ver el capítulo III; figura 3.2). Ya que los resultados obtenidos varían
claramente, se propuso un procedimiento para clarificar la medición del recorrido
lahárico.
La distancia real recorrida por un lahar se idealizó como una distancia reducida (figura
3.2). Para ello, se utilizó el Sistema de Información Geográfica: Arc View 3.2, y las
curvas de nivel del mapa topográfico del INEGI, las cuales se interporlaron en un TIN
(Triangular Irregular Network). Éste se transformó en un Modelo Digital del Terreno
con una resolución del píxel de 2 metros. Posteriormente, se digitalizó una línea sobre el
talweg de las barrancas Tenenepanco y Huiloac, para lo cual se utilizaron como base las
curvas de nivel del mapa topográfico. La línea digitalizada se disgregó en puntos con
una separación de 2 metros mediante el comando “Divide line by adding points
evenly”. A cada uno de los puntos se le asignó un identificador (ID), el ID número 1 se
le dio al punto de origen del lahar y así sucesivamente en orden ascendente hasta el
punto donde el lahar finalizó.
Para realizar el cálculo de la distancia reducida entre el punto de inicio y cualquier otro
sitio del recorrido del lahar, primero se extrajo la altitud del punto por medio del MDT
mediante la extensión GRID Analyst 1.1 y posteriormente se aplicó el comando
“Extract x, y and z values for point theme from grid theme”. De esta forma, a todos los
puntos con ID del talweg se les asignó su respectivo valor de altitud. Estos valores
fueron exportados al software EXCEL, donde el valor de altitud de cada punto se restó
con el anterior a él sobre la línea de talweg de tal forma que: xi+1-xi donde x equivale al
valor de altitud. La distancia reducida a la horizontal entre cada uno de los puntos fue
igual a dos metros, ya que este valor corresponde a la equidistancia entre éstos. Una vez
conocido el desnivel entre cada dos puntos consecutivos en la línea del talweg, la
distancia reducida se calculó mediante el teorema de Pitágoras, donde la distancia
reducida es igual a la raíz cuadrada de la diferencia de altitud al cuadrado más la
distancia reducida a la horizontal al cuadrado.
Para conocer la distancia entre el inicio del lahar y cualquier otro punto de su recorrido,
se sumaron todas las distancias reducidas, entre el punto de inicio y el seleccionado
(figura 4.1.1).
114
115
Característica
Identificador
Altitud (m)
Diferencia
altitudinal (m)
Distancia
reducida
A
B
C
D
=(C2 +22 )0.5
=Bi+1 -Bi
Operación
Datos EXCEL: para cada
punto del talweg los valores
del Identificador y de altitud
Exportación a la base de
Puntos de la línea del talweg
Cada 2 m de separación
Realizar las siguientes operaciones:
TABLA
“Add points evenly Along a
line” (2 m)
Di vidir la linea del talweg en
puntos de igual distancia
mediante:
For Point theme from Grid theme
“Extract X,Y and Z values
Nombre
Suma de distancias
Reducidas ->
Sumatorio de D
Línea del talweg
De 2 m de píxel.
Extracción del valor altitudinal desde el
MDT mediante: GRID Analyst 1.1.:
Figura 4.1.1 Organigrama explicativo del procedimiento para calcular recorridos laháricos.
Escala 1:50.000
Del INEGI
Curvas de nivel
Digitalización
Interpolación por el
valor de altitud
DEM en formato raster
PROCEDIMENTO PARA CALCULAR RECORRIDOS LAHÁRICOS
CAPÍTULO IV
CAPÍTULO IV
4.2 Aplicación del método hidráulico
El método hidráulico se basa en la aplicación de distintos parámetros hidráulicos como
son la anchura del canal, la superficie mojada, el perímetro mojado, la profundidad
hidráulica, la pendiente del canal, la velocidad, el pico de descarga, el número de
Froude, el tiempo de llegada, la densidad, el peso específico y la viscosidad. Todos ellos
se obtienen para conocer el comportamiento hidrológico que tuvieron los lahares en la
barranca por donde fluyeron.
Este método se aplicó en la barranca Tenenepanco y Huiloac sobre los depósitos del 1
de julio de 1997 y del 22 de enero de 2001, por encontrarse éstos en buen estado de
conservación, ya que no existen evidencias claras de remoción, erosión o deslizamientos
sobre ellos.
Los parámetros hidráulicos que se calcularon fueron: anchura del canal, superficie
mojada, perímetro mojado, profundidad hidráulica, pendiente del canal, velocidad, pico
de descarga, número de Froude y tiempo de llegada. El cálculo de la viscosidad no se
estimó debido a que su obtención requiere de fórmulas detalladas que no son fáciles de
medir en campo, como son por ejemplo, la velocidad superficial o la anchura del “flujo
rígido” (ver fórmulas 9 y 10, capítulo II, apartado 1.4.1).
4.2.1 Trabajo de campo
Se llevaron a cabo diversas campañas de trabajo de campo entre los años 2004 y 2006,
en las cuales se tomaron las medidas necesarias para calcular los distintos parámetros
hidráulicos propuestos. La selección de los lugares de muestreo obedeció a dos
condiciones: la primera es que debían de situarse siempre en una curva de la barranca,
ya que para medir la velocidad media mediante la técnica de superelevación es
necesario que el flujo lahárico haya estado sometido al efecto de las fuerzas centrífugas.
La segunda condición es que los depósitos debían estar en su posición original, ser
reconocibles y sin muestras de alteración por remoción o deslizamientos.
A cada punto de muestreo seleccionado se le asignó el nombre de “LAHAR” seguido
del año en que ocurrió el flujo y de una numeración que aumenta en función a la
116
CAPÍTULO IV
distancia del cráter del volcán. Las mediciones se hicieron en cinco puntos para el lahar
de 1997 y catorce para el lahar del 2001 (tabla 4.2.1.1 y figura 4.2.1.1). El número de
mediciones fue menor para el lahar de 1997 debido a que los depósitos de éste presentan
en algunos sectores signos de alteración, además de que se encuentran en gran parte
cubiertos por los depósitos del lahar del 2001.
Se adquirieron en campo las coordenadas Universales Transversas de Mercator (UTM)
(x, y), así como el valor de altitud (z). Éstas fueron adquiridas y almacenadas en un
Receptor de Posicionamiento Global (GPS por sus siglas en inglés) con el datum
NAD27, ya que éste es el que utiliza el INEGI en sus mapas topográficos (tabla 4.2.1.1
y figura 4.2.1.1).
Tabla 4.2.1.1 Coordenadas UTM (x,y) y altitud (z) para los lahares de 1997 y 2001 con base en los puntos
de muestreo seleccionados.
UTM x
UTM y
Altitud (km)
Lahar01-1
539133
2106683
3,939
Lahar01-2
539161
2106887
3,908
Lahar01-3
539203
2106667
3,874
Lahar01-4
539460
2107401
3,816
Lahar01-5
539769
2107869
3,74
Lahar01-6
540534
2108279
3,64
Lahar01-7
540674
2108373
3,62
Lahar01-8
540970
2108733
3,588
Lahar01-9
541045
2108914
3,546
Lahar01-10
541635
2109173
3,448
Lahar01-11
542002
2109317
3,392
Lahar01-12
542821
2109711
3,271
Lahar01-13
543408
2109474
3,202
Lahar01-14
543543
2109724
3,19
Lahar97-1
539054
2105609
4,146
Lahar97-2
539170
2106954
3,895
Lahar97-3
539646
2107686
3,767
Lahar97-4
546919
2109369
2,86
Lahar97-5
547236
2109100
2,835
Nombre
LAHAR 2001
LAHAR 1997
117
CAPÍTULO IV
Figura 4.2.1.1 Mapa de localización de los puntos de muestreo seleccionados donde se aplicó el método
hidráulico en los lahares de 1997 y 2001.
Para llevar a cabo la fase de trabajo de campo, se utilizó una estación total portátil
“Leica Vector”, un trípode, una cinta métrica y un jalón con una carátula reflectante
localizada en uno de sus extremos. Para cada punto de muestreo se realizaron los tres
tipos de mediciones siguientes:
1. Levantamiento del perfil transversal a la barranca. Para realizar el levantamiento de
un perfil sobre la superficie del depósito lahárico, se estacionó la estación total sobre
uno de los leveés y desde esta ubicación se realizaron mediciones a distintos puntos. El
primero de ellos fue el levée contrario del canal, y el resto, aquellos puntos del perfil
donde se presentaron rupturas de pendiente. Las mediciones que se registraron fueron la
distancia reducida y el desnivel entre el punto de estacionamiento y cada uno de los
puntos seleccionados, donde se posicionó una persona con el jalón. Para facilitar los
cálculos en gabinete, se estacionó la estación total con una altura de 1,4 m sobre el
suelo, misma altura a la que se posicionó la carátula del jalón; excepto en aquellos
lugares donde las irregularidades de la barranca impidieron la visualización de la
carátula reflectante del jalón desde la estación total. En éstos, se modificó la altura de
118
CAPÍTULO IV
alguno de los dos instrumentos y se tuvieron en cuenta estas modificaciones en los
cálculos posteriores (figura 4.2.1.2).
Figura 4.2.1.2 Levantamiento de un perfil transversal al canal de la barranca.
2. Medida de la pendiente del canal desde el talweg de la barranca. Para obtener la
pendiente del canal se estacionó el aparato sobre un punto del talweg de la barranca, y
desde allí, se midió la distancia reducida y el desnivel existente hasta la carátula del
jalón situada en el otro punto del talweg. Entre el punto donde se estacionó la estación
total y el jalón, se pudo trazar una línea imaginaria ortogonal al perfil transversal de la
barranca que se tomó anteriormente (figura 4.2.1.3).
3. Calculó del radio de curvatura desde un punto interior a la curva de la barranca.
Para la medida del radio de curvatura del canal se estacionó el aparato en un punto
cualquiera del interior de la curva. La persona portadora del jalón se localizó sobre el
talweg de la barranca en tres puntos del recorrido de la curva. Para cada uno de ellos,
desde la estación total se midió el azimut y la distancia reducida. Después de realizar la
primera medición con la estación total, se bloqueó el aparato para que éste no pudiese
cabecear en el plano vertical y sí en el horizontal. Por este motivo, en cada uno de los
tres lugares donde se sitúo el jalón dentro de la curva, la persona que lo portaba tuvo
que modificar la altura de éste, para facilitar la visualización de la carátula reflectante
desde la estación total (figura 4.2.1.4).
119
CAPÍTULO IV
Figura 4.2.1.3 Medida de la pendiente del canal de la barranca.
Figura 4.2.1.4 Medida de tres puntos sobre el talweg de la barranca en curva.
120
CAPÍTULO IV
4.2.2 Procesamiento
En una primera fase de procesamiento se representó de manera gráfica el perfil
transversal para cada punto de muestreo y se midieron los parámetros: anchura del
canal, diferencia entre leveés, profundidad hidráulica, superficie mojada y perímetro
mojado. La pendiente del canal se expresó de dos maneras, en la primera se mostró el
ángulo medido en campo y en la segunda se dividió la distancia reducida a la horizontal
por el desnivel que se calculó entre el punto donde se estacionó la estación total y el
jalón.
El cálculo del radio de curvatura se realizó mediante el método gráfico descrito en el
apartado 2.4.1 del capítulo II, el cual se basa en la medición, desde un punto cualquiera
interior a la circunferencia que pasa por la curva de la barranca, de la distancia reducida
a la horizontal y el desnivel existente a tres puntos cualquiera que se localicen dentro de
la mencionada circunferencia. Con estos parámetros se calculó la velocidad media de
los lahares según la técnica de superelevación (apartado 2.4.1, capítulo II, fórmula 1 ó
2), el pico de descarga (apartado 2.4.1, capítulo II, fórmula 3), la rugosidad del canal
según Manning (apartado 2.4.1, capítulo II, fórmula 5), los tiempos de llegada (apartado
2.4.1, capítulo II, fórmula 6) y el número de Froude (apartado 2.4.1, capítulo II, fórmula
4).
Para calcular la distancia recorrida por un lahar desde su punto de inicio hasta los
puntos de muestreo seleccionados, se aplicó el procedimiento para el cálculo de la
distancia recorrida por un lahar descrita en el apartado 4.1; para ello se utilizaron los
programas Arc View 3.2 y EXCEL y las curvas de nivel del INEGI con escala 1:50.000.
En una segunda fase de procesamiento se realizó un análisis estadístico mediante el
coeficiente de correlación de Pearson (r) y el coeficiente de determinación (r2). Este
análisis se dirigió hacia la búsqueda de las posibles correlaciones existentes entre la
velocidad y los distintos parámetros hidráulicos, ya que esta primera se consideró,
dentro de la metodología general de la tesis doctoral, como una variable de suma
importancia debido a que en función de ésta se obtiene una valiosa información sobre el
proceso de flujo y el riesgo lahárico.
121
CAPÍTULO IV
Con el coeficiente de Pearson (r) se conoció el ajuste de dos parámetros sobre una línea
recta, en este estudio se considero que: cuando la r= ±1 el ajuste es perfecto, cuando el
valor de r= ±0,9 y ±1 el ajuste es muy bueno, cuando r= ±0,8 y ± 0,9 el ajuste es bueno,
cuando el valor de r= ±0,65 y ±0,8 el ajuste es regular-alto, cuando r= ±0,5 y ±0,65 el
ajuste es regular-bajo, y finalmente, cuando la r<±0,5 el ajuste es malo. Con el
coeficiente de determinación (r2) se conoció la variabilidad existente entre dos variables,
y se consideró una correlación buena a aquellos valores de r2>0,7.
4.2.3 Resultados
En la tabla 4.2.3.1 se presentan los parámetros hidráulicos calculados para los lahares de
1997 y 2001 y en la tabla 4.2.3.2, las correlaciones que se realizaron (r y r2).
A partir del examen minucioso de las tablas 4.2.3.1 y 4.2.3.2, se puede advertir que las
velocidades obtenidas para el lahar de 1997 oscilan entre 1,4 y 7,7 m/s, mientras que
para el lahar de 2001, entre 1,3 y 13,8 m/s. En estos datos se registra una mayor
velocidad para el lahar del 2001 que para el del 1997, lo cual no quiere decir que
necesariamente el primero fuese más veloz que el segundo, ya que sólo se dispone de
cinco puntos de muestreo para este último flujo.
Si se observa la velocidad en relación a la distancia recorrida, se aprecia que el lahar del
2001 tuvo su mayor velocidad (13,8 m/s) después de recorrer los primeros 7,5 km de
trayecto desde su punto de inicio, y a partir de éste, la velocidad disminuyó
drásticamente hasta alcanzar los 1,4 m/s en el último lugar de muestreo (9,6 km desde el
origen). Con base en los datos obtenidos, se advierte que no existe una dependencia
lineal de la velocidad con la distancia, como confirman los valores de correlación
r=0,51 y r2=0,26 (tabla 4.2.3.2).
Si analizamos en conjunto los datos obtenidos para el lahar de 1997 y 2001, se observa
que la anchura del canal, la pendiente y la profundidad hidráulica varían
considerablemente a lo largo de su recorrido, como también se observó con la velocidad
(figura 4.2.3.1). No existe relación estadística de la pendiente con la velocidad, como
indican los valores de correlación r=0,51 y r2=0,27. Sin embargo, entre la profundidad
122
CAPÍTULO IV
hidráulica y la velocidad se muestra una correlación regular-alta (r=0,75 y r2=0,56), lo
cual nos ha permitido proponer la posibilidad de que los cambios en la morfología del
canal sean uno de los principales condicionantes de la velocidad de los lahares en la
barranca Tenenepanco y Huiloac (Muñoz-Salinas et al., en prensa).
El volumen de agua y sedimento transportado por los lahares de 1997 y 2001 durante su
recorrido en la barranca no fue constante, como indica el parámetro de pico de descarga
en relación a la distancia (tabla 4.2.3.1), donde: de 667 m3/s a los 4,1 km de recorrido
(LAHAR01-03) se pasó a 91 m3/s a los 6 km (LAHAR01-06), luego se pasó a los 335
m3/s a los 6,9 km (LAHAR01-09) y finalmente se alcanzó 39 m3/s a una distancia de
9,6 km (LAHAR01-14). Así, los cambios continuos en los valores del pico de descarga
indican un proceso de incorporación o pérdida de material o de agua durante el
recorrido del lahar. A pesar de que el valor del pico de descarga se calculó utilizando la
velocidad (apartado 2.4.1, capítulo II, fórmula 3), existe sólo una correlación regularbaja entre estos dos parámetros (r=0,68 y r2=0,46), por lo cual, el proceso de
incorporación y pérdida de material por parte del lahar, no está condicionando
únicamente por la velocidad (Muñoz-Salinas et al., en prensa).
Los valores obtenidos para la rugosidad del canal (tabla 4.2.3.1) oscilan entre 0,051 y
0,282, lo cual es característico de la gran resistencia al movimiento que presentan los
lahares, aunque éstos son ligeramente más altos que los registrados para el Nevado del
Ruiz (entre 0,040 y 0,211) (Pierson et al., 1990). Respecto al número de Froude (figura
4.2.3.2), se aprecia que los lahares de 1997 y 2001 fueron supercríticos durante casi
todo su recorrido; por tanto, se comportaron como flujos erosivos.
Finalmente, los tiempos de llegada desde el punto de inicio de los lahares a los
diferentes puntos de muestreo (tabla 4.2.3.1), indican que la distancia no es
proporcional al tiempo del recorrido lahárico, lo cual implica que existen factores que
aceleran o desaceleran al flujo. Estos factores como se mencionó anteriormente, se
derivan de las características morfológicas del canal, aunque también podrían tener
relación con las propiedades sedimentológicas, ya que ambos son factores que
condicionan notoriamente la velocidad (Pierson, 1986).
123
Distancia
(Km)
124
2,788
7,814
1,857
31,900
15,550
16,800
22,000
26,000
16,250
13,900
16,562
18,000
4,621
5,179
6,062
6,236
6,736
6,943
7,587
8,006
8,925
9,414
9,685
Lahar01-5
Lahar01-6
Lahar01-7
Lahar01-8
Lahar01-9
Lahar01-10
Lahar01-11
Lahar01-12
Lahar01-13
Lahar01-14
0,192
1,968
13,360
13,774
Lahar97-4
Lahar97-5
1,931
13,500
4,968
Lahar97-3
4,950
3,903
16,000
5,996
23,900
4,066
0,186
0,260
1,512
2,848
1,031
4,659
4,562
3,850
2,544
6,500
3,100
3,270
3,550
3,750
6,650
6,500
8,100
4,800
8,900
7,467
Lahar97-2
51,125
27,000
26,750
23,000
27,250
68,000
31,250
16,750
21,000
71,375
75,000
Lahar97-1
LAHAR 1997
5,275
33,040
4,168
Lahar01-4
3,867
12,870
Lahar01-3
6,400
10,700
26,840
3,992
34,500
21,400
3,794
Lahar01-2
35,150
11,984
10,998
17,489
21,401
29,334
18,550
21,500
10,998
15,391
13,212
21,847
19,673
12,137
27,063
27,926
26,402
27,399
19,919
18,193
18,800
11,050
23,800
34,200
27,300
21,600
21,200
29,400
18,800
33,800
19,000
45,200
18,400
19,000
55,000
14,400
58,000
21,200
34,100
5,0
5,0
6,0
13,0
18,0
5,0
6,0
3,0
4,0
13,5
4,0
14,0
22,0
9,0
6,0
7,0
8,0
14,0
14,0
0,105
0,231
0,087
0,105
0,052
0,070
0,070
0,249
0,404
0,158
0,123
0,141
0,249
0,249
5,493
1,373
5,063
7,721
7,215
1,455
1,582
6,292
4,712
13,809
4,923
4,748
8,015
4,355
10,067
4,922
8,898
11,419
8,306
81,008
394,753
39,281
42,306
144,726
128,405
334,767
148,390
134,255
91,458
351,306
667,343
393,943
291,960
1,690
1,595
0,385
0,453
1,389
1,131
0,891
1,203
2,178
1,579
0,956
1,717
2,770
1,908
Supercritico
Supercritico
Subcritico
Subcritico
Supercritico
Supercritico
Subcritico
Supercritico
Supercritico
Supercritico
Subcritico
Supercritico
Supercritico
Supercritico
705
527
1956
1767
1457
1311
1086
1044
939
917
586
494
474
457
0,072
0,103
0,266
0,282
0,051
0,079
0,102
0,133
0,079
0,112
0,122
0,073
0,052
0,084
Perímetro Superficie Profundidad Diferencia Anchura Radio
Pico de NºFroude
Tiempo de llegada
Pendiente Pendiente Velocidad
Valoración
“n” de
desde el punto de inicio
mojado
mojada hidráulica de leveés canal curvatura
descarga (adimen(º)
(m/m)
(m/s)
Nº Froude
Manning
2
2
(segundos)
(m)
(m )
(m)
(m)
(m)
(º)
(m /s)
sional)
Lahar01-1
LAHAR 2001
Puntos de
muestreo
Tabla 4.2.3.1 Parámetros hidráulicos en las barranca Tenenepanco y Huiloac para los lahares de 1997 y 2001.
CAPÍTULO IV
CAPÍTULO IV
Tabla 4.2.3.2 Correlación de la velocidad con distintos parámetros hidráulicos.
Velocidad y
Velocidad y
pendiente
pico de descarga
r=0,51
r=0,68
2
2
PENDIENTE DEL CANAL (º)
ANCHURA DEL CANAL (m)
PROFUNDIDAD HIDRÁULICA (m)
VELOCIDAD (m/s)
r =0,27
0
hidráulica
r=0,75
2
r =0,46
16
14
12
10
8
6
4
2
0
Velocidad y
profundidad
r =0,56
2
Velocidad y
distancia
r=-0,51
2
r =0,26
4
6
8
10
12
14
16
10
12
14
16
10
12
14
16
10
12
14
16
DISTANCIA (Km)
12
10
8
6
4
2
0
0
2
4
6
8
DISTANCIA (Km)
35
30
25
20
15
10
5
0
0
2
4
6
8
DISTANCIA (Km)
25
20
15
10
5
0
0
2
4
6
8
DISTANCIA (Km)
Figura 4.2.3.1 Representación gráfica de la velocidad, la anchura del canal, la pendiente y la profundidad
hidráulica en relación a la distancia recorrida.
125
CAPÍTULO IV
Nº Froude (adimensional)
3
2,5
2
1,5
1
0,5
0
0
2
4
6
8
10
12
14
16
Distancia (km)
Figura 4.2.3.2 Gráfico de los valores del número de Froude en relación a la distancia recorrida por los
lahares de 1997 y 2001.
4.2.4 Discusión de la aplicación del método hidráulico
El método hidráulico ha sido ampliamente utilizado en estudios laháricos (Pierson,
1985; Pierson et al., 1990; Thouret y Lavigne, 2000), por este motivo, muchos de los
parámetros calculados para los lahares de 1997 y 2001 en las barrancas Tenenepanco y
Huiloac son comparables con los obtenidos en otros volcanes. Este hecho permite
evaluar los resultados para el Popocatépetl mediante comparaciones con los lahares del
Mount St. Helens en 1980 o el Nevado del Ruiz en 1985.
Los lahares del Mount St. Helens en 1980 se generaron por la emisión de flujos
piroclásticos, los cuales al pasar sobre la superficie de uno de los glaciares que cubría el
volcán, incorporaron una gran cantidad de agua de deshielo. De esta forma, la parte
basal del flujo piroclástico dio lugar a la formación de numerosos lahares que se
canalizaron por las barrancas Pine y Muddy, en tan sólo unos minutos después de una
gran erupción volcánica (Pierson, 1985).
126
CAPÍTULO IV
Pierson (1985) encontró una dependencia no lineal de la velocidad sobre la profundidad
hidráulica y la pendiente del canal, con un coeficiente de correlación transformando los
valores logarítmicamente de r=0,93. Esto indica que la velocidad aumenta cuando la
pendiente y la profundidad hidráulica incrementan su valor. Las velocidades más altas
en el Mount St. Helens fueron de entre 30 m/s y 40 m/s (tabla 4.2.4.1), a escasos metros
del lugar de inicio del lahar, y a partir de ahí, los valores de velocidad disminuyeron
considerablemente (Pierson, 1985). En el Mount St. Helens, la correlación entre la
velocidad y la distancia obtenida fue buena (r=0,86 y r2=0,75) (tabla 4.2.4.2).
Tabla 4.2.4.1 Parámetros hidráulicos de los lahares del 13 de noviembre de 1985 en el Nevado del Ruiz
(Colombia) y del 18 de mayo de 1980 en el Mount St. Helens (EEUU) (tomados de Pierson, 1985 y
Pierson et al., 1990).
Azufrado
Guali
Molinos/Nereidas
Lahar
Muddy
Mount St Helens (USA)**
Pine
Lagu
na
llas
Nevado del Ruiz ( Colombia)*
Volcan
Punto Distancia (km)
Pico de
Profundidad
descarga
hidráulica (m)
3
(m /s)
Pendiente
(m/m)
Velocidad
(m/s)
14,7
9,0
7,8
13,9
8,7
15.100
19.900
18.100
11.700
11,5
14,9
12,2
11,9
6,4
6,4
4,8
8,2
12,0
6,2
5,7
15,0
14,6
17,0
7.300
5.100
4.200
13.700
20.500
13.600
1.100
10.500
48.000
32.300
7,4
7,3
5,2
4,2
10,8
5,8
5,0
13,5
12,0
11,3
7,2
5,4
40,0
28,0
26,8
23,0
14,4
6,8
3,7
4,4
6,4
3,2
30.200
27.100
25,4
13,5
710
3.100
2,0
7,2
66.800
63.900
20.000
22.000
7.150
2.440
2.690
3.460
4.860
20,6
4,9
17.100
28.200
25.900
28.200
21.700
19.200
21.000
19.200
16.600
6.250
8.930
7.320
9,8
15,2
12,6
14,5
14,9
14,8
13,9
10,7
9,4
9,3
9,0
6,0
MN1
MN2
MN3
MN4
MN5
MN6
MN7
MN8
MN9
G2
G3
G4
G5
A1
A2
A4
AL1
AL1A
AL3
L1
L2
L3
A0
A1
A2
M0
M1
M2
M3
M4
M5
M6
3,9
5,2
11,2
16,4
33,0
37,5
47,4
58,9
68,6
7,5
17,9
74,0
102,6
3,7
9,6
32,0
49,5
49,7
69,3
4,1
5,4
27,4
3,0
6,8
7,5
9,8
13,9
18,1
21,4
22,7
24,5
28,1
0,239
0,167
0,079
0,113
0,032
0,021
0,018
0,014
0,011
0,111
0,071
0,020
0,009
0,143
0,038
0,032
0,029
0,029
0,024
0,250
0,049
0,040
0,144
0,028
0,019
0,110
0,020
0,011
0,003
0,007
0,003
0,005
L1
31,0
0,006
6,0
WP
P1
P2
P2.1
P3
P4
P5
P6
P7
P8
P9
P10
P11
L2
4,4
9,1
9,9
10,1
10,8
11,5
12,2
14,1
14,8
16,8
19,5
19,6
20,9
22,5
0,012
0,015
0,092
0,065
0,041
0,042
0,043
0,036
0,031
0,026
0,027
0,019
0,030
0,009
31,0
23,5
17,7
20,8
13,1
12,4
10,9
14,2
21,1
15,3
9,3
11,0
12,0
9,0
127
19,8
16,8
4,7
3,5
5,3
2,2
5,1
8,7
CAPÍTULO IV
Tabla 4.2.4.2 Correlaciones para los lahares del Nevado del Ruiz y del Mount St. Helens.
Parámetros
Velocidad
pendiente
y Velocidad y pico Velocidad y Velocidad
de descarga
profundidad distancia
hidráulica
Mount St
Helens
r=0,60
2
r =0,36
r=0,80
2
r =0,65
r=0,48
2
r =0,02
r=-0,86
2
r =0,75
Nevado del
Ruiz
r=0,39
2
r =0,15
r=0,76
2
r =0,58
r=0,76
2
r =0,59
r=-0,44
2
r =0,19
y
Los lahares del Nevado del Ruiz de 1985 se originaron a causa del deshielo glaciar por
el calor transferido por flujos piroclásticos, oleadas piroclásticas y materiales de caída.
Los materiales volcánicos fueron emitidos durante una erupción pliniana que ocurrió
unas horas antes de la formación de los lahares (Pierson et al,. 1990). El agua liberada
percoló en el material volcánico no consolidado que se localizaba en la cabecera de las
barrancas y dio lugar a grandes deslizamientos que se convirtieron en lahares. Éstos
fluyeron por las laderas N, E y O a lo largo de las barrancas Molinos-Nereidas,
Azufrado y Lagunillas. De acuerdo con los datos publicados (tabla 4.3.4.1), se observó
que los mayores valores de velocidad fueron de 14,7 m/s a los 3,9 km de su punto de
inicio para la barranca Molinos-Nereidas, 13,9 m/s a los 16,4 km en la barranca Guali,
17 m/s a los 32 km en la barranca Azufrado y 11,3 m/s a los 4,1 km en la barrranca
Lagunillas. Así, las velocidades máximas se alcanzaron a largas distancias desde el
punto de inicio (entre 4 y 32 km). El pico de descarga y la profundidad hidráulica tuvo
una variación similar con respecto a la velocidad, según indican las correlaciones
realizadas (para el pico de descarga y la velocidad, r=0,76 y r2=0,58; para la
profundidad hidráulica y la velocidad, r=0,76 y r2=0,59). Los lahares del Nevado del
Ruiz muestran una mala correlación entre la pendiente y la velocidad (r=0,39 y r2=0,15)
(tabla 4.2.4.2).
Los lahares del Mount St. Helens y del Nevado del Ruiz fueron flujos de gran volumen
en comparación con los ocurridos en el Popocatépetl (ver valores de pico de descarga en
tabla 4.2.4.1). Sin embargo, se observó que las velocidades registradas por los lahares
del Nevado del Ruiz y del Popocatépetl se comportaron de manera similar, ya que la
velocidad máxima se alcanzó en ambos casos, después de varios kilómetros recorridos
128
CAPÍTULO IV
con respecto al punto de origen del lahar (figura 4.2.4.1). Además, en estos volcanes, la
correlación entre velocidad y profundidad hidráulica es buena (tabla 4.2.3.2 y 4.2.4.2).
45
40
35
Velocidad (m/s)
30
Popocatépetl
25
Mount St Helens
20
Nevado del Ruiz
15
10
5
0
0
5
10
15
Distancia (Km)
Figura 4.2.4.1 Velocidad en función de la distancia, para el Popocatépetl en el lahar del 2001 (puntos),
Nevado del Ruiz para el lahar Molinos-Nereidas (triángulos) y Mount St. Helens para el lahar Muddy
(cuadrados) (Muñoz-Salinas et al., en prensa).
Por otra parte existen notables diferencias entre la velocidad de los lahares del Mount
St. Helens y del Popocatépetl, principalmente por los altos valores de velocidad máxima
localizados en los primeros metros del recorrido lahárico en Mount St. Helens (figura
4.2.4.1). Además, los lahares del Mount St. Helens tienen otras dos características que
no tienen los lahares del Popocatépetl y del Nevado del Ruiz: la primera es que existe
una muy buena correlación entre la velocidad y la distancia, y segundo, que existe una
correlación no lineal entre la velocidad, la pendiente y la profundidad hidráulica (tabla
4.2.4.2).
A través de la comparación de los resultados obtenidos por el método hidráulico en los
volcanes Popocatépetl, Mount St. Helens y Nevado de Ruiz, se puede inferir que los
mecanismos genéticos de los lahares son, posiblemente, los factores determinantes en el
comportamiento de la velocidad, siendo también causantes de las diferencias observadas
129
CAPÍTULO IV
en las velocidades máximas que tienen los lahares a lo largo de su recorrido (MuñozSalinas et al., en prensa). Aunque los flujos laháricos ocurridos en el Popocatépetl y en
el Nevado del Ruiz tuvieron un volumen distinto, el comportamiento de la velocidad fue
similar debido a los procesos que los desencadenaron (agua de deshielo glaciar que se
mezcló con los materiales no consolidados de las cabeceras de las barrancas). Por otro
lado, en el Mount St. Helens, la génesis de los lahares estuvo directamente relacionada
con mecanismos eruptivos volcánicos, que ocasionaron el decrecimiento lineal de la
velocidad con la distancia al punto de inicio.
En conclusión, el análisis de los resultados del método hidráulico en el Popocatépetl y
su comparación con los resultados obtenidos en otros lahares, nos ha permitido
proponer que los factores que desencadenan un lahar y la topografía de la barranca
condicionan la velocidad de un lahar, independientemente de su volumen (apartado
4.2.4) (Muñoz-Salinas et al., en prensa).
4.3 Método sedimentológico
El método sedimentológico se aplicó para caracterizar los distintos tipos de flujo que
tuvieron lugar en el Popocatépetl. Para ello, se utilizó un análisis granulométrico de
distintas muestras de depósitos. El estudio analizó las fracciones fina y media. No se
incluyó la fracción gruesa con la finalidad de que los clastos grandes (mayores a 32
mm) no sesgaran la proporción de los pesos obtenidos para cada valor de . Se
consideró que cuando la distribución de los pesos en los diferentes presentan una sola
moda, el comportamiento del lahar puede ser considerado como flujo hiperconcentrado
y cuando presentan dos modas, como un flujo de derrubios (Capra et al., 2004).
El método sedimentológico se aplicó en la barranca Tenenepanco y Huiloac sobre los
depósitos del 1 de julio de 1997, del 22 de enero de 2001, y sobre los lahares del 2002
antiguo y reciente (figura 1.12.1). Para recoger y analizar las muestras sedimentológicas
se realizaron distintas campañas de trabajo de campo entre los años 2004 y 2006.
130
CAPÍTULO IV
4.3.1 Trabajo de campo
Dentro de las barrancas Tenenepanco y Huiloac se seleccionaron lugares para tomar
muestras de los depósitos laháricos, donde éstos estaban reconocibles (sin signos
aparentes de remoción o deslizamientos). A estos puntos de muestreo se les asignó el
nombre de “MUESTRA”, seguido del año en que ocurrió el lahar y de una numeración,
la cual aumenta, según se incrementa el recorrido lahárico desde cráter del volcán. Los
puntos seleccionados fueron diecisiete para el lahar de 1997, dieciséis para el lahar del
2001, ocho para el lahar del 2002 antiguo y ocho para el lahar del 2002 reciente (figura
4.3.1.1); el número de muestras fue seleccionado en relación al estado de conservación
2104000
2110000
de los depósitos que se encontraron, y debido a este hecho, es desigual.
Puntos de muestreo
Curvas de nivel
Barranca Tenenepanco y Huiloac
550000
542000
Figura 4.3.1.1 Mapa de localización de los puntos de muestreo para el método sedimentológico.
El muestreo se hizo en las paredes del lecho de inundación (figura 1.11.1), donde se
limpió la capa superficial del depósito para evitar que la muestra se contaminase y se
recogió aproximadamente un kilogramo de sedimento que se metió en una bolsa de
plástico y se marcó con un rotulador indeleble. Para cada lugar de muestreo se tomaron
con un receptor GPS las coordenadas UTM (x,y).
131
CAPÍTULO IV
4.3.2 Procesamiento
En el laboratorio se analizó granulométricamente la fracción fina y media. La primera
fase consistió en el secado de las muestras de sedimento mediante su exposición al sol
durante varios días. Para realizar el análisis de la fracción media se utilizó una columna
de tamices entre –4 y 3, las cuales se colocaron en posición descendiente con –4
en la parte superior y 3 en la parte inferior. Debajo de este último, se emplazó una
charola para recoger el material perteneciente a los tamaños de partícula entre 4 y
11. Posteriormente se vertió una muestra de sedimento en la parte superior de la
columna de tamices y se introdujo en el instrumento “Rotap” durante 5 minutos. A
continuación, se puso el material atrapado en cada tamiz dentro de una bolsa de plástico,
que previamente se taró en una báscula de precisión, y se pesó. Este proceso se realizó
para cada muestra de material.
El material entre 4 y 11 atrapado en la charola, corresponde con la fracción fina
(limo y arcilla), la cual se analizó con un difractómetro láser ANALYSETTE 20 y con
el programa de ordenador FRITSCH AUTOSIEB para calcular los pesos de material
pertenecientes a cada . Éstos se normalizaron muestra por muestra, ya que el peso
tamizado no correspondió exactamente con un kilogramo de peso. Después, se calculó
la media y la desviación típica para estos valores. Además, para cada punto de muestreo
se calculó la distancia existente desde el punto de inicio del lahar, mediante el
procedimiento para el cálculo de los recorridos laháricos (apartado 4.1).
Los resultados que se obtuvieron se expresaron de manera gráfica de la manera
siguiente:
a) Para cada muestra se realizó una gráfica con los pesos obtenidos para cada valor
de .
b) En todas las muestras pertenecientes a un mismo depósito lahárico, se sumaron
los pesos correspondientes a un mismo valor de y éste se representó en una
gráfica con los porcentajes acumulados.
132
CAPÍTULO IV
c) Los valores de media y desviación típica de un mismo depósito lahárico se
representaron en función de su distancia al punto de inicio del lahar.
4.3.3 Resultados
En la tabla 4.3.3.1 se muestran los pesos normalizados para los valores entre –4 y 11
para las muestras recogidas para los lahares de 1997, 2001, 2002 antiguo y 2002
reciente, y en la tabla 4.3.3.2 se muestra la media y la desviación típica. Los pesos de se han expresado de manera gráfica para cada muestra (figuras de 4.3.3.1 a 4.3.3.4).
Los valores de para todas las muestras de un determinado lahar se representaron en
gráficas mediante sus valores acumulados (figura 4.3.3.5). La media y desviación típica
de los valores de se representaron en función de la distancia al punto de inicio del
lahar (figura 4.3.3.6).
Los resultados del análisis granulométrico de la fracción fina y media muestran como el
lahar de 1997 sufrió una fluctuación en la distribución de los pesos de las partículas
entre –4 y 11 a lo largo de su recorrido. Este hecho se aprecia en la figura 4.3.3.5,
donde cada línea que representa a una muestra, tiene un comportamiento diferente.
Si tenemos en cuenta que en términos sedimentológicos se considera con el nombre de
grava a las partículas con –1, arena a las situadas entre 0 y 3, limo entre 4 y 7
y arcilla entre 8 y 11 (ver tabla 2.4.2.1), y se observa la figura 4.3.3.1, se puede
concluir que durante los cuatro primeros kilómetros de recorrido del lahar de 1997,
según se observa en las cuatro primeras gráficas de columnas, éste tuvo una moda en la
fracción arena (valor de la media entre 1 y 1,4; tabla 4.3.3.2), entre los 4,5 y 7 km de
recorrido, según las nueve siguientes gráficas de columnas, tuvo dos modas, una en la
fracción grava y otra en limo (valor de media entre –2,1 y 1,35 con alta desviación
típica que indica una gran fluctuación de los datos; tabla 4.3.3.2), y finalmente, a partir
de los 7 km de recorrido, según las cuatro últimas gráficas de columnas, tuvo una moda
en la fracción arena (valor de la media entre 0,9 y 1,55; tabla 4.3.3.2).
Las muestras seleccionadas para el lahar del 2001 presentan una baja fluctuación en la
distribución de los pesos de las partículas entre –4 y 11 a lo largo de su recorrido, ya
133
CAPÍTULO IV
que todas las muestras tuvieron un comportamiento similar (figura 4.3.3.2). El lahar
tuvo dos modas en su descenso por la barranca, una en la fracción grava y otra en limo
(tabla 4.3.3.2) (valor de media entre –0,85 y 1,2 y alta desviación típica que indica que
existe una gran fluctuación de los datos).
Para el lahar del 2002 antiguo, las muestras seleccionadas tuvieron un comportamiento
homogéneo en la distribución de los pesos de las partículas entre –4 y 11, como se
aprecia en la figura 4.3.3.3. En ésta se puede observar como todas las muestras están
seleccionadas en la fracción arena (figura 4.3.3.6) ya que los valores de la media oscilan
entre 0,8 y 2,15 (tabla 4.3.3.2).
Las muestras seleccionadas para el lahar del 2002 reciente, indican que éste sufrió una
fluctuación en la distribución de los pesos de las partículas entre –4 y 11 a lo largo
de su recorrido (figura 4.3.3.4, donde cada muestra presenta un comportamiento
diferente). Además, se puede observar como hasta los 7,5 km de recorrido, el lahar tuvo
dos modas, en la fracción grava y limo, y a partir de ahí, éste sólo tuvo una moda en la
fracción arena (gráfica 4.3.3.6).
Si se tiene en cuenta que la bimodalidad es característica de los flujos de derrubios y la
unimodalidad de los flujos hiperconcentrados (Capra et al., 2004) (ver capítulo II;
apartado 2.3.4), se puede concluir que el lahar de 1997 se comportó como un flujo
hiperconcentrado hasta los 4,5 km de su recorrido, como flujo de derrubios entre los 4,5
y 7 km de distancia, y nuevamente como uno hiperconcentrado, más allá de los 7 km.
El lahar del 2001 y el lahar del 2002 antiguo se comportaron como flujos
hiperconcentrados durante todo su trayecto. Finalmente, el lahar del 2002 reciente se
comportó como un flujo de derrubios hasta los 7,5 km de recorrido y a partir de los 7,5
km, como flujo hiperconcentrado.
134
CAPÍTULO IV
Tabla 4.3.3.1 Pesos en cada para cada una de las muestras recopiladas para los lahares de 1997, 2001,
2002 antiguo y 2002 reciente.
Punto de muestreo
PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI PHI
TOTAL
-4
-3
-2
-1
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10 11
Lahar de 1997
MUESTRA97-01
MUESTRA97-02
MUESTRA97-03
MUESTRA97-04
MUESTRA97-05
MUESTRA97-06
MUESTRA97-07
MUESTRA97-08
MUESTRA97-09
MUESTRA97-10
MUESTRA97-11
MUESTRA97-12
MUESTRA97-13
MUESTRA97-14
MUESTRA97-15
MUESTRA97-16
MUESTRA97-17
1,98
6,42
2,29
0
26,39
9,7
38,81
4,54
14,08
6,67
3,86
11,22
7,83
1,51
0,7
0
14,64
5,14
4,13
3,57
5,23
18,06
3,52
16,85
8,52
3,51
9,39
8,51
11,93
5,28
3,71
2,5
0,89
6,95
12,46
4,85
8,14
7,27
10,15
3,49
5,56
8,84
6,22
7,57
7,86
8,31
5,97
6,4
2,03
3,56
7,7
10,46
6,95
9,89
7,44
6,16
6,28
3,96
8,4
7,18
7,64
8,88
7,53
7,88
7,51
2,3
6
7,03
9,07
10,62
10,99
9,21
4,66
9,23
4,43
9,44
8,57
8,77
9,62
8,13
9,62
10,27
6,14
10,3
8,3
10,04
17,86
12,94
12,77
4,73
13,11
6,81
11,65
11,24
11,46
11,79
10,08
12,26
13,09
15,14
16,03
10,29
13,7
19,22
16,98
18,64
6,36
18,44
10
15,84
15,66
16,09
15,87
13,37
16,66
17,63
24,98
23,1
13,98
13,37
13,55
14,76
17,22
6,75
15,8
7,69
13,43
13,73
13,74
13,93
11,72
14,51
16,06
20,11
18,59
12,45
11,31
2,86
10,46
6,86
4,18
9,67
2,18
6,03
7,92
8,51
10,45
8,86
9,81
7,88
11,34
11,48
8,59
7,07
5,52
5,75
7,43
5,8
6,14
1,91
5,89
5,84
5,92
5,09
4,55
6,3
7,44
7,91
5,53
5,1
3,13
4,8
2,39
4,35
3,15
2,48
0,94
3,76
3,07
2,25
2,19
2,37
2,33
4,55
3,81
2,51
2,73
1,29
2,49
1,06
2,18
2,05
1,29
0,58
2,1
1,67
1,15
1,17
1,19
0,91
2,58
1,74
0,98
1,33
0,54
0,73
0,46
1,39
1,56
0,84
0,28
1,56
1,31
0,84
0,78
0,73
0,4
1,37
1,3
0,33
0,5
0,46
0
0,32
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0,24
0
0
0,71
0,4
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
16,15
14,38
8,79
17,19
9,2
9,01
24,85
24,42
28,7
17,87
14,73
11,89
9,66
3,38
15,66
4,43
15,51
16,86
11,78
14,82
8,22
11,22
11,25
13,34
13,25
13,33
14,79
14,06
10,58
13,33
18,11
11,51
13,15
14,35
14,41
11,69
6,21
10,17
9,65
9,11
6,1
10,57
9,45
12,81
11,33
17,1
11,56
10,2
8,28
8,34
9,8
7,5
6,62
9,03
6,5
6,41
4,95
7,27
7,29
8,53
8,93
9,12
7,11
7,43
6,09
5,98
7,04
5,45
8,05
6,79
5,06
5,22
5,17
5,76
5,86
6,07
6,86
6,32
5,26
6,43
5,92
5,97
6,92
5,62
11,14
6,81
5,43
5,38
7,47
5,83
6,08
6,05
7,01
6,47
5,49
7,8
7,61
7,77
9,15
7,63
15,9
9,43
7,88
7,47
10,9
8,03
8,51
8,25
9,74
8,91
7,66
12,03
8,11
8,22
9,66
8,53
14,07
10,64
8,62
8,15
9,39
8,78
9,61
9,11
10,75
9,94
8,47
12,93
9,88
5,56
10,2
9,76
8,78
9,91
6,7
9,64
6,35
10,39
6,8
9,35
8,45
10,52
7,7
9,2
5,35
5,5
5,72
6,09
6,26
8,56
7,08
5,87
3,68
6,97
16,87
7,47
8,46
7,06
7,04
8,71
2,12
3,4
2,92
3,12
3,01
4,29
3,75
2,47
1,98
2,64
0
3,43
4,35
3,73
3,15
4,81
0,96
2,21
1,89
1,33
1,38
2,02
1,69
1,19
1,11
1,24
0
1,18
2,34
2,13
1,68
2,45
0,42
1,45
1,71
0,52
1,17
1,16
0,85
0,59
0,6
1,32
0
0,36
1,53
1,02
0,67
1,24
0,45
0
0
0,74
0
0,95
0,7
0,74
0,32
0
0
1,44
0
0,97
0,44
0,82
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
100
0
0
0
100
12,14 10,31 7,73 6,11 6,34 7,99 6,73 4,54 2,98 1,58 0,8 0,37 0,31
0
0
100
12,72 14,99 10,74 9,35 10,65 13,83 10,22 4,34 2,78
0
0
100
3,22 2,49 3,13 4,38 6,54 9,57 8,51 5,77 3,28 1,57 0,75 0,25 0,3
0
0
100
4,24
0
0
100
Lahar de 2001
MUESTRA01-01
MUESTRA01-02
MUESTRA01-03
MUESTRA01-04
MUESTRA01-05
MUESTRA01-06
MUESTRA01-07
MUESTRA01-08
MUESTRA01-09
MUESTRA01-10
MUESTRA01-11
MUESTRA01-12
MUESTRA01-13
MUESTRA01-14
MUESTRA01-15
MUESTRA01-16
Lahar de 2002 antiguo
MUESTRA024,75
antiguo-01
MUESTRA0232,07
antiguo-02
MUESTRA028,22
antiguo-03
MUESTRA0250,25
antiguo-04
MUESTRA0215,73
antiguo-05
MUESTRA021,8
antiguo-06
MUESTRA020
antiguo-07
MUESTRA020
antiguo-08
Lahar de 2002 antiguo
MUESTRA026,52
reciente-01
MUESTRA0213,79
reciente-02
MUESTRA024,73
reciente-03
MUESTRA020,46
reciente-04
MUESTRA02- 10,55
5,63 9,06 10,33 16,18 12,37 19,7 12,58 5,57 2,58 0,69 0,26 0,32
5,4
1,2 0,54 0,43
0
4,42 5,22 9,37 16,99 16,36 12,11 5,71 2,36 1,2 0,51 0,37
1,09 1,81 2,43 4,66 10,45 22,25 23,54 14,58 10,23 4,25 1,82 1,08
0
0
0
100
0,5
2,6 1,47 1,14
0
0
0
100
4,65 1,98 0,88 0,58
0
0
0
100
8,86 6,85 7,36 9,81 14,65 20,4 14,24 6,52 2,72 1,13 0,54 0,38
0
0
0
100
2,59
6,3
8,09 11,21 15,16 19,19 12,42 6,06 2,76 1,24 0,71 0,49
0
0
0
100
6,06
7,6
6,8
8,5 14,66 22,6 16,23 6,46 3,27 1,63 0,83 0,64
0
0
0
100
1,63 2,97 6,97 12,87 19,61 25,09 15,85 7,96 3,51 1,63 0,8 0,63
0
0
0
100
7,26 6,46 8,46 12,09 17,07 20,47 11,22 4,42 1,21 0,43 0,24 0,12
0
0
0
100
0,94 2,11 5,98 14,44 26,02 23,64 14,09 7,07
1,34 2,14
3,4
8,22 17,54 28,93 21,96 8,4
135
CAPÍTULO IV
Tabla 4.3.3.2 Valores de media y desviación típica para cada una de las muestras recogidas para los
lahares de 1997, 2001, 2002 antiguo y 2002 reciente.
Punto de muestreo
Media
Desviación típica
Lahar de 1997
MUESTRA97-01
1,05
2,74
MUESTRA97-02
1
2,57
MUESTRA97-03
1,1
2,46
MUESTRA97-04
1,4
2,69
MUESTRA97-05
-1,7
3,44
MUESTRA97-06
1,35
2,54
MUESTRA97-07
-2,1
2,8
MUESTRA97-08
0,9
2,92
MUESTRA97-09
1,2
2,86
MUESTRA97-10
0,95
2,82
MUESTRA97-11
0,95
2,72
MUESTRA97-12
0,55
2,96
MUESTRA97-13
1,15
2,64
MUESTRA97-14
1,4
2,65
MUESTRA97-15
1,8
2,06
MUESTRA97-16
1,55
1,99
MUESTRA97-17
0,9
2,96
MUESTRA01-01
-0,85
3,12
MUESTRA01-02
-1,1
3,26
MUESTRA01-03
0
3,14
MUESTRA01-04
-0,45
3,25
MUESTRA01-05
1,15
2,94
MUESTRA01-06
0,75
3,24
MUESTRA01-07
-0,05
3,46
MUESTRA01-08
-0,35
3,3
MUESTRA01-09
-0,05
3,15
MUESTRA01-10
0
3,26
MUESTRA01-11
0,3
3,26
MUESTRA01-12
-0,1
3,25
MUESTRA01-13
0,7
3,27
MUESTRA01-14
0,15
3,17
MUESTRA01-15
-0,8
3,29
MUESTRA01-16
1,2
3,26
MUESTRA02-antiguo-01
0,4
2,24
MUESTRA02-antiguo-02
-1,4
3,01
MUESTRA02-antiguo-03
-0,5
2,59
MUESTRA02-antiguo-04
0,4
3,23
MUESTRA02-antiguo-05
1,6
2,82
MUESTRA02-antiguo-06
2,2
1,93
MUESTRA02-antiguo-07
1,95
1,67
MUESTRA02-antiguo-08
1,55
1,68
MUESTRA02-reciente-01
0,8
2,48
MUESTRA02-reciente-02
0,75
2,39
MUESTRA02-reciente-03
1,05
2,41
MUESTRA02-reciente-04
1,15
1,85
MUESTRA02-reciente-05
0,45
2,28
MUESTRA02-reciente-06
1,15
2,62
Lahar de 2001
Lahar de 2002 antiguo
Lahar de 2002 reciente
136
CAPÍTULO IV
Figura 4.3.3.1 Representación gráfica de los pesos obtenidos en para cada una de las muestras
seleccionadas para el lahar de 1997.
137
CAPÍTULO IV
Figura 4.3.3.2 Representación gráfica de los pesos obtenidos en para cada una de las muestras
seleccionadas para el lahar de 2001.
138
CAPÍTULO IV
Figura 4.3.3.3 Representación gráfica de los pesos obtenidos en para cada una de las muestras
seleccionadas para el lahar de 2002 antiguo.
Figura 4.3.3.4 Representación gráfica de los pesos obtenidos en para cada una de las muestras
seleccionadas para el lahar de 2002 reciente.
139
CAPÍTULO IV
Porcentaje acumulado
LAHAR 1997
120
100
80
60
40
20
0
-5
0
5
10
15
10
15
10
15
10
15
PHI
Porcentaje acumulado
LAHAR 2001
120
100
80
60
40
20
0
-5
0
5
PHI
Porcentaje acumulado
lLAHAR 2002 antiguo
120
100
80
60
40
20
0
-5
0
5
PHI
Porcentaje acumulado
LAHAR 2002 reciente
120
100
80
60
40
20
0
-5
0
5
PHI
Figura 4.3.3.5 Pesos acumulados de para cada una de las muestras recopiladas para los lahares de 1997,
2001, 2002 antiguo y 2002 reciente.
140
CAPÍTULO IV
LAHAR 1997
4
3
PHI
2
1
0
Media
-1
Desv. Típica
-2
-3
0
5.000
10.000
15.000
20.000
Distancia (m)
LAHAR 2001
4
3
PHI
2
1
0
Media
-1
Desv. Típica
-2
0
8.000
4.000
12.000
Distancia (m)
LAHAR 2002 antiguo
PHI
3
2
Media
1
Desv. Típica
0
0
5.000
10.000
15.000
20.000
Distancia (m)
LAHAR 2002 reciente
4
3
PHI
2
1
0
Media
-1
Desv. Típica
-2
0
5.000
10.000
15.000
20.000
Distancia (m)
Figura 4.3.3.6 Representación gráfica de los valores de media y desviación típica para las diferentes
muestras recopiladas para los lahares de 1997, 2001, 2002 antiguo y reciente en función de la distancia.
141
CAPÍTULO IV
4.3.4 Discusión del método sedimentológico
El estudio sedimentológico, como ya se mencionó anteriormente, no analizó la fracción
gruesa en el análisis granulométrico, debido a que los clastos grandes (mayores a 36
mm) podrían haber sesgado la proporción de los pesos obtenidos para cada valor de .
Durante el trabajo de campo realizado entre 2004 y 2006, fueron observados clastos
grandes, sobretodo durante los primeros kilómetros de recorrido de los lahares de 1997
y 2001, aunque con diferentes pesos, ya que el material de los clastos del lahar de 1997
corresponde principalmente con andesitas y dacitas, y el del 2001 con pómez.
Sin embargo, aunque hubiese sido analizada la fracción gruesa, el resultado hubiese
mostrado la misma interpretación del comportamiento que tuvo el lahar de 1997 y 2001,
como demuestra el estudio realizado por Capra et al (2004). En este trabajo se estudió
granulométricamente (entre –7 y 11) diecinueve muestras para el lahar de 1997 y
trece para el lahar de 2001, ambos en un tramo de la barranca Huiloac entre 3510 y
2850 m de altitud. Además, se analizó la fábrica, el espesor de los depósitos y la forma
de los clastos.
El análisis de Capra et al. (2004) dividió el depósito del lahar de 1997 en tres partes que
se denominaron: proximal, media y distal. En la primera de éstas se describieron dos
capas dentro del depósito, la basal y la superior. La capa basal se reconoció con un
espesor de 120 cm, compuesto por grava y arena (dos modas en –5 y 2) y grano
soportado. La capa superior se describió como una secuencia de capas laminares
compuesta principalmente por arena (una moda en 2). La fábrica de todo el depósito
en la parte proximal, se describió con una imbricación de los clastos de manera
perpendicular a la dirección del flujo, los cuales tenían una geometría entre esférica y en
forma de disco.
La parte media del depósito de 1997 se describió con clastos de unos 20 cm, los cuales
estaban inmersos en una matriz de arena y poseían dos modas en –4 y 2. La
imbricación de los clastos se observó como paralela al flujo y con una geometría
esférica.
142
CAPÍTULO IV
En la zona distal del depósito de 1997 se identificaron dos capas: la basal y la superior.
La primera se describió con 50 cm de espesor, compuesta por una distribución bimodal
en –3 y 2 y grano soportado. La capa superior tenía 80 cm de espesor y estaba
compuesta principalmente por arena, con una moda en 2. Los clastos del depósito en
la zona distal presentaban una imbricación ligeramente paralela a la dirección del flujo
lahárico y tenían una geometría entre esférica, en forma de disco y varilla.
El depósito del lahar del 2001 se describió con una textura similar a lo largo de todo su
recorrido, con un espesor medio de 70 cm, clastos de piedra pómez principalmente y
con geometría redondeada o esférica. Las muestras analizadas indicaron una
distribución bimodal en –4 y 4, o en –3 y 4.
Los resultados obtenidos en el estudio de Capra et al (2004) fueron interpretados de
manera similar a aquellos que se estimaron en la presente tesis doctoral: el lahar de
1997 fue un flujo que comenzó como hiperconcentrado y se transformó en uno de
derrubios; finalmente, volvió a comportarse como hiperconcentrado; mientras que el
lahar del 2001 se comportó enteramente como un flujo de derrubios. Las
interpretaciones son similares, debido a que la identificación de un lahar como
hiperconcentrado o de derrubios se realizó a partir del criterio siguiente: cuando
existieron dos modas correspondieron con un flujo de derrubios y una moda con un
flujo hiperconcentrado (Capra et al., 2004). Además, no afectó en los resultados finales
la inserción de los clastos con valores entre –4 y –7.
4.4 Comportamiento de los lahares en la barranca Tenenepanco y Huiloac (análisis
integrado de los resultados del método hidráulico y sedimentológico)
Los lahares más recientes y extensos son los que tuvieron lugar el 1 de julio de 1997 y
el del 22 de agosto del 2001. El lahar de 1997 recorrió 21 km y viajó desde una altitud
entre 4200 m a 2400 m. Éste tuvo su origen en una erupción volcánica que cubrió de
piroclástos el glaciar y provocó su deshielo parcial. El agua de deshielo acarreó
materiales a lo largo de las barrancas Tenenepanco y Huiloac, dando lugar a este lahar,
el cual se formó un día después de la erupción volcánica.
143
CAPÍTULO IV
El lahar de 1997 fue un flujo principalmente erosivo (número de Froude con valores
supercríticos para los puntos de medición: Lahar97-2 y Lahar97-3; tabla 4.2.4.1), con
una velocidad que osciló entre 1,3 y 7,7 m/s (tabla 4.2.4.1) y un pico de descarga que
indica una gran fluctuación del volumen de agua y material transportado: de 394,7 m3/s
a los 4 km, se pasó a 81 m3/s a los 5 km de distancia.
El análisis sedimentológico señala que el lahar de 1997 se comportó como un flujo
hiperconcentrado hasta los 4,5 km de recorrido, entre los 4,5 y 7 km como flujo de
derrubios y desde los 7 km como flujo hiperconcentrado.
El lahar de 2001 recorrió 14,7 km y se generó cuatro horas después del colapso de un
flujo piroclástico que depositó parte de su material en la cabecera de la barranca
Tenenepanco, el cual provocó el deshielo de una parte del glaciar. El agua de deshielo
saturó los depósitos del flujo piroclástico y los arrastró a través de la barranca
Tenenepanco y Huiloac.
El lahar de 2001 se comportó, al igual que el lahar de 1997, como un flujo erosivo
(número de Froude con valores mayoritariamente supercríticos; tabla 4.2.4.1) con una
velocidad que osciló entre 1,4 y 13,8 m/s (tabla 4.2.4.1) y un pico de descarga que
indica una gran fluctuación del volumen.
La sedimentodología muestra que el lahar de 2001 se comportó como un flujo
hiperconcetrado durante todo su territorio, ya que presenta una sola moda en la fracción
arena. La media de los valores de (tabla 4.3.3.1) oscila entre –0,85 y 1,2, lo cual
supone una pequeña variación de los pesos del material de un determinado durante el
flujo, a pesar de que debió de existir un proceso de incorporación o pérdida de agua y
material en el trayecto del lahar, como indica el parámetro de pico de descarga. Éste
hecho refuerza la idea de que la velocidad está mayormente controlada por
características morfológicas del canal de la barranca a lo largo de su trayecto.
Los lahares del 2002 son dos flujos pequeños que se distribuyeron entre los 4200 m y
2700 m aproximadamente (según observaciones realizadas en campo), de los que no se
conoce su origen (ver capítulo I, apartado 1.10). La sedimentología indica que el
primero de estos flujos, el lahar del 2002 antiguo, se comportó como hiperconcentrado
144
CAPÍTULO IV
durante todo su recorrido, y el segundo flujo, el lahar de 2002 reciente, se comportó
como de derrubios hasta los 7,5 km de recorrido y continuó como hiperconcentrado.
Con base en los resultados del análisis hidráulico y sedimentológico, se pueden concluir
las generalidades siguientes en el comportamiento lahárico:
1) La velocidad de los flujos en las barrancas Tenenepanco y Huiloac está
condicionada, primeramente, por el origen de los lahares y segundo, por las
características morfológicas de la barrancas.
2) La composición sedimentológica y la morfología del canal (sobre todo la
pendiente)
influyen
en
las
características
de
los
flujos
condicionándolos hacia un flujo hiperconcentrado o de derrubios.
145
laháricos,
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V Análisis del riesgo en la población de Santiago
Xalitzintla: aplicación de los métodos por simulación numérica y
cronoestratigráfico
El análisis del riesgo por lahares se ha estudiado tradicionalmente por dos métodos: el
que aplica modelos numéricos asistidos por ordenador y el cronoestratigráfico. El
primero realiza una simulación del lahar, de tal forma que se puede representar
gráficamente su recorrido a lo largo de la ladera del volcán y delimitar las áreas que
inunda. Algunos de estos modelos pueden también simular la velocidad que tendría el
flujo en determinadas circunstancias o el espesor con que el lahar rellenaría el canal por
donde circula.
Mediante la implementación del método cronoestratigráfico se puede evaluar el riesgo
potencial por inundación, a través de la delimitación del área ocupada por los depósitos
de lahares antiguos y la datación de los mismos. De esta forma, se pueden obtener
tendencias y periodos de recurrencia sobre la posibilidad de que un proceso lahárico, de
determinada intensidad y magnitud, pueda repetirse en el futuro.
5.1 El Método por simulación numérica
Los modelos numéricos se aplicaron en las barrancas Tenenepanco y Huiloac para el
lahar de 2001, el de 1997 y lahares con volúmenes hipotéticos. Se partió del principio
de que si es posible modelar la distribución y características de lahares pasados, el
programa podría simular adecuadamente lahares futuros de mayores proporciones.
Para demostrar la hipótesis se utilizaron los programas LaharZ (Schilling, 1998) y
TITAN2D (Pitman et al., 2003; Patra et al., 2005), ya que ambos se han aplicado en el
modelado de flujos en ambientes volcánicos.
5.1.1 Construcciones en Santiago Xalitzintla
El primer paso consintió en la identificación y el registro de las construcciones
localizadas ante una posición de riesgo, por situarse dentro del lecho de la barranca
146
CAPÍTULO V
Huiloac o inmediatamente superadas las paredes de ésta. Para ello, se utilizó un mapa
parcelario de la población, elaborado por el INEGI.
Con esta cartografía se realizó el trabajo de campo, que consistió en identificar sobre
este plano parcelario, en primer lugar los escarpes que delimitan las paredes de la
barranca y posteriormente las construcciones que están dentro del escarpe o
inmediatamente fuera. Además se registraron las construcciones que ya habían sido
afectadas por un lahar. El resultado del trabajo de campo se proyectó sobre un mapa, en
el cual se señalan las construcciones afectadas por lahares o en riesgo potencial de ser
afectadas en el futuro por uno de estos flujos (figura 5.1.1.1).
5.1.2 Mejora del Modelo Digital del Terreno de la barranca
Como previamente ha sido mencionado a lo largo de esta investigación, una de las
dificultades observadas en la aplicación del método numérico, es que requiere de un
MDT detallado. Para el volcán Popocatépetl, el único MDT disponible es aquel que se
obtuvo a partir de la interpolación del mapa topográfico del INEGI a escala 1:50.000,
con un intervalo de 20 m entre curvas.
Como el MDT no es lo suficientemente detallado para poder representar las secciones
de corte del canal de la barranca, ya que una buena parte de la misma tiene una anchura
inferior a 20 m, es necesario un MDT de mayor detalle. Con la finalidad de mejorar la
resolución del MDT, se elaboró un procedimiento en el cual se insertan perfiles
transversales tomados en campo y que mejoran la representación de la superficie del
canal. Éste se describe en el apartado siguiente.
5.1.2.1 Procedimiento para la mejora de las secciones de corte de un Modelo Digital
del Terreno
El procedimiento consiste en medir en campo una serie de perfiles, denominados
perfiles tipo, de aquellas secciones del canal de la barranca con características similares,
nombradas secciones homogéneas, los cuales se insertan en un MDT (en este caso el
MDT del INEGI) para aumentar la resolución.
147
148
2110000
2109500
551500
0
62,5
Figura 5.1.1.1 Mapa parcelario de la población de Santiago Xalitzintla y construcciones situadas en una posición de riesgo de inundación.
550500
Construcciones en riesgo de ser afectadas por lahares
Construcciones afectadas por el lahar de 1997
Construcciones afectadas por el lahar de 1993
Límite superior de las paredes del escarpe de la barranca
Cauce actual de la barranca Huiloac
Cauce abandonado de la barranca Huiloac
Parcelario urbano
125
250
metros
CONSTRUCCIONES LOCALIZADAS EN UNA POSICIÓN DE RIESGO LAHARICO EN SANTIAGO XALITZINTLA
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V
Para llevar a cabo el procedimiento, es necesario disponer de un MDT de la zona a
estudiar, así mismo se requiere de un Sistema de Información Geográfica (SIG) que
maneje los formatos raster y vectorial (como es el caso del SIG Arc View 3.2) y de un
software en el que puedan gestionarse hojas de cálculo (como es EXCEL).
La primera fase del procedimiento se desarrolla en trabajo de campo. En el primer paso
se toman fotografías de los diferentes perfiles de la barranca en intervalos equidistantes
a lo largo del canal. Las fotografías se usan para determinar los límites de secciones
homogéneas dentro de la barranca, es decir superficies con similar anchura, forma y
profundidad.
Posteriormente, se toman las medidas necesarias para representar un perfil tipo en cada
sección homogénea. Cada perfil se define mediante puntos, el primero de ellos se
localiza en el talweg de la barranca, el cual es el nexo de unión del perfil con el MDT
existente para la zona. El resto de los puntos del perfil se seleccionan en aquellos
lugares donde existen rupturas de la pendiente, se miden a partir del punto situado en el
talweg a través del cálculo de la distancia reducida a la horizontal y el desnivel.
La segunda fase se desarrolla en gabinete y requiere del uso de un SIG donde se
visualizan las curvas de nivel del mapa topográfico existente u obtenidas desde un
MDT. Sobre estas curvas se digitaliza la línea correspondiente al talweg de la barranca
que se divide en puntos equidistantes. La separación de los puntos determina el tamaño
del píxel del MDT, el cual está condicionado por la anchura del perfil del canal más
pequeño, con la finalidad de que éste pueda quedar representado también dentro del
MDT.
Para cada uno de los puntos equidistantes del talweg, se registran las coordenadas UTM
(x,y) y la altitud, y a partir de estos datos se obtiene el desnivel existente para cada uno
de los puntos del talweg, los cuales se exportan a una base de datos. Los perfiles
tomados en campo, se insertan de manera perpendicular a la línea que se forma entre el
punto de inserción y el siguiente aguas abajo, dentro de la línea del talweg. Para ello se
utilizan los azimutes derecho e izquierdo al talweg que se calculan mediante las
operaciones que se indican en la tabla 5.1.2.1 y en la figura 5.1.2.1.
149
CAPÍTULO V
TABLA 5.1.2.1 Base de datos para realizar los cálculos de los azimutes derecho e izquierdo para los
puntos del talweg.
Columna
Nombre
Operaciones
A
ID
-
B
Distancia al primer punto de la barranca
-
C
UTM (x)
-
D
UTM (y)
-
E
Altitud
-
F
X-X´
C(i)-C(i+1)
G
(X-X´)2
POTENCIA(F(i);2)
H
SIGNO (X-X´)
SIGNO (F(i))
I
Y-Y´
D(i)-D(i+1)
2
J
(Y-Y´)
POTENCIA(I(i);2)
K
SIGNO (Y-Y´)
SIGNO (I(i))*
L
D=( (X-X´)2 + (Y-Y´)2 )0.5
POTENCIA(G(i)+J(i);0,5)
M
D´ = X-X´
F(i)
N
D´/D = - SIGNO (Y-Y´)*D´/D
- K(i)*M(i)/L(i)
O
Azimut DERECHO (radianes) = ARCOSENO (D´/D)
ACOS(N(i))
P
Azimut derecho (grados) = Azimut * 180 / O(i)*180/PI
Q
Azimut izquierdo (grados) = Azimut derecho + 180
P(i) + 180
R
Azimut IZQUIERDO (radianes) = Azimut izquierdo * /180
Q(i)*PI / 180
2 0,5
2
1
1
2
1
2
2
1
2
1
2
1
2
Figura 5.1.2.1 Cálculo de los azimutes derecho e izquierdo para unir un perfil tipo a un punto del talweg.
Para calcular los coordenadas UTM (x,y) y la altitud de cada uno de los puntos que
representan un perfil tipo en relación a un punto del talweg, se requiere de los valores de
la distancia reducida a la horizontal y el desnivel, los cuales se deben obtener durante el
trabajo de campo en cada punto del perfil.
150
CAPÍTULO V
El valor de elevación de cada punto del perfil se calcula a partir del valor altitudinal del
punto del talweg. A este valor se le resta el máximo desnivel medido dentro del perfil
tipo. Esta operación se lleva a cabo con el objetivo de que el MDT generado a partir de
los puntos de la barranca, encaje perfectamente sobre el MDT existente. Para ello se
aplican las fórmulas siguientes:
UTM (x) del perfil= UTM (x) talweg + (distancia horizontal entre el punto del talweg y
el punto del perfil ) SENO (azimut derecho o izquierdo, según corresponda).
UTM (y) del perfil= UTM (y) talweg + (distancia horizontal entre el punto del talweg y
el punto del perfil) COSENO (azimut derecho o izquierdo, según corresponda).
Para calcular la altitud, en función de una determinada localización (en este caso, el
punto del talweg correspondiente) se usa la fórmula siguiente:
z (x,y)= (z) talweg + (la distancia reducida a la horizontal medida en campo entre el
punto del talweg y el punto del perfil).
Los valores de las coordenadas UTM (x, y) y la altitud, son organizados en una tabla de
cálculo con tres columnas y exportados a un SIG para la localización espacial de los
puntos de los perfiles. Algunos de éstos se pueden solapar sobre las curvas de nivel
(figura 5.1.2.2), los cuales deben ser eliminados para evitar una distorsión al representar
el canal. Posteriormente, los puntos del perfil se interpolan mediante el valor de altitud
para generar el MDT de la barranca (figura 5.1.2.3).
Figura 5.1.2.2 Los puntos correspondientes a los perfiles tipo insertados en el MDT generarán
distorsiones en las curvas de la barranca (A), lo cual no ocurre si se eliminan los puntos solapados (B).
151
Puntos de los
perfiles tipo y
el talweg.
Interpolación por el
valor de altitud
152
Exportación a una base de
datos
Puntos de la línea del talweg
Entre dos puntos del talweg se calcula el
Azimut derecho e izquierdo.
Con la distancia reducida a la horizontal y desnivel
Medidos en campo se calculan las
Coordenadas del perfil tipo.
TABLA
Puntos de igual distancia
Disgregación en
TOMA DE FOTOGRAFÍAS EN
LA BARRANCA
ELECCIÓN DE SECCIONES
HOMOGÉNEAS
ELECCIÓN DE UN PERFIL TIPO: MEDIDA DESDE
EL TALWEG DE DISTANCIA REDUCIDA A LA
HORIZONTAL Y DESNIVEL A CADA PUNTO QUE
COMPONE EL PERFIL .
Importación a
Arc View 3.2.
Línea del talweg
UTM x,y y altitud
Extracción de coordenadas
Figura 5.1.2.3 Organigrama explicativo de la propuesta metodológica para mejorar la resolución de un MDT de la barranca.
MDT de la
barranca
Digitalización
Curvas de nivel
DEM en formato raster
FASE DE CAMPO
Interpolación
PROCEDIMIENTO PARA MEJORAR LA RESOLUCIÓN DE UN MDT DE LA BARRANCA
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V
5.1.2.2 Mejora del MDT de la barranca Tenenepanco y Huiloac
El procedimiento planteado para la mejora del MDT de la barranca, se aplicó en
Tenenepanco y Huiloac a partir de datos que fueron recopilados durante trabajo de
campo. Éste se organizó en las fases siguientes:
1. Reconocimiento de las secciones homogéneas en el canal de las barrancas
Tenenepanco y Huiloac. Para el reconocimiento de las secciones homogéneas del canal,
se recorrieron las barrancas Tenenepanco y Huiloac y se tomaron fotografías a una
distancia de aproximadamente 300 m cada una. En gabinete, se seleccionaron once
secciones homogéneas con una forma, anchura y pendiente similares (figura 5.1.2.2.1).
2. Levantamiento de perfiles tipo. Se hizo una jornada de campo para levantar un perfil
tipo de la barranca en cada una de las once secciones homogéneas (figura 5.1.2.2.1).
Para realizar las medidas en campo se utilizó una estación total Leica Vector, un
trípode, un flexómetro y un jalón con una carátula reflectante en uno de sus extremos.
La estación total se estacionó sobre el talweg de la barranca. Desde esta ubicación, se
midió la distancia reducida y el desnivel existente entre el punto de estacionamiento en
el talweg y aquellos puntos del perfil donde se daba una ruptura de pendiente, en los
cuales se posicionó una persona con el jalón. Para facilitar los cálculos en gabinete, la
estación total se estacionó a una altura de 1,4 m del suelo, al igual que la carátula del
jalón, excepto en los lugares donde las irregularidades de la barranca impidieron la
visualización de la carátula reflectante del jalón desde la estación total. En estos casos
se modificó la altura de alguno de estos dos instrumentos, lo que se tomó en cuenta en
los cálculos (Figura 5.1.2.2.2).
153
CAPÍTULO V
2110000
LOCALIZACIÓN DE LAS SECCIONES HOMOGÉNEAS EN LAS BARRANCAS
TENENEPANCO Y HUILOAC
2106000
á
Secciones homogéneas
(con su numeración)
Curvas de nivel
0
1,5
Kilómetros
550000
542000
PERFILES TIPO CORRESPONDIENTES A SECCIONES HOMOGÉNEAS
(Cada perfil presenta la misma numeración que la sección homogénea)
Figura 5.1.2.2.1 Secciones homogéneas y perfiles tipo elegidos para la barranca Tenenepanco y Huiloac.
154
CAPÍTULO V
Figura 5.1.2.2.2 Medición de un perfil tipo.
5.1.2.3 Levantamiento de distintos MDT de la barranca de Tenenepanco-Huiloac
para la aplicación de los modelos de simulación
Para la aplicación de LaharZ (Schilling, 1998) y TITAN2D (Pitman et al., 2003; Patra
et al., 2005) se utilizaron tres MDT con la finalidad de comparar las simulaciones
resultantes y así poder evaluar los resultados obtenidos en cada uno de ellos. Se tuvo en
cuenta que estos programas requieren de un MDT que cubra una superficie de
geometría cuadrada o rectangular. Para el levantamiento de los MDT se siguieron los
criterios siguientes (figura 5.1.2.3.1):
1. Interpolación de las curvas de nivel del INEGI a escala 1:50.000. Para levantar el
MDT, primero se cortaron las curvas de nivel del INEGI con un rectángulo que abarcó
la superficie de las barrancas Tenenepanco y Huiloac, posteriormente se interpolaron las
curvas de nivel mediante el valor de altitud y se obtuvo el MDT, al que se le asignó un
tamaño de píxel de 5 y 10 metros. A éste se le nombró: “MDT INEGI”.
2. Mejora de las secciones de corte del canal de la barranca sobre el relieve obtenido
desde las curvas de nivel del INEGI. Para ello se aplicó el procedimiento descrito
anteriormente (apartado 5.1.2.1) y se utilizó el MDT INEGI, las secciones homogéneas
y los perfiles tipo obtenidos durante el trabajo de campo. A través de la aplicación del
procedimiento propuesto, se insertaron los perfiles tipo sobre el talweg de las barrancas
Tenenepanco y Huiloac a una distancia de 2 m. Como el MDT resultante, al que se
155
CAPÍTULO V
nombró como “MDT de las barrancas”, tenía una geometría irregular, correspondiente a
la superficie de las barrancas Tenenepanco y Huiloac, éste se insertó sobre el MDT
INEGI. Para ello, el MDT INEGI, primero se vacío de información en la superficie
correspondiente al “MDT de las barrancas”, y segundo se sumó con este último para
obtener un MDT que se presentó con una resolución de 5 y 10 metros de píxel. A éste se
le dio el nombre de: “MDT actualizado”.
3. Mejora de las secciones de corte del canal con corrección de los límites de la
barranca. Para ello, se utilizó el “MDT de las barrancas” y se rellenó la superficie
circundante hasta obtener un área rectangular de igual tamaño a la del MDT INEGI. El
límite de la superficie de relleno, se estableció mediante una rampa que une los puntos
exteriores del “MDT de las barrancas” con los límites de la superficie rectangular
equivalente al MDT del INEGI. El MDT resultante se construyó con una resolución de
5 y 10 metros de píxel. Éste se nombró como: “MDT con barreras”.
Figura 5.1.2.3.1 Representación de una sección de la barranca sobre el MDT INEGI, MDT actualizado y
MDT con barreras.
156
CAPÍTULO V
5.1.3 Cálculo del volumen lahárico
El cálculo con precisión del volumen lahárico es un dato necesario para realizar buenas
simulaciones. Sin embargo, de manera frecuente su medición se ha hecho mediante la
multiplicación de la anchura, la longitud y el espesor del depósito lahárico (Sheridan et
al., 2001), lo cual da como resultado un valor aproximado que sobrestima la cantidad
del material depositado. Esto se ha identificado como un problema en el momento de
aplicar los modelos numéricos, ya que en función del volumen, los programas
TITAN2D y LaharZ rellenan las secciones de corte de una barranca.
Para dar una solución a este problema, se propuso un procedimiento, con el cual se
puede calcular el volumen lahárico de los eventos pasados a partir de sus depósitos.
Para ello, se tiene en cuenta las características de la dinámica sedimentaria del lahar, las
secciones de corte del canal y la pendiente de la barranca. Este procedimiento se aplicó
para conocer el volumen de los lahares del 1 de julio de 1997 y del 22 de enero de 2001.
5.1.3.1 Procedimiento para determinar el volumen lahárico
El procedimiento que se presenta propone diferentes tipos de cálculo volumétrico en
función de lo que hemos denominado el sector erosivo del lahar y el sector sedimentario
del mismo. En el primero los procesos erosivos son predominantes, y en el segundo,
dominan fundamentalmente los de sedimentación.
En el sector erosivo, el sedimento se adhiere a las paredes de la barranca y el canal
queda vacío en su sector central. Se debe aclarar que el espesor del depósito no es igual
en todos los puntos del perímetro del perfil; sin embargo, se va a considerar que sí lo es,
para facilitar los cálculos (figura 5.1.3.1.1). En la sección sedimentaria, el canal queda
relleno por completo y culmina en una superficie plana.
Para calcular el volumen de sedimento se requiere de un Sistema de Información
Geográfica (SIG) con manejo de datos raster y vectorial, se debe crear una capa de
puntos que represente a la barranca, los cuales son los mismos que componen los
perfiles tipo y el talweg calculados para la mejora de las secciones de corte de un MDT
en el apartado anterior.
157
CAPÍTULO V
Figura 5.1.3.1.1 Depósito de un sector erosivo del canal y su idealización para su cálculo.
Para llevar a cabo los cálculos en el sector erosivo, se hace una división del depósito en
paralelepípedos oblicuos (polígono compuesto de seis caras con sólo tres de ellas
diferentes). Así, la longitud de cada dos de las caras iguales de este polígono se calculan
en el SIG, para lo cual se tiene en cuenta que el tamaño del píxel de las capas raster
debe ser igual al elegido para el MDT de la barranca.
El volumen del paralelepípedo se estima a partir de la multiplicación de tres de sus
lados diferentes, los cuales se pueden medir desde una de las esquinas de esta figura
geométrica; las cuales son: X (anchura), Y (longitud) y Z (espesor) (donde X e Y se
obtienen mediante trabajo de campo). Donde X es igual a la anchura de un píxel medida
en la sección de corte del canal; donde Y es igual a la longitud de un píxel medida en la
sección longitudinal del canal y que fue determinado por el mapa topográfico; y donde
Z es igual al espesor del depósito en cada píxel. Este valor debe medirse en trabajo de
campo en lugares donde los depósitos estén claramente reconocibles y su muestreo se
realizará de manera aleatori a(ver figura 5.1.3.1.2).
Una vez que las medidas de estos tres parámetros son tomados para cada uno de los
paralelepípedos oblicuos, el volumen se obtiene por la multiplicación de X, Y y Z. El
volumen total de sedimento que fue abandonado en el sector erosivo es igual a la suma
del volumen calculado para cada paralelepípedo.
158
CAPÍTULO V
Figura 5.1.3.1.2 Cálculos en el sector erosivo.
Para obtener el cálculo del sector sedimentario es necesario dividir el depósito en
poliedros. Cada poliedro representa una fracción del depósito, y éste se calcula mediante
la multiplicación del área que el sedimento rellena en una sección de corte del canal por
la distancia que recorrió sobre el perfil longitudinal. Esta última medida es igual a la Y
de los paralelepípedos oblicuos en los que se dividió el sedimento dentro del sector
erosivo (figura 5.1.3.1.2).
El volumen total en cada poliedro es registrado en un solo píxel que se localiza en la
línea del talweg. El volumen del depósito en el sector sedimentario se obtiene mediante
la suma de todos los valores registrados en los píxeles en este sector. El volumen total
de todo el lahar se calcula mediante la suma del volumen obtenido en el sector erosivo y
en el sedimentario.
Los datos para realizar los cálculos en la sección erosiva y depositiva se obtienen en
trabajo de campo, donde se asignan aquellos puntos dentro del canal donde el
comportamiento del flujo tuvo una transición de erosivo a sedimentario o viceversa.
Para ello, el deposito debe examinarse en campo una vez que el lahar tenga lugar en la
barranca. Como esto no siempre es posible, y conforme el tiempo pasa es difícil
distinguir con claridad los puntos en los cuales un lahar se comportó como erosivo o
sedimentario, se debe aplicar un análisis sedimentológico.
159
CAPÍTULO V
Durante el trabajo de campo se mide el espesor del deposito lahárico. Los puntos de
muestreo se seleccionan de manera aleatoria y donde los depósitos son claramente
reconocibles. En el sector erosivo, el espesor se mide en un punto cualquiera de la pared
del lecho de inundación del canal de la barranca, el cual se idealiza como igual a lo
largo del perímetro del perfil (figura 5.1.3.1.1.B). En el sector sedimentario, se mide el
punto hasta donde el lahar rellenó el perfil del canal. Cada sitio de medición se debe
registrar con sus coordenadas UTM (x,y), en este sentido, la utilización de un receptor
GPS es de gran ayuda.
Una vez adquiridos los datos en trabajo de campo se pasa a la fase de gabinete. El
método requiere de la digitalización de la superficie que represente el área total que
cubrieron los depósitos laháricos. Esto se hace trazando una línea que tiene sus límites
en los puntos exteriores de cada perfil tipo (figura 5.1.3.1.3). Esta superficie se divide
en dos, a las cuales se denominan sectores de la superficie del canal, que corresponden
al sector erosivo y sedimentario del depósito lahárico.
El tramo que compone la sección erosiva debe registrarse con sus valores de X, Y y Z,
con los cuales se pueden obtener los tres lados para calcular el paralelepípedo oblicuo.
Para calcular la capa con los valores de Z, se divide la superficie correspondiente a la
sección erosiva mediante la digitalización de líneas rectas transversales al talweg de la
barranca, las cuales deben pasar por los puntos de muestreo de espesor adquiridos
durante trabajo de campo. A continuación se asigna a cada una de estas secciones
resultantes el mismo valor de espesor de los depósitos, el cual corresponde con la
medición realizada en la ubicación de la línea transversal inferior de la sección
seleccionada (figura 5.1.3.1.3).
Lugares de medición
Sección representativa del canal de
la barranca con el mismo espesor del depósito
0,95 m
1,5 m
0,5 m 0,8 m
1m
Dirección del flujo
Figura 5.1.3.1.3 Sección de la barranca con igual valor de espesor del depósito en el sector erosivo.
160
CAPÍTULO V
Los puntos del talweg seleccionados para la construcción del MDT de la barranca en el
apartado anterior, son empleados para calcular en EXCEL los valores de Y mediante la
fórmula siguiente:
Y = [(talweg _ c 2i +1 talweg _ ci ) + (talweg _ hi +1 talweg _ hi )]
2
2
0,5
Donde,
talweg _ c 2i +1 talweg _ ci , es igual a la distancia reducida a la horizontal entre
2
dos puntos del talweg, lo que es igual al tamaño seleccionado para el MDT de
la barranca.
talweg _ hi +1 talweg _ hi , es igual a la diferencia de altitud existente entre dos
2
puntos del talweg consecutivos.
El valor de Y será el mismo entre cada uno de los dos puntos consecutivos del talweg.
Por este motivo, se trazan líneas transversales al talweg que generan las denominadas
secciones, y a cada una de éstas, se le asigna el valor de Y (figura 5.1.3.1.4).
Ejemplo
SECCIONES CON EL MISMO VALOR DE Y
2
Y = 2,83
2
Puntos del talweg
Puntos del perfil
Secciones con el mismo valor de Y
(cada color representa un valor diferente)
Figura 5.1.3.1.4 Sección con igual valor de Y en el sector erosivo.
Para calcular el valor de X se utilizarán los perfiles tipo seleccionados para la mejora del
MDT de la barranca. Para cada dos puntos consecutivos de un perfil tipo, se requiere la
aplicación de la fórmula siguiente:
161
CAPÍTULO V
X = [ perfil _ ci +1 perfil _ ci ) + ( perfil _ hi +1 perfil _ hi )]
2
2
0,5
Donde,
perfil _ ci +1 Perfil _ ci , es igual a la distancia reducida a la horizontal entre
2
dos puntos consecutivos de un mismo perfil.
perfil _ hi +1 Perfil _ hi , es igual a la diferencia de altitud entre dos puntos
2
consecutivos de un mismo perfil.
El valor de X que se obtiene, se divide entre el número de píxeles existentes entre cada
dos puntos consecutivos en el perfil tipo. La sección que representa la superficie del
sector erosivo se divide primero en líneas rectas transversales al talweg, para
individualizar aquellas secciones homogéneas que fueron identificadas cuando se
construyó el MDT de la barranca. En segundo lugar, el sector erosivo se divide por
líneas paralelas al talweg que deben pasar por aquellos puntos que corresponden con los
puntos del perfil tipo. A las secciones resultantes se les asigna el mismo valor de X
(figura 5.1.3.1.5).
SECCIONES CON EL MISMO VALOR DE X
Puntos del perfil
Secciones con el mismo valor de X
(cada color representa un valor diferente)
Figura 5.1.3.1.5 Secciones con igual valor de X en el sector erosivo.
Una vez obtenidas las tres capas con los valores de X, Y y Z (las cuales en un principio
se calculan en formato vectorial y luego se convierten a raster con el mismo tamaño de
píxel que el asignado al MDT de la barranca), cada una de las capas X, Y y Z en formato
raster es multiplicada entre sí y como resultado se obtiene una capa donde cada píxel
tendrá el valor de volumen para cada paralelepípedo oblicuo. La suma total de los
162
CAPÍTULO V
valores de todos los píxeles es igual al valor de volumen total de sedimento en el sector
erosivo.
Para calcular el volumen del depósito en el sector sedimentario, es necesario calcular el
área de relleno de los diferentes perfiles tipo del canal y la longitud de cada píxel. Para
calcular el área de relleno de un determinado perfil, se divide la superficie de relleno en
cuadrados de tamaño conocido y se suman (figura 5.1.3.1.6.A). El sector sedimentario
se divide en secciones que serán iguales a las secciones homogéneas seleccionadas para
la mejora del MDT del canal de la barranca. Para realizar los cálculos en cada una de
estas secciones se utilizará el mismo perfil tipo dentro del canal. A cada sección
obtenida se le asignará el área de relleno calculada en el perfil tipo correspondiente
(Figura 5.1.3.1.6.B).
Figura 5.1.3.1.6 Cálculos en el sector sedimentario. En A se muestra una sección homogénea dividida en
poliedros. En B se observa de manera indivicual un poliedro.
La longitud de cada píxel se calcula de igual modo al que se debe calcular el valor de Y
en un paralelepípedo del sector erosivo. Así, se obtendrán dos capas en formato
vectorial, una con los valores de área de relleno en un perfil de la barranca y otra con la
longitud de un píxel. Estas dos capas se convierten a formato raster.
El volumen de cada poliedro debe estar representado en un solo píxel y, por esta razón,
la línea del talweg se convierte a formato raster. A la línea del talweg se le asigna el
valor de “1” y al resto del mapa “no data”. A continuación, la capa resultante es
163
CAPÍTULO V
multiplicada, en primer lugar, por la capa con los valores del área de relleno y, en
segundo lugar, por la capa con los valores de longitud. Las capas resultantes se
multiplican para obtener una capa raster donde cada píxel contiene el valor de volumen
de sedimento por cada poliedro. La suma de todos los píxeles es igual al volumen del
sedimento en el sector sedimentario.
El volumen total del sedimento lahárico es igual a la suma del volumen calculado para
el sector erosivo y para el sedimentario. Para el cálculo del volumen lahárico en su
conjunto, es decir sedimento y agua, es necesario estimar la cantidad de agua que se
movilizó durante el proceso. Ésta se puede obtener a través del reconocimiento del
comportamiento del flujo, es decir si fue de derrubios o hiperconcentrado. Se sabe que
el flujo de derrubios transporta un volumen de material de más del 60% (Beverage y
Curberson, 1956), lo cual es una cifra general. En el procedimiento se idealizará la
proporción y se considerará que un flujo de derrubios transporta un 30% de agua y un
70% de material. En el caso de los flujos hiperconcentrados (el cual posee entre un 4080% de volumen de material, de acuerdo con Beverage y Curbertson, 1964) el
procedimiento considerará que transportan un 50% de agua y un 50% de material
(figura 5.1.3.1.7).
5.1.3.2 Cálculo de volumen de los lahares de 1997 y 2001 en las barrancas
Tenenepanco y Huiloac
El procedimiento para el cálculo del volumen lahárico se aplicó para el lahar de 1997 y
2001 en las barrancas de Tenenepanco y Huiloac. En el trabajo de campo, se midió el
espesor de los depósitos laháricos en distintos puntos, los cuales se seleccionaron según
un muestreo aleatorio sobre los depósitos que no mostraban signos de remoción o
erosión. Las medidas se obtuvieron con un flexómetro y un receptor GPS, este último
fue para registrar las coordenadas UTM (x,y) y la altitud para cada uno de los puntos
donde se midió el espesor del depósito lahárico. Después se utilizaron las mediciones de
espesor lahárico tomados en campo (figura 5.1.3.2.1), los puntos de los perfiles tipos y
los puntos del talweg de la barranca que se calcularon mediante el procedimiento para el
cálculo del MDT de la barranca.
164
165
Sumatorio de píxeles para conocer
el volumen total
Valores de volumen por
poliedros
Polígono raster con
valores de Y
Valores de volumen por
paralelepípedo
Polígono raster con
valores de relleno
Multiplicación
Polígono raster con
valores de Z
Multiplicación
Polígono raster con
valores de Y
Figura 5.1.3.1.7 Organigrama explicativo de la propuesta metodológica para calcular el volumen lahárico.
FASE DE GABINETE
Polígono raster con
valores de X
valores de Y
valores de relleno
valores de Z
valores de Y
valores de X
FASE DE CAMPO
División según
División según
División según
Polígono con
la superficie
de la parte
depositiva
División según
Polígono con
la superficie
de la parte
erosiva
Polígono con
la superficie
del canal
División según
Puntos de los
perfiles tipo y
el talweg.
Digitalización de un
polígono con los puntos
exteriores
PROCEDIMIENTO PARA CALCULAR EL VOLUMEN LAHÁRICO
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V
LOCALIZACIÓN DE LOS PUNTOS DE MUESTREO EN LAS BARRANCAS
TENENEPANCO Y HUILOAC
2110000
C
D
E
F
G
I
H
K
J
Santiago
Xalitzintla
B
San Nicolás
de los Ranchos
A
2106000
6,5º
de pendiente
Barrancas Tenenepanco y Huiloac
0
Curvas de nivel
1,5
Kilómetros
CRÁTER del
Popocatépetl
542000
550000
ESPESORES DEL DEPÓSITO LAHÁRICO EN EL SECTOR EROSIVO Y DE
LA SUPERFICIE LAHÁRICA EN EL SECTOR SEDIMENTARIO
SECTOR EROSIVO
(pendiente > 6,5º)
SECTOR SEDIMENTARIO
(pendiente <6,5º)
Superficie lahárica calculada a partir de los
datos tomados durante trabajo de campo
Medida de espesor del depósito
lahárico durante trabajo de campo
G (superficie = 28,5 m 2 )
J (superficie = 2,1 m 2 )
H (superfcie = 5,33 m 2 )
K (superficie = 2,65 m 2)
I (superficie = 4,46 m 2 )
Figura 5.1.3.2.1 Espesores laháricos medidos en campo.
166
Superficie
Perfil
CAPÍTULO V
Uno de los problemas encontrados durante esta fase fue localizar el punto exacto donde
el lahar pasó de comportarse de erosivo a sedimentario, ya que en campo se observó que
los depósitos mostraban un alto grado de alteración por erosión, sobretodo en el sector
central, donde los procesos de escorrentía han removido el material.
Para subsanar el problema se optó por seguir el criterio sedimentológico y se seleccionó
el punto del canal donde la pendiente general de la ladera disminuye a 6,5º. Este punto
se eligió teniendo en cuenta los criterios de Capra et al. (2004) quienes indican que
cuando el lahar de 1997 superó justo este punto, pasó de comportarse como un flujo
hiperconcentrado a uno de derrubios. La reducción de la pendiente (<6,5º) favoreció la
deposición del material en carga. De acuerdo con lo anterior, en las barrancas
Tenenepanco y Huiloac en donde hay una pendiente superior a 6,5º, se consideró como
un sector erosivo, mientras que cuando la pendiente fue inferior a 6,5º, como
sedimentario (ver figura 5.1.3.2.1).
Tras aplicar el procedimiento para el cálculo del volumen lahárico, se obtuvo que para
el lahar de 1997 el volumen de material fue de 1,85 105 m3 y para el lahar de 2001,
1,6 105 m3. Para realizar el cálculo del volumen total, se tomaron los resultados de
Capra et al. (2004), quienes estiman que el lahar de 1997 transcurrió hasta los 6,5º de
pendiente general del volcán (3400 m de altitud) como un flujo hiperconcentrado,
entre los 6,5º y 11º (o entre los 3400 y 3150 m), como un flujo de derrubios y, con más
de 11º de pendiente (3150 m), como un flujo hiperconcentrado. Según este criterio, el
lahar de 1997 recorrió 2/3 (~14 km) de su trayecto como flujo hiperconcentrado y 1/3
(~7 km) como flujo de derrubios. Como se ha indicado, el procedimiento propuesto
idealizó un flujo hiperconcentrado con un volumen de agua del 50% y un volumen de
material de 50%, y un flujo de derrubios con un volumen de material del 70% y un
volumen de agua del 30%; por tanto, se calculó un volumen total para el lahar de 1997
en 3,33 105 m3 (Tabla 5.1.3.2.1).
Para el lahar de 2001 se consideró nuevamente el estudio de Capra et al., (2004), que
expone que este lahar se comportó como un flujo de derrubios en todo su recorrido. El
procedimiento idealiza en estos casos el volumen del lahar en 30% de agua y 70% de
material. Así, el volumen total que se calculó para el lahar de 2001 fue de 2,08 105 m3
(Tabla 5.1.3.2.1).
167
CAPÍTULO V
Tabla 5.1.3.2.1 Cálculos de volumen total para el lahar de 1997 y 2001.
Lahar
Volumen lahárico como
Volumen lahárico como
flujo hiperconcentrado
flujo de derrubio s(m3)
VOLUMEN TOTAL(m3).
(m3)
1997
1,23 105 (2/3 del material 0,6 105 (1/3 del material
2,43 105 m3 (volumen lahárico como
calculado: 1,85 105) +
calculado: 1,85 105) +
flujo hiperconcentrado) + 0,87 105
1,23 105 (de agua) =
0,26 105 (de agua) =
m3 (volumen lahárico como flujo de
2,43 105.
0,87 105
derrubios) = 3,33 105 m3.
1,6 105 (de material) +
2,08 105 m3.
2001
0,48 105 (de agua) =
2,08 105
5.1.4 Aplicación de los programas LaharZ y TITAN 2D
Los programas LaharZ y TITAN2D se aplicaron para simular los lahares de 1997, 2001
y eventos hipotéticos de mayor volumen, con la finalidad de evaluar el riesgo lahárico
en la población de Santiago Xalitzintla.
5.1.4.1 LaharZ
Los elementos que necesita LaharZ para generar las simulaciones son los siguientes: un
MDT y la relación entre la distancia reducida a la horizontal (AN) y el desnivel (AL)
existente entre el píxel con el valor de mayor altitud en el MDT y uno de los píxeles
donde comienza la sedimentación. Con estos datos, LaharZ trazó la línea de máxima
energía (ver capítulo II; apartado 2.4.4). Además fue necesario indicar el punto de inicio
y final del lahar y distintos volúmenes laháricos, reales e hipotéticos.
Los MDT utilizados para realizar las simulaciones en LaharZ fueron el MDT INEGI,
MDT actualizado y MDT con barreras, todos ellos con un tamaño de píxel de 5 y 10 m.
Para la relación entre la distancia reducida a la horizontal (AN) y el desnivel (AL) se
insertó el valor de 0,450, el cual es un valor que se utiliza frecuentemente en los
estudios de volcanes con características similares a las del Popocatépetl (Delaite, 2004).
168
CAPÍTULO V
El punto de inicio de los lahares de 1997 y 2001 se situó donde la línea de máxima
energía (la cual fue trazada automáticamente por el programa a partir de la relación
distancia reducida y desnivel) cortó con la barranca Tenenepanco, y el punto final se
localizó en la barranca Huiloac, pasada la población de San Nicolás de los Ranchos. Los
volúmenes laháricos introducidos fueron: 3,33 105 m3 (para el lahar de 1997),
2,08 105 m3 (para el lahar de 2001), 1,5 106 m3 y 10 106 m3 (para dos lahares
hipotéticos de magnitudes superiores a las que tuvieron los lahares de 1997 y 2001).
5.1.4.2 TITAN2D
Los elementos que necesitó TITAN2D para realizar las simulaciones fueron: un MDT,
las coordenadas de la pila de material, las dimensiones de la pila de material, el ángulo
de fricción interna del material, la rugosidad del canal de la barranca por donde discurre
el flujo y el número de pasos (o lapsos de tiempo) con los cuales el programa realizó la
simulación (capítulo II).
Los MDT empleados fueron: el MDT INEGI con 10 m de píxel y el MDT actualizado
con 5 m de píxel. Las dimensiones de la pila de material fueron: 100 m de ancho, 250 m
de largo y 25 m de espesor, lo cual dio un volumen total de 6,25 105 m3 (para simular
un lahar hipotético de dimensiones superiores a las que tuvieron los lahares de 1997 y
2001). Las coordenadas introducidas (x = 539.104 O, e y = 2.105.569 N) situaron a la
pila de material en la cabecera de la barranca Tenenepanco, sobre los 4500 m de altitud,
por considerarse esta ubicación próxima a donde los lahares de 1997 y 2001 iniciaron su
recorrido. El ángulo de fricción interna que se seleccionó fue de 30º y el ángulo de
fricción del lecho de 4º, por ser estos valores normalmente utilizados en otros estudios
de lahares con características similares a los ocurridos en el volcán Popocatépetl con
TITAN2D (Procter et al., 2005). Los pasos seleccionados fueron iguales a 10.000.
5.1.5 Resultados de las aplicaciones de los modelos de simulación
Los resultados obtenidos con los programas LaharZ y TITAN2D fueron diferentes,
debido a la forma en la que operan cada uno de éstos. El primer programa estima la
distribución de un lahar mediante el cálculo de la superficie de inundación en las
secciones de corte del canal y en su extensión (ver capítulo II). El segundo programa
169
CAPÍTULO V
muestra la distribución de una pila de material, su velocidad y el espesor, en función de
una serie de ecuaciones de conservación de masa y momentum, y de las irregularidades
del MDT introducido.
Las simulaciones del lahar de 1997 y 2001 (volúmenes de 3,33 105 m3 y 2,08 105 m3,
respectivamente) con el programa LaharZ, se realizaron sobre los MDT INEGI,
actualizado y con barreras; todos ellos, con una resolución de 5 m de tamaño de píxel
(figuras 5.1.5.1, 5.1.5.2, 5.1.5.3, 5.1.5.4 y 5.1.5.5).
La simulación de los lahares de 1997 y 2001 sobre el MDT INEGI (figura 5.1.5.1)
mostró una extensión lahárica inferior a la observada en campo, donde el lahar de 1997
rebasó la población de Santiago Xalitzintla y el lahar de 2001 finalizó su recorrido a 2
km antes de alcanzar la misma (figura 1.10.1).
La simulación de los lahares de 1997 y 2001 sobre el MDT actualizado (figura 5.1.5.2)
mostró, al igual que la simulación sobre el MDT INEGI, que la extensión dibujada para
los lahares fue inferior a la observada en campo (figura 1.10.1). Finalmente, la
simulación de los lahares de 1997 y 2001 sobre el MDT con barreras (figura 5.1.5.3)
mostró una extensión y anchura lahárica muy similar a la distribución que se observó en
campo para estos eventos (figura 1.10.1); por tanto, ésta fue la simulación que mejor se
ajustó a la realidad.
Los lahares de 1997 y de 2001 se simularon sobre el MDT INEGI pero con distinta
resolución (5 y 10 m de píxel). Los resultados obtenidos para el lahar de 1997 y 2001
(figura 5.1.5.4 y 5.1.5.5) muestran que cuando se utiliza un MDT de mayor resolución
(5 m píxel), la precisión de la simulación es mayor que cuando se usa uno de menor
resolución (10 m píxel). La simulación sobre el MDT de mayor resolución fue más
parecida al recorrido lahárico observado en campo; por ello, se concluye que: a mayor
resolución del MDT, mejor ajuste de las simulaciones a las condiciones reales.
Los resultados de las simulaciones realizadas con LaharZ para el lahar de 1997 con
distintos MDT de 5 m de píxel (figuras 5.1.5.1, 5.1.5.2 y 5.1.5.3), se observaron con
detalle en Santiago Xalitzintla y sobre las casas situadas en el interior y cerca de los
escarpes que limitan la barranca Huiloac (figura 5.1.5.6). En esta población, la casa
170
CAPÍTULO V
afectada por el lahar de 1997, según las entrevistas con los habitantes del pueblo, se
localiza en el interior de la barranca Huiloac, a la entrada de Santiago Xalitzintla (en
amarillo; figura 5.1.5.6).
2110000
Poblacíon de Santiago
Xalitzintla
Lahar de 1997
Lahar de 2001
2104000
Curvas maestras
542000
550000
Figura 5.1.5.1 Simulación con LaharZ del lahar de 1997 y 2001 sobre el MDT INEGI de 5 m píxel.
2110000
Poblacíon de Santiago
Xalitzintla
Lahar de 1997
Lahar de 2001
2104000
Curvas maestras
542000
550000
Figura 5.1.5.2 Simulación con LaharZ del lahar de 1997 y 2001 sobre el MDT actualizado de 5 m píxel.
171
CAPÍTULO V
2110000
Poblacíon de Santiago
Xalitzintla
Lahar de 1997
Lahar de 2001
2104000
Curvas maestras
542000
550000
Figura 5.1.5.3 Simulación con LaharZ del lahar de 1997 y 2001 sobre el MDT con barreras de 5 m de
píxel.
2110000
Población de
Santiago Xalitzintla
2104000
Simulación sobre el MDT del
INEGI con 5 m de píxel
Simulación sobre el MDT del
INEGI con 10 m de píxel
Curvas maestras
542000
550000
Figura 5.1.5.4 Simulación con LaharZ del lahar de 1997 sobre un MDT de 5 y de 10 m de píxel.
172
CAPÍTULO V
2110000
Población de
Santiago Xalitzintla
2104000
Simulación sobre el MDT del
INEGI con 5 m de píxel
Simulación sobre el MDT del
INEGI con 10 m de píxel
Curvas maestras
550000
542000
Figura 5.1.5.5 Simulación con LaharZ del lahar de 2001 sobre un MDT de 5 y de 10 m de píxel.
DISTRIBUCIÓN DE SIMULACIONES REALIZADAS SOBRE DISTINTOS MODELOS DIGITALES DEL TERRENO (MDT)
N
2110000
2109500
Parcelario urbano
Escarpes de la barranca Huiloac
Construcciones afectadas por el lahar de 1993
Construcciones afectadas por el lahar de 1997
Construcciones localizadas en una posición de riesgo lahárico
Simulación sobre el MDT del INEGI
Simulación sobre el MDT actualizado
Simulación sobre el MDT con barreras
0
550500
0,3 Kilómetros
551500
Figura 5.1.5.6 Distribución de las distintas simulaciones del lahar de 1997, realizadas con LaharZ, y su
afección en la población de Santiago Xalitzintla.
173
CAPÍTULO V
La simulación que mejor se adaptó a la distribución real que el lahar de 1997 tuvo en la
barranca, fue la que se realizó sobre el MDT con barreras, ya que, al igual que ocurrió
en la realidad, la simulación se limitó a representar el recorrido del flujo en el cauce de
la barranca Huiloac, mientras que las simulaciones realizadas sobre los MDT INEGI y
actualizado dieron como resultado amplias zonas de afectación para la población. Éstas
se encuentran sobreestimadas.
La simulación sobre el MDT con barreras, aunque es la que mejor representa las zonas
de distribución que tuvo el lahar de 1997, no se ajusta del todo a ella, ya que la
simulación no incluye a la única casa realmente afectada por el lahar de 1997, y sin
embargo, si lo hace con las construcciones que fueron inundadas durante el lahar que
tuvo lugar en 1993 a consecuencia de las intensas precipitaciones (figura 5.1.5.6).
Dado que sobre el MDT con barreras se obtuvieron las simulaciones más similares al
lahar de 1997 y 2001, sobre éste se simularon dos eventos hipotéticos de gran tamaño:
uno con 1,5 106 m3 y otro con 10 106 m3. Las simulaciones resultantes cubrieron una
superficie igual a la obtenida cuando se introdujo el volumen calculado para el lahar de
1997 (3,3 106 m3). Por tanto, las simulaciones con LaharZ no aportaron resultados
capaces de ser utilizados para la evaluación del riesgo en la población de Santiago
Xalitzintla.
La simulación de un lahar hipotético con un volumen lahárico de 6,25 105 m3 (mayor
al volumen calculado para los lahares de 1997 y 2001) con el programa TITAN2D, se
realizó sobre el MDT INEGI con 10 m de píxel y sobre el MDT actualizado con 5 m
píxel (figuras 5.1.5.7 y 5.1.5.8).
Los resultados de la simulación sobre el MDT del INEGI con 10 m de píxel (figura
5.1.5.7) no correspondieron con el comportamiento que han tenido los lahares de 1997,
2001 y 2002 en las barrancas Tenenepanco y Huiloac, ya que ninguno de estos tres
inundó el cerro de Tlamacas y de hecho, no se tiene conocimiento de que sobre éste
existan depósitos laháricos. Los resultados de la simulación en el MDT actualizado de 5
m de píxel (figura 5.1.5.8.) fueron semejantes al recorrido observado para el lahar de
2001, a pesar de que éste tuvo un volumen muy inferior (figura 1.10.1).
174
CAPÍTULO V
2106000
2110000
Población de
Santiago Xalitzintla
Cerro de Tlamacas
Simulación
Curvas de nivel
550000
542000
Figura 5.1.5.7 Simulación con TITAN2D del lahar del 2001 sobre el MDT INEGI con 10 m píxel.
2106000
2110000
Población de
Santiago Xalitzintla
Cerro de Tlamacas
Simulación
Curvas de nivel
542000
550000
Figura 5.1.5.8 Simulación con TITAN2D del lahar del 2001 sobre el MDT actualizado con 5 m de pixel.
175
CAPÍTULO V
El programa TITAN2D ofrece valores de velocidad y espesor de la pila de material
(equivalente a la profundidad hidráulica) en sus simulaciones. Éstos resultados, para la
simulación realizada sobre el MDT actualizado con 5 m píxel, fueron comparados con
los parámetros de profundidad hidráulica y velocidad obtenidos para el lahar de 2001
calculados en el capítulo IV (apartado 4.2.4).
En la tabla 5.1.5.1 se resume la profundidad hidráulica máxima y mínima obtenida para
el lahar de 2001 (obtenida a partir de la tabla 4.2.3.1) y los espesores de la pila de
material simulados a la misma distancia. También se comparó la velocidad máxima
obtenida durante la simulación (7,5 m/s a los 7 km de distancia al punto de inicio del
lahar) y la velocidad máxima calculada para el lahar de 2001 (17,8 m/s a los 3,7 km de
distancia al punto de inicio del lahar).
Tabla 5.1.5.1 Profundidad hidráulica del lahar de 2001 y alturas de la pila de material a la misma
distancia.
Profundidad hidráulica calculada
Altura de la pila de material en
para el lahar de 2001 (m)
la simulación (m)*
4
10,7
8,7
10,7
3,1
1,8
Distancia al inicio (km)
*
Simulación realizada con TITAN2D sobre el MDT mejorado con 5 m píxel
Así, aunque la simulación realizada con TITAN2D, sobre el MDT actualizado con 5 m
píxel, presentó una distribución parecida a la observada para el lahar de 2001, la
velocidad y altura de la pila de material simulados no corresponden con los valores de
velocidad y profundidad hidráulica calculados. Por tanto, se concluyó que las
simulaciones con TITAN2D no aportan ningún resultado que facilite la evaluación del
riesgo en la población de Santiago Xalitzintla.
5.1.6 Discusión del método que aplica modelos por simulación numérica
Los modelos numéricos asistidos por ordenador se han aplicado en numerosos volcanes
alrededor del mundo (Delaite et al., 2004 en El Misti, Perú; Williams et al., 2005 en el
volcán Tungurahua; Procter et al., 2005 en el volcán Ruapehu, en Nueva Zelanda;
Williams, 2006 en el volcán Cotopaxi, Ecuador; entre otros). Sin embargo, existen
176
CAPÍTULO V
problemas cuando se intenta simular a los flujos, como apuntan Sheridan et al, 2003,
para el caso del Mount Rainier; mismos problemas se observaron para el caso del
Popocatepétl en el presente estudio y que consisten en un desajuste de las simulaciones
con las observaciones realizadas para un determinado evento pasado.
El programa LaharZ no fue los suficientemente preciso para realizar una simulación que
se ajustase a las observaciones realizadas en campo para los lahares de 1997 y 2001 en
las barrancas Tenenepanco y Huiloac. Esto se atribuye a las causas siguientes:
1. Las características del MDT. Para las simulaciones realizadas con LaharZ se
utilizaron tres tipos de MDT que representaron de manera diferente a las barrancas
Tenenepanco y Huiloac y su superficie circundante (ver capítulo V, apartado 5.1.2).
Como se aprecia en las figuras 5.1.6.1 y 5.1.6.2, las simulaciones realizadas en cada
MDT (de 5 m de píxel) dieron lugar a una distribución diferente de los lahares de 1997
y 2001.
La resolución del MDT también afectó a las simulaciones realizadas, como se mostró en
las figuras 5.1.5.4 y 5.1.5.5, donde se simuló el lahar de 1997 o el de 2002 sobre el
MDT INEGI pero con distinta resolución (5 y 10 m de píxel), en las cuales se
obtuvieron resultados diferentes. Por tanto, el tipo de MDT: su forma de representar el
relieve y su resolución, condicionaron las simulaciones.
Ya anteriormente Schilling (1998) había señalado que las características del MDT dan
lugar a simulaciones no satisfactorias cuando se utiliza el programa LaharZ. De hecho la
única simulación que se puede considerar como satisfactoria, es la que se utilizó sobre
el MDT con barreras, dado que obliga al flujo a ir por donde previamente se observó
que debería ir el lahar.
2. La forma en que LaharZ trabaja. El programa LaharZ calcula, en función de un
determinado volumen, la superficie de inundación en una sección de corte y en su
superficie planimétrica (ver capítulo II; apartado 4.3.4.1). La superficie de inundación
calculada para una sección de corte, es utilizada por LaharZ para rellenar todas las
secciones de corte a lo largo del recorrido de la barranca, hecho que no se corresponde
177
CAPÍTULO V
con los datos calculados para los lahares de 1997 y 2001 (ver como fluctúan los valores
de pico de descarga en relación a la distancia en la tabla 4.2.4.1).
2106000
2110000
Población de
Santiago Xalitzintla
Simulación sobre el MDT del INEGI
Simulación sobre el MDT actualizado
Simulación sobre el MDT con barreras
Curvas de nivel
542000
550000
Figura 5.1.6.1 Simulación realizada con LaharZ para el lahar de 1997 sobre distintos MDTs de 5 m de
píxel.
2106000
2110000
Población de
Santiago Xalitzintla
Simulación sobre el MDT del INEGI
Simulación sobre el MDT actualizado
Simulación sobre el MDT con barreras
Curvas de nivel
542000
550000
Figura 5.1.6.2 Simulación realizada con LaharZ para el lahar de 2001 sobre distintos MDTs de 5 m de
píxel.
178
CAPÍTULO V
El programa TITAN2D no fue capaz de realizar una simulación que se ajustase a las
observaciones realizadas en campo para los lahares acontecidos recientemente en las
barrancas Tenenepanco y Huiloac. Esto se debió principalmente a que TITAN2D está
programado para simular flujos granulares secos, y no flujos de agua y sedimento, a
pesar de que TITAN2D ha sido empleado para la simulación de lahares (Delaite, 2004
en El Misti, Perú; Williams et al., 2005 en el volcán Tungurahua; Procter et al., 2005 en
el volcán Ruapehu, en Nueva Zelanda Williams, 2006 en el volcán Cotopaxi, Ecuador;
entre otros).
Las características del MDT también condicionan las simulaciones de TITAN2D, ya
que los resultados obtenidos sobre el MDT INEGI de 10 m son muy diferentes a los
obtenidos sobre el MDT actualizado de 5 m de píxel.
5.2 Método cronoestratigráfico
Para la aplicación del método cronoestratigráfico se consultó toda la información
publicada sobre la distribución espacial, estratigrafía y edad de los lahares ocurridos
hasta el momento en el Popocatépetl (capítulo I, apartado 1.7 y 1.8). También se
emplearon las estimaciones realizadas por Miranda y Delgado (2003) para los lahares
procedentes del deshielo glaciar y los datos sobre los flujos generados por intensas
precipitaciones a partir de los datos obtenidos y presentados en el capítulo I.
Esta información se gestionó siguiendo un modelo adaptado del de probabilidad/riesgo
(Felicísimo, 1999), el cual se basa en la implementación de un mapa de frecuencia
construido a partir de distintos mapas de peligro y de una tabla de vulnerabilidad donde
se evalúan las construcciones de Santiago Xalitzintla.
5.2.1 Trabajo de campo
Durante el trabajo de campo se registraron las características principales de las
construcciones que se localizaban en el interior y en las proximidades de los escarpes
que delimitan la barranca de Huiloac, estas son:
1. La afección previa por lahares.
179
CAPÍTULO V
2. Localización dentro del interior de la barranca.
3. Los materiales constructivos de los muros.
4. Tipo de cimientos.
5. La finalidad de la construcción.
Las construcciones localizas en el interior y en las proximidades de los escarpes que
delimitan la barranca de Huiloac (figura 5.2.1.1) fueron enumeradas para facilitar el
procesamiento de la información.
5.2.2 Tabla de vulnerabilidad y mapas de frecuencia y de riesgo
La tabla de vulnerabilidad asignó a cada construcción localizada en el cauce, e
inmediatamente superados los escarpes de la barranca Huiloac (construcciones
señaladas en la figura 5.2.1.1), un valor numérico (tabla 5.2.2.1) en función de las
observaciones realizadas en trabajo de campo y que asigna valores más altos a las
construcciones más vulnerables y viceversa.
El valor numérico de vulnerabilidad se obtuvo con base en el criterio de que: si la
finalidad de la construcción fue casa o vivienda, entonces se le asignó el valor de “1”, si
tenían otras finalidades el valor de “0”. La asignación de estos valores se realizó
teniendo en cuenta que si se evalúa el riesgo como la posibilidad de que un lahar ponga
en peligro un espacio destinado a vivienda y a sus habitantes, éste debe valorarse sobre
el resto de las construcciones.
A continuación, sólo para las casas o viviendas, se asignaron los valores siguientes:
1. Si la vivienda se sitúa dentro del cauce tiene el valor de “1”, si se sitúa fuera “0”.
Se tuvo en cuenta que dentro del cauce existe una mayor posibilidad de que una
construcción sea inundada que fuera.
2. Si el material de los muros fue de piedra o tabicón superpuesto, y se localizó
dentro de la barranca se le asignó el valor de “1”, en los casos restantes el “0”.
Se tuvo en cuenta que las casas construidas con este tipo de materiales se
observan con altas posibilidades de ser derrumbadas por un flujo lahárico, ya
que no poseen ningún tipo de cementación de los materiales.
180
181
1
1
2
2
7
7
6
6
6
5
0
5
0
8
9 9
8
11
18
19
10 10
14
11 11
12
16
15 16
17
17
Antiguo lecho fluvial
Lecho fluvial de la barranca Huiloac
Escarpe (límite del cauce)
Construcciones localizadas en el cauce de la barranca Huiloac o en
sus proximidades
Parcelario urbano
3 3
3
Av
.
H
idalg
o Su
r
20 21
23
22
17
27
26
29
42 41
40
25 35
24
25 30 31
36
36 37
32
34 33
33
28
43
Figura 5.2.1.1.: Numeración de las construcciones localizadas en la barranca Huiloac y sus proximidades.
n
4
4
SANTIAGO XALITZINTLA
Av.
10 S
ur
Av.
8N
orte
39
46
38
44
54
48
47
55 50
0
Croquis de las construcciones localizadas dentro de la barranca Huiloac y en sus márgenes
58
65
56
51 52
30
57
64
59
60
62 63
60
metros
61
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V
Tabla 5.2.2.1 Valoración de la vulnerabilidad, frecuencia y riesgo en las construcciones (figura 5.2.1.1)
localizadas en la barranca Huiloac y sus proximidades en la población de Santiago Xalitzintla.
NÚMERO DE LA
Finalidad de
Material de
Localización
Tipo de
CONSTRUCCIÓN
la construcción
los muros
dentro del Cauce
cimientos
Frecuencia
Vulnera-
Riesgo
bilidad
0
Basurero
Sí
3
0
3
0
chanchas de fútbol
Sí
3
0
3
1
Patio
Sí
3
0
3
1
Casa
3
3
6
2
Patio
2
0
2
Tabicón
superpuesto
Sí
Sí-piedra y
concreto
No
2
Casa
2
1
3
3
Patio
No
2
0
2
3
Corral de animal
No
2
0
2
3
Casa
Tabicón
No
No
2
2
4
4
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
4
Casa
ladrillo rojo
No
Sí
2
1
3
5
Patio
2
0
2
2
1
3
2
1
3
2
0
2
5
Casa
Tabicón
No
Sí
No
Tabicón
No
3 metros de
cimiento
6
Casa
Tabicón
No
6
Patio
muro de ladrillo
No
6
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
7
Casa
Tabicón
No
No
2
2
4
7
Patio
2
0
2
8
Casa
2
1
3
8
Patio
2
0
2
9
Casa
2
1
3
2
0
2
2
1
3
2
0
2
2
2
4
2
0
2
9
Patio
10
Casa
10
Patio
Sí
No
Tabicón
No
Sí-piedra
basáltica
No
Tabicón
No
Sí
No
Tabicón
No
Sí
No
11
Casa
11
Patio
Tabicón
No
no
11
Casa
12
casa-corral
13
casa-corral
14
15
16
Casa
16
Patio
17
Casa
17
Patio
17
Casa
ladrillo rojo
Sí
no
18
Casa
Tabicón-ladrillo
No
Sí-bloques
18
Patio
19
Patio
Piedras
19
Casa
ladrillo rojo
No
No
Tabicón
No
Sí
2
1
3
No
No
2
2
4
Tabicón
No
Sí
2
1
3
casa-corral
Tabicón
Sí
No
2
3
5
casa-patio
Tabicón
Sí
Sí
2
2
4
Sí
Sí
3
2
5
3
0
3
3
2
5
3
0
3
3
3
6
2
1
3
No
2
0
2
No
2
0
2
2
2
4
Piedra
sobrepuesta
tabicónrevocado
Sí
tabicón pequeño
Sí
Sí-piedra
Sí
182
No
CAPÍTULO V
NÚMERO DE LA
Finalidad de
Material de
Localización
Tipo de
CONSTRUCCIÓN
la construcción
los muros
dentro del Cauce
cimientos
19
Casa
Tabicón
No
No
2
2
4
20
Casa
piedra revocada
No
no
2
2
4
21
Casa
Piedra
No
no
2
2
4
22
Corral
3
0
3
22
Casa
3
1
4
22
Patio
3
0
3
22
Casa
3
2
5
23
Casa
Tabicón
3
2
5
23
terreno-baldío
Tabicón
Sí
3
0
3
24
Casa
Tabicón
No
2
1
3
25
Patio
Piedra
No
2
0
2
25
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
26
Casa
Tabicón
Sí
Sí
3
2
5
27
casa-en construcción
Tabicón
No
Sí
2
1
3
28
corral (baldío)
Tabicón
No
2
0
2
29
Corral
muro piedra
Si
3
0
3
Sí
tabicónrevocado
Sí
Sí-buenos
Sí
Tabicónrevocado
Tabicón
30
Casa
30
Casa
31
Casa
Tabicón
32
Casa
Tabicón-ladrillo
33
Patio
revocado
Tabicón
revocado
Sí
Sí-buenos
Sí
Sí
Frecuencia
Vulnerabilidad
Riesgo
No
Sí
2
1
3
No
Sí
2
1
3
No
No
2
2
4
No
Sí-buenos
2
1
3
2
0
2
2
1
3
2
0
2
3
2
5
3
0
3
2
1
3
No
33
Casa
Tabicón
No
34
Baldío
Piedra
No
Sí-buenos
35
Casa
Tabicón
Sí
35
Patio
36
Casa
Tabicón
No
36
Patio
muro piedras
No
2
0
2
37
Patio-baldío
muro de piedras
No
2
0
2
2
1
3
Sí
Sí
Tabicón
38
Casa
38
Cochera
Sí
3
0
3
38
Patio
Sí
3
0
3
39
Hojalatería
revocado
No
Sí
Sí-buenos
Tabicón
No
Sí
2
0
2
Sí
2
1
3
2
0
2
40
Casa
Tabicón
No
41
Patio-baldío
muro piedra
No
42
Casa
Piedra
No
Sí
2
1
3
43
Casa
No
Sí
2
1
3
44
Casa-patio
Tabicón
No
Sí-buenos
2
1
3
45
Casa-patio
Tabicón
No
Sí
2
1
3
Tabicón
revocado
183
CAPÍTULO V
NÚMERO DE LA
Finalidad de
CONSTRUCCIÓN la construcción
Material de
Localización
Tipo de
los muros
dentro del Cauce
cimientos
No
Sí
2
1
3
Tabicón-en
Frecuencia
Vulnerabilidad
Riesgo
46
Casa-patio
47
Casa
Tabicón
No
Sí-buenos
2
1
3
48
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
49
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
50
Casa
Piedra
No
Sí-buenos
2
1
3
51
Casa-patio
piedra-ladrillo
No
Sí
2
1
3
52
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
53
Casa
piedra-ladrillo
No
Sí
2
1
3
54
Casa
No
Sí
2
1
3
55
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
55
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
56
Casa
Tabicón
No
Sí-buenos
2
1
3
57
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
58
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
59
Casa
Tabicón
No
Sí-buenos
2
1
3
60
Casa
Tabicón
No
Sí-buenos
2
1
3
61
Casa
Tabicón
No
Sí-buenos
2
1
3
62
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
63
Casa
ladrillo rojo
No
Sí
2
1
3
64
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
65
Casa
Tabicón
No
Sí
2
1
3
construcción
piedra
(construcción)
3. Si el tipo de cimientos fue inexistente se le asignó el valor de “1”, si tenía
cimientos el “0”. Se tuvo en cuenta que un lahar genera un efecto de zapa en
algunos lugares del canal, lo que ocasiona derrumbes (como se señaló por
García Romero y Muñoz Jiménez, 2002 para las barrancas Tenenepanco y
Huiloac); por este motivo, las construcciones sin cimientos pueden padecer
daños en sus estructuras.
La elaboración del mapa de frecuencia se basó en la integración de tres mapas de
peligro de lahares donde se consideró la génesis siguiente: intensas precipitaciones,
actividad eruptiva o deshielo glaciar.
184
CAPÍTULO V
Para la elaboración del mapa de peligro de lahares causados por lluvias intensas se tuvo
en cuenta los datos de precipitaciones máximas registradas en un año en la estación de
Huejotzingo. Con éstos, se estableció una recurrencia de 4-5 años para que un lahar
cruzará la población de Santiago Xalitzintla (Capítulo I, apartado 1.8). El límite de la
inundación por precipitaciones pluviales se asumió que se restringe al lecho de
inundación de los flujos extraordinarios, ya que según las entrevistas realizadas con
habitantes de la población, han observado que los lahares rellenan por completo el canal
de la barranca. Por tanto, se puede asumir que el canal de la barranca Huiloac puede ser
parcial o completamente inundado al menos dos veces cada 10 años (figura 5.2.2.1).
El mapa de peligro de lahares por causa de la actividad eruptiva se creo a partir de la
información existente sobre los lahares generados por actividad volcánica en el
Popocatépetl (capítulo I, apartado 1.7). Ejemplo de estos lahares son:
1. Los lahares que se distribuyeron por la ladera S del volcán tras la erupción de tipo
Bezymianny que colapsó el edificio volcánico y que tuvieron lugar hace 50.000 años
(Robin y Boudal, 1987).
2. Los lahares que se distribuyeron por la ladera NE del volcán tras las erupciones de
tipo pliniano en los años: 3.195 a 2.830 años a.C., 800 a 215 años a.C., 125 a 255 años
d.C., y 675 a 1095 años d.C. (Siebe et al., 1996).
3. El lahar que se generó el 21 de enero de 2001 en la barranca Tenenepanco y Huiloac
tras una erupción de tipo vulcaniano (Valdés et al., 2003).
Cada uno de estos ejemplos se relaciona con una erupción de distinta proporción: de
tipo Bezymianny, pliniana o vulcaniana. De esta forma, la confección del mapa de
peligro de lahares causados por actividad eruptiva se formuló a partir de la hipótesis de
que una erupción de ciertas proporciones, da siempre lugar a lahares de igual
distribución. Por tanto, la ocurrencia de éstos, se encuentra condicionada a la
eventualidad de un determinado tipo de erupción volcánica. Se presentaron tres posibles
escenarios de actividad eruptiva y por lo tanto de lahares (Figura 5.2.2.2):
185
2110000
186
Construcciones localizados en el cauce de la barranca Huiloac o en sus proximidades
Zona de inundación en caso de fuertes lluvias
550500
Límite superior de las paredes de la barranca
Talweg actual de la barranca Huiloac
Antiguo talweg de la barranca Huiloac
Parcelario urbano
551500
551000
0
551500
62,5
125
Zonas de inundación por lahares causados por precipitaciones intensas en forma de lluvia
Figura 5.2.2.1: Mapa de peligro de lahares causados por intensas precipitaciones en forma de lluvia.
2109500
551000
250
metros
2110000
2109500
550500
CAPÍTULO V
2110000
2109500
550500
Límite superior de las paredes de la barranca
Talweg actual de la barranca Huiloac
Antiguo talweg de la barranca Huiloac
Parcelario urbano
Construcciones localizados en el cauce de la barranca Huiloac o en sus proximidades
551000
Zona de inundación según ESCENARIO 2 y 3: druante una erupción de tipo pliniana o Bezymianny
Zona de inundación según ESCENARIO 1: durante una erupción de tipo vulcaniana
62,5
551500
0
551500
125
250
metros
2110000
2109500
551000
Zonas de inundación por lahares causados por actividad eruptiva
Figura 5.2.2.2: Mapa de peligro de lahares causados por la actividad eruptiva.
2109000
187
2109000
550500
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V
ESCENARIO 1: Se plantea la posibilidad de que se repita un lahar de características
similares al ocurrido el 22 de enero de 2001 en las barrancas Tenenepanco y Huiloac,
causado por una erupción de tipo vulcaniano. Éstas coinciden en el “mapa de peligro
volcánico para el Popocatépetl” diseñado por Macías Vázquez y Capra Pedol, (2005) en
el “área 1” de peligro, el cual establece una recurrencia de dos periodos eruptivos de
estas características cada 1.000 años (figura 5.2.2.3). Los lahares producidos por este
tipo de eventos, como el ocurrido en el 2001, no supusieron un riesgo para la población
de Santiago Xalitzintla; por tanto, de repetirse un evento de similares características no
alcanzaría este poblado o se distribuiría por el lecho de inundación de la barranca
Huiloac.
Figura 5.2.2.3 Mapa de peligro volcánico para el Popocatépetl, el cual zonifica tres áreas de riesgo: el
“área 1” indica la menor distribución espacial del peligro con una frecuencia de al menos dos ocasiones
cada 1.000 años. El “área 2” indica una distribución media del peligro con una frecuencia de al menos en
diez ocasiones cada 15.000 años. El “área 3” presenta la mayor distribución espacial del peligro con una
frecuencia de, al menos, en diez ocasiones cada 40.000 años (modificado de Macías Vázquez y Capra
Pedol, 2005).
188
CAPÍTULO V
ESCENARIO 2: Se plantea la posibilidad de que se repitan los lahares que tuvieron
lugar en: 3.195 a 2.830 años a.C., 800 a 215 años a.C., 125 a 255 años d.C., y de 675 a
1095 años d.C., y que generaron flujos que se distribuyeron por la ladera NO del
Popocatépetl alcanzando hasta 50 km de distancia desde el cráter del volcán. Todas las
construcciones de Santiago Xalitzintla se localizan sobre los depósitos laháricos (de
hasta 20 y 30 m de espesor) provocados por estas erupciones. Por lo tanto, si un lahar de
similares características se repitiese en el volcán, éste inundaría toda la población de
Santiago Xalitzintla. Macías Vázquez y Capra Pedol, (2005) establecen que una
situación de estas características ha tenido lugar en el volcán al menos en diez ocasiones
en 10.000 años (Figura 5.2.2.3); por tanto, se puede establecer para este tipo de lahares,
una recurrencia de al menos uno cada 1.000 ó 1.500 años.
ESCENARIO 3: Se plantea la posibilidad de que se repitan lahares de mayor
envergadura a los que pueden acontecer en el escenario 2, y a consecuencia de ello,
podrían inundar toda la población de Santiago Xalitzintla. Macías Vázquez y Capra
Pedol (2005) establecen que una erupción de este tipo ha ocurrido en el volcán, al
menos diez veces en 40.000 años (figura 5.2.2.3); por tanto, se puede establecer para
este tipo de lahares, una recurrencia de al menos uno cada 10.000 años.
Para la elaboración del mapa de peligro de lahares por causa de deshielo glaciar
surgieron tres interrogantes:
1. ¿Cómo calcular el volumen de hielo del glaciar en la actualidad?
2. ¿Cómo estimar el agua que se podría deshelar durante un evento eruptivo del
volcán?
3. ¿Cómo obtener el porcentaje de agua deshelada que desde el glaciar se canaliza
por las barrancas Tenenepanco y Huiloac, teniendo en cuenta que una parte del
agua de deshielo glaciar se infiltra en el suelo, se evapora o se canaliza por otras
barrancas?
El volumen del glaciar ha retrocedido desde la Pequeña Edad del Hielo (siglos XVII y
XVIII) (Andrés et al., en prensa) hasta la actualidad, principalmente por motivos
climáticos (Delgado, 1996; Andrés et al., en prensa). Desde el inicio de la última
actividad volcánica en 1994, el retroceso del volumen del glaciar se ha incrementado
189
CAPÍTULO V
por efecto de la actividad eruptiva (Tanarro et al., 2005; Andrés et al., en prensa) como
muestra el gran volumen de agua de deshielo del glaciar calculado durante el periodo
comprendido entre noviembre de 1997 y diciembre de 2002, 4 106 m3, con motivo de
la actividad eruptiva (Andrés et al., en prensa). Así, en la actualidad el volumen de hielo
del glaciar es muy reducido en comparación con años anteriores. Aunque cabe suponer
que el glaciar podría aumentar otra vez su volumen, en caso de cesar la actividad
volcánica.
Miranda y Delgado, (2003) realizaron un trabajo que presenta distintos volúmenes
laháricos, en función del porcentaje de deshielo del glaciar del Popocatépetl, basado
sobre una fotografía aérea del 16 de diciembre de 2000. Así, este trabajo plantea dos
problemas en la actualidad: primero, el glaciar desde diciembre de 2000 ha reducido el
volumen de hielo; y segundo, no se sabe con seguridad si el agua de deshielo del glaciar
se canaliza en su totalidad por las barrancas Tenenepanco y Huiloac (Andrés et al., en
prensa).
No obstante lo anterior, se van a utilizar los datos propuestos por Miranda y Delgado
(2003), ya que es el único trabajo que cuantifica el deshielo del glaciar y estima
volúmenes laháricos a los que daría lugar (tabla 5.2.2.2).
Tabla 5.2.2.2 Volúmenes laháricos en función del porcentaje de deshielo glaciar (Miranda et al., 2003).
Deshielo
glaciar (%)
Volumen total lahárico (m3)
100
Entre 9 106 y 5,5 106
50
Entre 4,5 106 y 2,7 106
25
Entre 2,2 106 y 1,3 106
Para conocer como un lahar, en función de su volumen, puede afectar a Santiago
Xalitzintla, primero se calculó la superficie de una sección de corte en la población, y
segundo, se calculó la superficie de inundación que el lahar podía generar en esa
sección de corte.
Así, en un primer paso se calculó la superficie de una sección de corte en Santiago
Xalitzintla. Para ello se tomó un perfil transversal a la barranca Huiloac seleccionado en
190
CAPÍTULO V
la parte central del pueblo, por considerarse éste como representativo (figura 5.2.2.4;
entre A y B). A continuación, se midió la superficie del lecho de inundación, el perfil
abarcó 111 m de fondo por 8 m de profundidad. Para un perfil transversal de toda la
población, se estimaron 1.000 m de fondo por 2 m de profundidad más la superficie del
lecho de inundación (ver figura 5.2.2.4). Así, se calculó que la superficie de una sección
de corte de la barranca Huiloac en su lecho de inundación era igual a 888 m2 y que la
superficie de la sección de corte de todo el poblado de Santiago Xalitzintla era igual a
2.888 m2 (figura 5.2.2.4.).
En el segundo paso se calculó la superficie de inundación del lahar en una sección de
corte de la barranca en función a su volumen, para ello se utilizó la fórmula propuesta
por Iverson et al., (1998) (con la cual trabaja el programa LaharZ; ver capítulo II):
A = 0,05 V 2 / 3
Donde:
A, es igual a la superficie que el lahar inunda en una sección de corte transversal al
canal de la barranca por donde discurre.
V, es el volumen total del lahar.
Así, para un lahar que proviniese del deshielo del 25% del glaciar (con un volumen total
entre 2,2 106 y 1,3 106 m3) la superficie que inundaría en una sección transversal al
canal de la barranca sería de entre 596 y 846 m2. Para un lahar que proviniese del 50%
de deshielo glaciar (con un volumen total entre 4,5 106 y 2,7 106 m3) la superficie que
inundaría en una sección transversal de la barranca sería de entre 969 y 1.363 m2.
Finalmente, para un lahar que proviniese del 100% de deshielo glaciar (con un volumen
total entre 9 106 y 5,5 106m3) la superficie que inundaría en una sección transversal de
la barranca sería de entre 1.558 y 2.163 m2.
Por tanto, para la confección del mapa de peligro de lahares por causa del deshielo
glaciar se propusieron tres posibles escenarios (figura 5.2.2.5):
191
CAPÍTULO V
CÁLCULO DE LA SUPERFICIE DE UNA SECCIÓN DE CORTE DE LA BARRANCA HUILOAC
A LA ALTURA DEL POBLADO DE SANTIAGO XALITZINTLA (superficie total 2.888 m 2 )
Perfil alzado
1.000 m
2.000 m 2
B
a
111 m
b
2m
8m
Exagerado
en la vertical
a
b
B
888 m 2
Parcelario urbano
A
A
Escarpes de la barranca Huiloac
0
Construcciones localizadas en
situación de riesgo lahárico
0,3 kilómetros
Figura 5.2.2.4 Cálculo de la superficie de una sección de corte transversal a la barranca Huiloac en
Santiago Xalitzintla.
192
CAPÍTULO V
ESCENARIO 1 Lahar generado por el deshielo del 25% del glaciar. Éste inundaría una
sección transversal de la barranca Huiloac en la población de Santiago Xalitzintla de
entre 596 y 846 m2. Este lahar se distribuiría por el interior de la barranca, ya que no
superaría los 888 m2 calculados para inundar toda su superficie del lecho de inundación.
ESCENARIO 2 Lahar generado por el deshielo del 50% del glaciar. Éste inundaría una
sección transversal en la población de Santiago Xalitzintla de 969 y 1.363 m2 y
rellenaría todo el canal de la barranca Huiloac (el cual tiene una superficie de 888 m2) y
rebasaría sus escarpes.
ESCENARIO 3 Lahar generado por el deshielo del 100% del glaciar. Este lahar
inundaría una sección transversal en la población de Santiago Xalitzintla de 1.558 y
2.163 m2 y rellenaría todo el canal de la barranca Huiloac y rebasaría sus escarpes.
Para la confección del mapa de frecuencia de lahares se puso en común la información
de los mapas de peligros de lahares causados por: intensas precipitaciones, actividad
eruptiva y deshielo glaciar, se tuvo en cuenta el número de veces con que ciertas zonas
se pueden inundar y sus causas. Así, se establecieron tres zonas de diferente frecuencia
de lahares: alta, media y baja, a las cuales se les asignó un valor numérico; los valores
más altos corresponden con los sitios de mayor frecuencia de lahares (tabla 5.2.2.1;
figura 5.2.2.6).
ZONA DE FRECUENCIA ALTA: presenta una frecuencia lahárica de al menos dos
veces cada 10 años, ya sea causado por lluvias, por el deshielo del 25%, 50% o 100%
del glaciar, o por cualquier tipo de erupción volcánica. A esta zona se le asignó el valor
numérico de 3 y abarca todo el lecho de inundación de la barranca Huiloac.
ZONA DE FRECUENCIA MEDIA: presenta una frecuencia de al menos una vez cada
30 años, causado por el deshielo del 50-100% del glaciar o lluvias de gran intensidad,
dando lugar a lahares que pueden inundar la barranca Huiloac e incluso rebasar sus
paredes. A esta zona se le asignó el valor numérico de 2.
ZONA DE FRECUENCIA BAJA: presenta una frecuencia lahárica de al menos una vez
cada 1.000-1.500 años, causado por una erupción pliniana o de tipo Bezymianny. A esta
zona se le asignó el valor numérico de 1 y abarca la superficie de toda la población de
Santiago Xalitzintla.
193
2110000
194
550500
Límite superior de las paredes de la barranca
Talweg actual de la barranca Huiloac
Antiguo talweg de la barranca Huiloac
Parcelario urbano
Construcciones localizados en el cauce de la barranca Huiloac o en sus proximidades
Zona de inundación según ESCENARIO 3: 100% de deshielo del glaciar
Zona de inundación según ESCENARIO 2: 50% de deshielo glaciar
Zona de inundación según ESCENARIO 1: 25% de deshielo glaciar
551000
Zonas de inundación por lahares según porcentajes de deshielo glaciar
Figura 5.2.2.5: Mapa de peligro de lahares por causa del dehielo glaciar.
2109500
551000
62,5
551500
0
551500
125
250
metros
2110000
2109500
550500
CAPÍTULO V
2110000
2109500
550500
Límite superior de las paredes de la barranca
Talweg actual de la barranca Huiloac
Antiguo talweg de la barranca Huiloac
Parcelario urbano
Construcciones localizados en el cauce de la barranca Huiloac o en sus proximidades
551000
62,5
551500
0
551500
125
250
metros
2110000
2109500
551000
Mapa de frecuencia de lahares
Zona de FRECUENCIA BAJA: al menos una vez cada 1.000-1.500 años
Zona de FRECUENCIA MEDIA: al menos una vez cada 30 años
Zona de FRECUENCIA ALTA: al menos dos veces cada 10 años
Figura 5.2.2.6: Mapa de frecuencia de lahares
2109000
195
2109000
550500
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V
Para confeccionar el mapa de riesgo de lahares en Santiago Xalitzintla se sumaron los
valores del mapa de frecuencia (del 1 al 3) (figura 5.2.2.6) con los de la tabla de
vulnerabilidad (del 0 al 3) (tabla 5.2.2.1). Así, el valor de riesgo máximo fue 6 y el
mínimo 1. Los valores 6 y 5 se agruparon y representaron a las viviendas que presentan
un riesgo alto. Los valores 4 y 3 se agruparon y representaron a las viviendas que se
identifican con riesgo medio. Finalmente, los valores 2 y 1 se agruparon y representaron
a las viviendas con riesgo bajo.
5.2.3 Resultados
El resultado de la aplicación del método cronoestratigráfico se presenta a través de un
mapa de riesgo por lahares en la población de Santiago Xalitzintla (figura 5.2.3.1). Éste
clasifica a las construcciones según el riesgo de ser afectadas por lahares, de la forma
siguiente:
RIESGO ALTO: Corresponde con construcciones, todas ellas destinadas a casa o
vivienda, que pueden ser inundadas por un lahar, al menos en dos ocasiones cada 10
años. Los lahares pueden ocasionar desde pequeñas inundaciones, que de ocurrir de
forma continua ocasionarían destrozos constantes, a grandes inundaciones, que podrían
arrastrar o golpear a las construcciones y destrozarlas por completo. Cualquier tipo de
inundación ocasionaría destrozos, mayores o menores, puesto que su localización,
materiales de construcción y finalidad, las hace especialmente vulnerables. Las casas
valoradas como de alto riesgo tienen la siguiente numeración: 1, 16, 17, 22, 23, 26 y 35
(ver tabla 5.2.2.1 en el apartado anterior). Algunas de estas viviendas ya han sufrido
inundaciones, como la vivienda 1, por el lahar del 1 de julio de 1997 (figura 5.2.3.2), o
la vivienda 23, por el lahar de 1993 (figura 5.2.3.3). El resto de las viviendas (números
16, 17, 22, 26 y 35) se presentan en las figuras 5.2.3.4, 5.2.3.5, 5.2.3.6, 5.2.3.7 y 5.2.3.8,
donde se observa su localización y su cercanía al talweg de la barranca.
196
197
2110000
2109500
550500
551000
0 25 50
551500
Mapa de Riesgo por lahares en la población de Santiago Xalitzintla
551500
100 150 200
Metros
2110000
2109500
551000
5.2.3.1: Mapa de riesgo por lahares en la población de Santiago Xalitzintla obtenido mdiante el método cronoestratigráfico.
BAJO RIESGO
MEDIO RIESGO
ALTO RIESGO
550500
CAPÍTULO V
CAPÍTULO V
Construcción nº1
Figura 5.2.3.2 Vivienda afectada por el lahar que tuvo lugar el 1 de julio de 1997.
Construcción nº 23
Marcas de inundación
del lahar de 1993
Figura 5.2.3.3 Vivienda afectada por el lahar de 1993.
Construcción nº 16
Figura 5.2.3.4 Vivienda número 16 (figura 5.2.1.1) localizada en zona de riesgo alto.
198
CAPÍTULO V
Viv ienda 1 7
Figura 5.2.3.5 Vivienda número 17 (figura 5.2.1.1) localizada en zona de riesgo alto.
Puente
Vivienda 22
Figura 5.2.3.6 Vivienda número 22 (figura 5.2.1.1) localizada en zona de riesgo alto.
Construcción nº 26
Figura 5.2.3.7 Vivienda número 26 (figura 5.2.1.1) localizada en zona de riesgo alto.
199
CAPÍTULO V
Construcción nº 35
Construcción nº 29
Figura 5.2.3.8 Vivienda número 35 (figura 5.2.1.1) localizada en zona de riesgo alto.
RIESGO MEDIO. Las construcciones que presentan riesgo medio de ser afectadas por
un lahar pueden localizarse en el interior de la barranca o inmediatamente superados los
escarpes que la limitan, con una recurrencia de una vez cada 30 años. Estas
construcciones pueden sufrir inundaciones o también destrozos en los cimientos, esto
último, debido a un proceso de zapa en el cauce de la barranca Huiloac por parte de los
flujos laháricos. Las construcciones señaladas como de riesgo medio se sitúan
inmediatamente superados los escarpes que limitan la barranca y suelen tener buenos
cimientos para paliar el proceso de zapa, el cual se observa en diversos lugares de la
barranca Huiloac (figuras 5.2.3.9, 5.2.3.10, 5.2.3.11, 5.2.3.12, y 5.2.3.13).
Construcción nº 4
Escarpe
Construcción nº 1
Figura 5.2.3.9 Puerta colgada por el efecto de zapa en una de las viviendas de Santiago Xalitzintla.
200
CAPÍTULO V
Zapa
Figura 5.2.3.10 Proceso de zapamiento en la barranca Huiloac a la altura de Santiago Xalitzintla.
Construcción nº 6
Construcción nº 7
Zapa
Figura 5.2.3.11 Proceso de zapa en la barranca Huiloac a la altura de Santiago Xalitzintla.
Cimientos
Construcción nº 18
Figuras 5.2.3.12 Cimientos de la vivienda número 18.
201
CAPÍTULO V
Cimientos
Construcción nº 5
Figura 5.2.3.13 Cimientos de la vivienda número 5.
RIESGO BAJO. Todas las construcciones que no se han considerado como con riesgo
medio o alto, se han identificado con riesgo bajo de ser afectadas por un lahar. Todas
éstas podrían ser inundadas o destrozadas por un lahar ocasionado durante una erupción
volcánica de tipo pliniano o Bezymianny con una recurrencia de al menos una vez cada
1.000 años.
5.2.4 Discusión del método cronoestratigráfico
El método cronoestratigráfico es otra aproximación diferente a la realizada mediante el
uso de modelos de simulación numérica, para la evaluación del riesgo en una población.
Al igual que el método que aplica modelos por simulación numérica, el método
cronoestratigráfico ha sido ampliamente aplicado (Scott et al., 1998, Felicísimo, 1999;
Thouret y Lavigne, 2000, entre otros). Sin embargo, ambos métodos presentan ventajas
e inconvenientes para evaluar el riesgo lahárico.
Las ventajas del método que utiliza modelos numéricos asistidos por ordenador son:
•
No se requiere conocimiento previo de eventos pasados en un volcán, el
volumen lahárico se puede calcular desde una estimación de la cantidad de agua
y material susceptibles de generar lahares en el volcán, y se pueden proponer
volúmenes hipotéticos (Griswold, 2004).
202
CAPÍTULO V
•
Algunos programas permiten simular la velocidad y la altura del flujo, con lo
cual se puede calcular la fuerza de impacto con que un lahar golpearía a las
construcciones de una población, parámetro útil para la evaluación del riesgo
(Williams, 2006).
Las ventajas del método cronoestratigráfico son:
•
Permite integrar fuentes diversas: principalmente las que estudian y reconocen la
distribución espacial, estratigráfica y edad de los depósitos laháricos existentes
en el volcán, pero también se pueden insertar simulaciones, como las que se
realizaron para evaluar el peligro de lahares por causa del deshielo del 25%,
50% y 100% del glaciar.
•
Se obtiene una gradación del riesgo, en este caso, en función de la frecuencia de
los lahares y de la vulnerabilidad de las construcciones en Santiago Xalitzintla.
Esto puede permitir realizar una toma de decisiones con una mayor facilidad por
parte de los poderes públicos.
Las desventajas del método que aplica modelos numéricos asistidos por ordenador son:
•
A pesar de que pueden aplicarse volúmenes laháricos hipotéticos o calculados a
partir de la suficiencia de material en el volcán, sin un estudio de los eventos
previos, no se puede evaluar el volumen de material real emitido durante una
erupción volcánica, o el agua procedente de intensas precipitaciones; ambos
susceptibles de desencadenar lahares.
•
Los modelos numéricos sintetizan en exceso la realidad y esto genera
deficiencias a la hora de realizar simulaciones, como las que se han encontrado
al aplicar LaharZ y TITAN2D en el Popocatépetl.
Las desventajas del método cronoestratigráfico son:
203
CAPÍTULO V
•
Puede ser un proceso lento y costoso si no se dispone de estudios geológicos
previos, como los existentes para el volcán Popocatépetl. Además, el
reconocimiento de la distribución de un evento pasado puede ser incorrecta, la
cual puede considerarse para la evaluación del riesgo. Por otro lado, un evento
pasado no tiene por qué repetirse en el futuro (Griswold, 2004). Es importante
también considerar que este método depende de la precisión que se tenga en la
técnicas de datación, las cuales tienen elevados costos y requieren de
condiciones específicas para la recolección de las muestras a analizar.
•
La evaluación del riesgo puede verse modificada en función del objetivo del
estudio y de los criterios que se establezcan para la vulnerabilidad. Además, la
valoración de ésta puede cambiar con el tiempo, como ocurre en el mapa de
riesgo por lahares en la población de Santiago Xalitzintla (figura 5.2.1.9); ya que
una construcción que cambie su finalidad, y pase de uso agrícola a vivienda,
cambiará inmediatamente su valoración. Por ello, este mapa presenta una
zonación que debe ser revisada en el futuro.
Una desventaja que se añade a la aplicación del método cronoestratigráfico en el volcán
Popocatépetl, es que los volúmenes laháricos aportados por el trabajo de Miranda y
Delgado (2003) se consideran ligeramente superiores a los que en la actualidad podría
dar lugar el glaciar. Como se comentó anteriormente, esto se debe a dos motivos:
•
El glaciar a disminuido su volumen desde diciembre de 2000, fecha de la
fotografía aérea que utilizó el trabajo de Miranda y Delgado (2003) para
estimar el volumen del glaciar del Popocatépetl.
•
No se sabe con seguridad si el agua de deshielo glaciar se canaliza en su
totalidad por las barrancas Tenenepanco y Huiloac.
Por tanto, actualmente el riesgo lahárico por deshielo glaciar debe ser ligeramente
inferior al estimado en el mapa de peligro de lahares originados por dicha causa. Sin
embargo, en un futuro, si la actividad eruptiva del volcán finaliza, cabe la posibilidad de
que el glaciar sea capaz de aumentar su volumen de hielo, de tal manera que los datos
que actualmente se consideran sobreestimados no lo sean.
204
CAPÍTULO V
5.3 Análisis del riesgo en Santiago Xalitzintla (análisis integrado de los resultados
del método por simulación numérica y el cronoestratigráfico)
A través de la implementación del método que aplica simulaciones numéricas y el
método cronoestratigráfico, se ha analizado y valorado el riesgo en la población de
Santiago Xalitzintla. Con el primer método se aplicaron dos programas: LaharZ y
TITAN2D, con los cuales se realizaron distintas simulaciones para representar los
lahares de 1997, 2001 y eventos hipotéticos de gran magnitud. Los resultados no
permitieron analizar el riesgo en Santiago Xalitzintla.
Con el método cronoestratigráfico se realizaron los mapas de peligro de lahares por
causa de intensas precipitaciones, actividad eruptiva o deshielo del glaciar. Para ello se
analizó toda la información existente sobre los lahares que han tenido lugar en el
Popocatépetl. Los mapas de peligro se utilizaron para construir un mapa de frecuencia
de lahares, el cual se expresó numéricamente: se asignó el valor 3 para la mayor
frecuencia (2 veces cada 10 años), el 2 para una frecuencia media, (1 vez cada 30 años)
y el 1 para una baja frecuencia (1 vez entre 1.000 y 1.500 años).
Además, se construyó una tabla de vulnerabilidad para todas las construcciones
localizadas en el cauce de la barranca Huiloac, e inmediatamente superados los escarpes
de la misma. La vulnerabilidad se estimó numéricamente en función de ciertas
características que presentaban las construcciones, como la afección previa por lahares,
la localización dentro de la barranca, los materiales constructivos de los muros, tipo de
cimientos y la finalidad de la construcción. Ésta se expresó numéricamente, para lo cual
se estableció una serie de criterios que valoraron cada una de las construcciones.
Con el mapa de frecuencia y la tabla de vulnerabilidad, ambos expresados con valores
numéricos, se confeccionó el mapa de riesgo para Santiago Xalitzintla. En este mapa se
valoró el riesgo como la posibilidad de que un lahar pudiera afectar a un espacio
destinado a vivienda, con lo que podría provocar la muerte de sus habitantes.
Así, se puede concluir que el riesgo por lahares en Santiago Xalitzintla se evaluó a
través de método cronoestratigráfico. Este riesgo no es igual para todas las
construcciones, ya que éstas, en función de sus características constructivas y
localización, y de la frecuencia con que un lahar pueda inundarlas, presentan un riesgo
alto, medio o bajo, el cual ha quedado reflejado en el mapa de riesgo por lahares (figura
5.2.1.9.).
205
CAPÍTULO VI
CAPÍTULO VI: Resultados, conclusiones y propuestas de la
investigación
6.1 Resultados generales
El Popocatépetl se encuentra rodeado de numerosos depósitos laháricos, algunos se
extienden hasta 30 km desde el cráter (Robin y Boudal, 1987), lo cual indica que los
lahares son procesos frecuentes en el volcán. El poblado de Santiago Xalitzintla se
encuentra sobre depósitos que tienen hasta 20 m y 30 m de espesor (Siebe et al., 1996).
Los lahares más recientes que han alcanzado esta población, han puesto en peligro a sus
habitantes, sobre todo aquellos que tienen sus construcciones en el interior de la
barranca de Huiloac.
El lahar de septiembre de 1993, ocasionado por las intensas precipitaciones, inundó
varias viviendas, el del 1 de julio de 1997, recorrió más de 17 km, atravesó la población
de San Nicolás de los Ranchos y ocasionó destrozos materiales en una de las casas.
Estos últimos flujos, han generado también modificaciones del cauce de la barranca
Huiloac a la altura de Santiago Xalitzintla, los cuales se traducen en un efecto de zapa
que provoca el deterioro, en muchos lugares todavía visibles, de los cimientos de las
construcciones, lo cual se considera también un riesgo para los habitantes de la
población.
A parte de los últimos lahares, las barrancas de Tenenepanco y Huiloac han canalizado
múltiples eventos de menor envergadura; ejemplo son los que ocurrieron el 22 de enero
de 2001, que se detuvo 2 km antes de alcanzar Santiago Xalitzintla, o los dos lahares del
2002. Por lo expuesto anteriormente, puede advertirse que la mencionada población se
encuentra en una situación de riesgo inminente ante la ocurrencia de los procesos
laháricos.
Por el constante dinamismo de la barranca en términos de la generación de lahares, y
por el riesgo que implican para la población de Santiago Xalitzintla, fue necesaria la
comprensión de estos procesos a través de la implementación de diversos métodos que
tuvieran en cuenta la evaluación y valoración del riesgo, ya que los estudios publicados
206
CAPÍTULO VI
sobre los lahares del Popocatépetl son escasos y se centran solamente en aspectos
concretos sobre el comportamiento de los flujos.
Conocer las características geográficas del volcán, así como su historia eruptiva,
geología y geomorfología, permitió identificar y relacionar las principales causas que
originan los lahares en el Popocatépetl, que son: el deshielo glaciar, la actividad
eruptiva y las intensas precipitaciones. Las causas pueden incluirse en la clasificación
propuesta por Smith y Lowe, (1991) y Thouret y Lavigne, (2000).
Los lahares en el volcán se canalizan principalmente por las barrancas Tenenepanco y
Huiloac. La dinámica de los flujos está fuertemente relacionada con la escorrentía de las
aguas de deshielo del glaciar que se aloja en la cabecera de las barrancas y que desde la
Pequeña Edad del Hielo se encuentra en continuo retroceso, bien por causas climáticas o
por la actividad eruptiva del volcán (Delgado, 1996; Andrés et al., en prensa).
La dirección de las barrancas Tenenepanco y Huiloac está controlada por las coladas de
lava emitidas por el volcán Popocatépetl, así como por la topografía de los diferentes
edificios que lo componen. En este sentido, la disposición de las formas del relieve, la
presencia de la masa glaciar y la constante actividad volcánica, son factores que
favorecen la formación de numerosos lahares en el Popocatépetl.
Conocer la teoría existente en materia de lahares, fue de utilidad para comprender los
mecanismos que rigen el comportamiento de estos flujos. Se identificaron, analizaron y
clasificaron los métodos empleados en la actualidad para el estudio de estos procesos.
Así, fue posible reconocer la forma en la que se han abordado las distintas
investigaciones en este tópico. A partir de ello, se llevó a cabo una metodología integral
en la cual se evaluó el comportamiento de los lahares y el riesgo que implican a los
habitantes de la población de Santiago Xalitzintla.
La elaboración una sola estructura metodológica que integra cuatro de los cinco
métodos que se reconocieron en esta tesis para abordar el estudio de los lahares,
permitió validar la hipótesis inicial de la investigación, la cual postula que: mediante la
aplicación integrada de los métodos que actualmente estudian los lahares, se puede
llegar al conocimiento de los procesos laháricos.
207
CAPÍTULO VI
Los métodos hidráulico, sedimentológico, el que aplica modelos de simulación y el
cronoestratigráfico, pudieron ser integrados en una sola metodología debido a que sus
resultados pueden ser relacionados entre sí. Los métodos hidráulico y sedimentológico
son complementarios, ya que permiten estimar con mayor detalle el comportamiento de
los lahares; mientras que el método cronoestratigráfico y el que aplica modelos
numéricos son hasta el momento, los únicos desarrollados en la línea de la evaluación
del riesgo por este tipo de flujos.
Con la metodología general propuesta en esta tesis doctoral, se pueden obtener
resultados sobre el comportamiento lahárico y evaluar el riesgo de una manera
relativamente rápida y con una considerable reducción de los costos monetarios. El
método de prevención a través del uso de instrumentos de alerta se descartó en este
estudio porque requiere de una elevada inversión económica cuando se aplica en un
sitio.
La metodología general de la investigación se apoyó en tres procedimientos que se
idearon para solucionar las deficiencias en la aplicación del método hidráulico,
sedimentológico y el que aplica modelos numéricos, con los cuales se pudieron
solucionar los problemas referentes a:
1. El Modelo Digital del Terreno. En éste se hizo una mejora de las secciones de
corte del canal de la barranca Tenenepanco y Huiloac, mediante la integración
de perfiles tomados directamente en campo y calculados con ayuda de un
Sistema de Información Geográfica. Con la mejora del MDT fue posible hacer
simulaciones de mayor precisión.
2. El cálculo del volumen lahárico. Éste se calcula con mayor precisión que en
estudios previos, a través de la inclusión de la morfología del canal de la
barranca y las características sedimentarias en el cálculo del volumen de los
lahares. El uso de un Sistema de Información Geográfica fue una herramienta
que ayudó a simplificar el cálculo.
3. El valor del recorrido lahárico. Éste se obtuvo mediante la idealización de la
distancia lahárica como una distancia reducida; para ello se tuvo en cuenta la
208
CAPÍTULO VI
distancia reducida a la horizontal y el desnivel entre dos puntos de su recorrido.
Este procedimiento se realizó con la finalidad de sistematizar el cálculo, ya que
en la mayoría de los estudios no se expone la forma en la que se obtiene (ver
capítulo III).
Tras la aplicación de la metodología general, los resultados obtenidos sobre el
comportamiento de los lahares en las barrancas Tenenepanco y Huiloac son los
siguientes:
1. Los lahares tienen un volumen variable, muestra de ello es la cantidad de agua y
material depositados por los diferentes flujos. Así, por ejemplo, el lahar de hace 1.200
años tuvo un volumen de 5 107 m3 (Sheridan et al., 2001), en contraste con los lahares
de 1997 y 2001, con un volumen total de 3,33 105 m3 y 2,08 105 m3 respectivamente.
2. Los factores sedimentológicos y topográficos son determinantes en el
comportamiento de los lahares, lo que ocasiona la transformación de los flujos de
derrubios en hiperconcentrados y viceversa. Lo anterior se observo en los lahares más
recientes, es decir, los ocurridos en 1997, 2001 y 2002, ya que tuvieron
comportamientos que variaron a lo largo de su trayectoria donde existió una fuerte
dependencia con la pendiente del canal y con sus propiedades sedimentológicas.
Ejemplo de lo anterior, se observó en el lahar de 1997, el cual se inició como un flujo
hiperconcentrado que en el tramo medio de la barranca Tenenepanco y Huiloac se
convirtió en un flujo de derrubios debido a una reducción importante de la pendiente del
canal, al existir aguas abajo otro cambio brusco de la pendiente, se reconvirtió en
hiperconcentrado (Capra et al., 2004).
3. La velocidad y el pico de descarga presentan importantes variaciones a lo largo del
recorrido de los lahares, lo cual se ha relacionado con la morfología del canal. A
través de la aplicación del método de superelevación se obtuvo la velocidad de los
lahares de 1997 y 2001, para el primero se registraron valores de entre 1,4 y 7,7 m/s y
para el segundo, de entre 1,5 y 13,8 m/s (Muñoz-Salinas et al., en prensa). El pico de
descarga de ambos indica una gran fluctuación del volumen a lo largo de su recorrido, el
valor mínimo y máximo para el lahar de 1997 fue de 81 y 395 m3/s, mientras que para el
del 2001, fue de 39 y 667 m3/s (Muñoz-Salinas et al., en prensa). Las correlaciones
209
CAPÍTULO VI
estadísticas del parámetro de velocidad con la pendiente del canal, el pico de descarga,
la profundidad hidraúlica y la distancia recorrida por el lahar, permitieron identificar
que la morfología del canal influye notablemente en la velocidad de los lahares, ya que
la correlación entre el parámetro velocidad y profundidad hidráulica presenta valores de
r= 0,75 (Muñoz-Salinas et al., en prensa).
4. La velocidad inicial de los lahares se encuentra condicionada por los factores que
los desencadenan. Los valores de velocidad obtenidos para el volcán Popocatépetl, en
relación a otros parámetros hidráulicos calculados en el Mount St. Helens y el Nevado
del Ruiz, permitió plantear que la velocidad está condicionada por el mecanismo inicial
que genera un lahar. Así, en los volcanes Popocatépetl y Nevado del Ruiz, los lahares
tuvieron un origen similar, agua de fusión glaciar que se mezcló con los materiales no
consolidados de las cabeceras de las barrancas, y alcanzaron sus máximas velocidades
trascurridos unos kilómetros de distancia del punto de inicio (Muñoz-Salinas et al., en
prensa). Para el volcán Popocatépetl se observó que el lahar de 1997 tuvo su velocidad
máxima, 7,7 m/s, a los 4,1 km y que el del 2001 fue a los 13,8 m/s a los 7,6 km de
recorrido. Para el Nevado del Ruiz (Pierson et al,. 1990) se apreció que los valores
máximos de velocidad fueron de 14,7 m/s a los 3,9 km de su punto de inicio para la
barranca Molinos-Nereidas, 13,9 m/s a los 16,4 km en la barranca Guali, 17 m/s a los 32
km en la barranca Azufrado y 11,3 m/s a los 4,1 km en la barrranca Lagunillas. Así, las
velocidades máximas se alcanzaron varios kilómetros después del punto de inicio (entre
4 y 32 km). Sin embargo, para los lahares del Mount St. Helens, desencadenados por la
conversión de un flujo piroclástico en un lahar tras la incorporación de agua desde un
glaciar, presentaron su velocidad máxima, de entre 30 m/s y 40 m/s (Pierson, 1985) al
inicio de su recorrido (Muñoz-Salinas et al., en prensa).
Una vez obtenidos los resultados sobre el comportamiento de los lahares, se implementó
el segundo bloque de la metodología general y se evaluó el riesgo para la población de
Santiago Xalizintla. Las conclusiones son las siguientes:
1. Las simulaciones numéricas no permiten evaluar adecuadamente el riesgo lahárico.
A través de la aplicación del método por simulaciones numéricas, se observó que los
resultados no se ajustan a las zonas de inundación que presentaron los lahares
210
CAPÍTULO VI
estudiados. Gran parte del problema radica en la forma en la que los programas operan,
ya que simplifican en exceso el comportamiento de los flujos.
2. La evaluación del riesgo puede realizarse a través del método cronoestratigráfico. El
mapa de riesgo que se obtuvo de la aplicación del método cronoestratigráfico, se basa
en la frecuencia de los flujos laháricos y en la vulnerabilidad que presentan las
construcciones en la población a estudiar. En Santiago Xalitzintla, se realizó una
gradación del riesgo en tres niveles. El nivel alto corresponde con las viviendas que
tienen materiales de construcción precarios y que se sitúan en el interior de la barranca o
inmediatamente superados los escarpes que la limitan. Éstas pueden ser inundadas o
dañadas por un evento lahárico con alta frecuencia (dos veces cada 10 años) y de
cualquier magnitud. En el nivel medio se encuentran las construcciones precarias, en
una zona de inundación de media frecuencia (una vez cada 30 años). En el nivel bajo se
encuentran las construcciones que sólo pueden verse afectadas por un evento de gran
magnitud pero de poca frecuencia (una vez cada 1.000 años).
6.2 Validación de la metodología propuesta y conclusiones de la investigación
La metodología planteada permitió integrar cuatro de los métodos que normalmente se
aplican para el estudio de los lahares: el hidráulico, el sedimentológico, el
cronoestratigráfico y el que utiliza modelos de simulación, los cuales han sido utilizados
de manera individual, sin haber sido integrados en un solo cuerpo metodológico (ver
ejemplos en: Pierson, 1985; Pierson et al; 1990; Iverson et al., 1998; Capra et al., 2004;
entre otros). Asimismo, en la investigación se desarrollaron tres procedimientos que
dieron solución a tres problemas frecuentes en la aplicación de los métodos planteados:
la mejora del MDT de la barranca, el cálculo del volumen lahárico y la descripción de la
obtención del parámetro de recorrido lahárico.
Así, mediante la aplicación de la metodología general que integra cuatro métodos para
el estudio de lahares y tres procedimientos que solucionan problemas habituales, se
llegó a la comprensión del comportamiento de los lahares que ocurrieron en las
barrancas Tenenepanco y Huiloac, y se realizó un análisis del riesgo lahárico para la
población de Santiago Xalitzintla. De esta manera, se cumplió con el objetivo general
de la investigación; por ello, la metodología planteada en este estudio fue satisfactoria.
211
CAPÍTULO VI
No obstante, existen ciertas dificultades en la implementación de alguno de los métodos
específicos, los cuales se discutirán a continuación:
1. En la aplicación del método hidráulico no fue posible incluir el parámetro de la
viscosidad. Es debido a que las fórmulas propuestas para su cálculo (ver capítulo II,
apartado 2.4.; fórmulas 9 y 10) requieren de variables que son difíciles de obtener, como
son la velocidad superficial o la estimación del flujo rígido en el canal. Ambos
parámetros pueden calcularse fácilmente en simulaciones de laboratorio, pero su
registro en campo requiere de mediciones en el momento que ocurre el proceso de flujo
y el examen minucioso de los depósitos una vez ocurrido el lahar.
2. El estudio sedimentológico hubiese sido más completo de haberse incluido en el
análisis grunulométrico de los clastos la fracción gruesa. Sin embargo, en esta
investigación, se observó que los resultados obtenidos del estudio de las fracciones fina
y media de los flujos de 1997 y 2001, pueden ser interpretados de igual manera a los
publicados por Capra et al., (2004), quienes incluyeron en su trabajo la fracción gruesa.
3. El estudio del riesgo lahárico en la población de Santiago Xalitzintla no pudo ser
abordado desde la implementación conjunta del método por modelos de simulación
numérica y del cronoestratigráfico, ya que con el primero no se obtuvieron resultados
satisfactorios. La aplicación de los modelos numéricos no ofreció resultados que se
adecuasen a la realidad, por lo cual no se utilizaron para evaluar el riesgo. Sin embargo,
con el uso de los programas LaharZ y TITAN 2D, se examinó la validez de los
procedimientos desarrollados para la mejora del MDT de la barranca y para el cálculo
del volumen lahárico, y se obtuvo como resultado la validación de los mismos. El riesgo
en Santiago Xalitzintla sólo se pudo realizar a través de la aplicación del método
cronoestratigráfico.
4. El mapa de riesgo lahárico en Santiago Xalitzintla debe actualizarse periódicamente.
Éste requiere de los datos de vulnerabilidad, los cuales se obtuvieron en base a unos
criterios cualitativos que analizan las características de las construcciones. Debido a que
éstas pueden cambiar con el paso del tiempo, los valores de vulnerabilidad también
pueden verse modificados y por ello, se debe tener en cuenta que éste no es un mapa
definitivo, sino que debe considerarse como válido, sólo mientras el uso de las
212
CAPÍTULO VI
construcciones localizadas en el cauce de la barranca o inmediatamente superados los
escarpes no cambie de uso o en sus propiedades estructurales.
A pesar de las dificultades expuestas en el desarrollo de la metodología propuesta, los
resultados obtenidos a partir de su aplicación permitieron cumplir con el objetivo que se
planteó al principio de la investigación. Así, con la aplicación del método hidráulico y
sedimentológico fue posible el cálculo de distintos parámetros con los que se conoció el
comportamiento y la génesis de los lahares que discurrieron por las barrancas
Tenenepanco y Huiloac.
Con el método hidráulico se hizo hincapié en el estudio de la velocidad, la cual se
relacionó con alguno de los parámetros hidráulicos y con los resultados obtenidos en
otros volcanes. Gracias a ello, se pudieron obtener conclusiones importantes sobre el
comportamiento lahárico en la barranca Tenenepanco y Huiloac. La primera es que la
velocidad está controlada a lo largo de su recorrido por la morfología del canal, y la
segunda, que la velocidad está, a su vez, condicionada por la génesis del lahar.
Con el método sedimentológico se realizó un estudio granulométrico de distintas
muestras de los depósitos laháricos de 1997, 2001 y 2002 antiguo y reciente. Con los
resultados obtenidos se pudo concluir si el tipo de flujo fue hiperconcentrado o de
derrubios para los distintos tramos del recorrido del lahar.
Por medio del método cronoestratigráfico se obtuvo un mapa de riesgo de lahares, el
cual se hizo con base a un estudio cuantitativo que analizó el peligro lahárico generado
por fuertes lluvias, actividad eruptiva y deshielo glaciar, así como la vulnerabilidad de
las construcciones del poblado. Con este documento fue posible caracterizar el riesgo
para la población de Santiago Xalizintla.
Por los resultados expuestos, la metodología general se considera válida, y se propone
su aplicación en otros estudios de lahares, sobre todo cuando existe una necesidad de
evaluar de manera rápida y económica el riesgo lahárico.
Se destaca el hecho de que la metodología propuesta en la presente investigación puede
ser aplicada en ambientes volcánicos donde existen numerosos poblados, sobre todo en
213
CAPÍTULO VI
zonas donde el monitoreo de la actividad volcánica no cubre gran parte del relieve
volcánico. Además, es posible estimar el riesgo potencial por procesos laháricos, que
como fue mencionado, es uno de los más peligrosos, ya que han terminado con
numerosas vida humanas.
6.3 Propuesta metodológica para estudios de comportamiento lahárico y
evaluación de su riesgo en otros volcanes
En el anexo final se expone la propuesta metodológica para el estudio del
comportamiento y riesgo lahárico. Ésta está sustentada por los resultados y discusiones
que surgieron en la investigación. A través de éstos se incluyen mejoras sobre la
propuesta inicial que se realizó en el capítulo III. Estas mejoras se detallan a
continuación y se propone su inclusión en la nueva metodología (anexo final):
1. El método sedimentológico es más completo con el análisis granulométrico de la
fracción fina, media y gruesa.
2. Los procedimientos para la mejora del MDT, cálculo del volumen lahárico y
distancia del recorrido, pueden ser incluidos, ya que durante este estudio se ha probado
su validez. Asimismo se consideran necesarios para sistematizar la forma en la que se
evalúa el riesgo.
3. Aunque el método que aplica modelos de simulación no aportó información para el
estudio del riesgo en Santiago Xalitzintla, se propone su aplicación en futuros estudios,
ya que éste ha sido de gran utilidad en otros trabajos (Delaite, 2004 en El Misti, Perú;
Muñoz et al., 2004 en Popocatépetl; Williams et al., 2005 en el volcán Tungurahua;
Procter et al., 2005 en el volcán Ruapehu, en Nueva Zelanda; Williams, 2006 en el
volcán Cotopaxi, Ecuador; entre otros). Por otro lado, se destaca el programa
Geoflow2D y SPH (Haddad, 2007), los cuales han sido modificados recientemente para
simular lahares, ya que anteriormente se empleaban para deslizamientos de material
seco. Estos programas se han aplicado al volcán Popocatépetl y los resultados se
presentan en una tesis doctoral (Haddad, 2007) que todavía no ha sido leída, pero que
muestran simulaciones que reproducen con precisión la inundación del lahar del 2001
en la barranca Tenenepanco y Huiloac, las cuales utilizaron el MDT mejorado y el
volumen lahárico calculado en la presente investigación.
214
ANEXO FINAL
ANEXO FINAL
Propuesta metodológica para estudiar el comportamiento de los
lahares y para evaluar su riesgo
1. Análisis de las características geográficas del volcán. Es necesario recopilar y
analizar toda la información existente sobre los condicionantes tectónico-estructurales,
geológicos, de actividad eruptiva, climáticos, biogeográficos y geomorfológicos del
volcán. Con esta información se deben, en primer lugar, estimar las causas y procesos
que generan lahares con base a la clasificación propuesta por Smith y Lowe, (1991) y
Thouret y Lavigne, (2000) (ver capítulo II, apartado 2.2). En segundo lugar, deben ser
examinadas las características topográficas de las barrancas por donde discurren los
lahares, con especial énfasis en las condiciones de la cuenca de recepción y la
morfología de las secciones transversales de las barrancas a lo largo de su recorrido.
Asimismo, se deben localizar las poblaciones en riesgo de ser afectadas por eventos
laháricos a través del análisis de cada población, en función de su proximidad al cráter
del volcán, de su cercanía con una barranca activa en términos de generación de lahares
y de la existencia de depósitos laháricos bajo las construcciones. Una vez que sean
identificadas las causas que ocasionan lahares en el volcán y se determine la población o
poblaciones con un mayor riesgo de ser afectadas por estos flujos, se procederá al paso
siguiente.
2. Análisis del comportamiento lahárico en la/s barranca/s seleccionadas. Éste se debe
realizar mediante la aplicación de los métodos hidráulico y sedimentológico. Los pasos
a seguir se explican a continuación (figura a.1):
Método hidráulico:
a) Ámbito de aplicación. El método hidráulico debe aplicarse sobre aquellos lahares que
presenten depósitos con pocos signos de alteración (como remoción y deslizamientos).
215
ANEXO FINAL
b) Fases de trabajo de campo. En el trabajo de campo se debe identificar aquellos
lugares donde los depósitos se encuentran en curva, donde se medirán tres puntos de la
circunferencia que puede ajustarse a la misma mediante el proceso descrito en el
apartado 2.4.1. Dentro de la barranca, se tomarán las medidas necesarias para levantar
un perfil transversal a la barranca que cubra la superficie del depósito lahárico. Sobre el
talweg, se medirá la pendiente de la barranca. Por último, con un receptor GPS (Global
Positional System) se tomarán los valores de altitud y las coordenadas UTM (x,y) (ver
capítulo IV, apartado 4.2.1).
c) Fases de procesamiento. El procesamiento de los datos recopilados en campo se
realizará en dos fases, en la primera, se calcularán los parámetros hidráulicos de:
anchura del canal, diferencia entre leveés, profundidad hidráulica, pendiente del canal,
área mojada, perímetro mojado, radio de curvatura, velocidad media utilizando la
técnica de “superelevación”, pico de descarga, rugosidad mediante el coeficiente de
Manning, número de Froude, tiempos de llegada y distancia al punto de origen (esta
última mediante la metodología propuesta para el cálculo de recorridos laháricos en el
apartado 4.1). El parámetro de viscosidad solamente se analizará si es posible obtener
los datos necesarios para su cálculo (ver capítulo II, apartado 2.4.1).
La segunda fase consistirá en un estudio estadístico (coeficiente de Pearson, r, y
coeficiente de determinación, r2) entre el parámetro velocidad y el pico de descarga, la
pendiente del canal, la profundidad hidráulica y la distancia al punto de inicio. Estos
parámetros hidráulicos se deben seleccionar por situarse entre los que mayormente
afectan el comportamiento de la velocidad (Pierson, 1985), el cual va a ser el parámetro
hidráulico que se analizará con más detalle.
Método sedimentológico:
a) Ámbito de aplicación. El método debe aplicarse para aquellos lahares que presenten
depósitos con pocos signos de alteración (como remoción y deslizamientos) y que por
tanto, no se encuentren contaminados por el material procedente de otro tipo de
depósitos.
216
ANEXO FINAL
b) Fases de trabajo de campo. En el trabajo de campo se deben recolectar las muestras
del depósito lahárico de aproximadamente un kilogramo de peso en bolsas de plástico.
Para tomar las muestras, antes se limpiará el material superficial y con un receptor GPS
se registrará la altitud y las coordenadas UTM (x,y).
c) Fases de procesamiento. El procesamiento del método sedimentológico se realizará
mediante un estudio granulométrico de la fracción fina, media, y gruesa, para lo cual se
requiere del uso en laboratorio de una pila de tamices, un instrumento “Rotap”, una
báscula, un ordenador y un difractómetro láser (ver capítulo II, apartado 2.4.2).
Los pesos de las distintas fracciones de partículas entre 11 y –8 se expresarán
gráficamente de manera individual y acumulada para una misma muestra, así como la
media y la desviación típica de los pesos calculados de todas las muestras que se recojan
en la barranca. Con estos datos se determinará el comportamiento del lahar, es decir, si
se trata de un flujo de derrubios o hiperconcentrado en función de las modas que
presenten las muestras: dos para el primer tipo de flujo y una para el segundo.
3. Análisis del riesgo lahárico en la población seleccionada. Se aplicarán e
implementarán los métodos por modelos numéricos y el cronoestratigráfico a través de
los pasos siguientes (figura a.1.):
Método que utiliza modelos numéricos:
Para llevar a cabo la aplicación de este método se deberá mejorar el MDT de la barranca
y calcular volúmenes de lahares anteriores mediante las propuestas metodológicas
realizadas en el capítulo V; apartado 5.1.2.1 y 5.1.3.1.
a) Ámbito de aplicación. Se deben simular eventos hipotéticos y reales sobre la/s
barranca/s objeto de estudio y analizar las consecuencias en la población considerada en
riesgo. Se partirá de la base de que si es posible modelar la distribución y
características de lahares pasados, se podrá simular adecuadamente lahares futuros de
mayores proporciones.
217
ANEXO FINAL
b) Fases de trabajo de campo. A través del trabajo de campo se debe recopilar
información sobre los aspectos siguientes:
-
En la población seleccionada se deben reconocer las construcciones que se
sitúen en peligro por su ubicación.
-
En la/s barranca/s por donde fluyen lahares se deben tomar fotografías de las
secciones de corte del canal con el objetivo de identificar las “secciones
homogéneas” (capítulo V; apartado 5.1.2.1).
-
Una vez identificadas las secciones homogéneas del canal de la/s barranca/s, se
debe seleccionar un “perfil tipo” (capítulo V; apartado 5.1.2.1) para cada una de
ellas. Éste se medirá a través de la distancia reducida a la horizontal y el desnivel
existente entre el talweg del canal y los puntos donde existen rupturas de la
pendiente en la sección transversal. La localización del perfil tipo debe
registrarse por sus coordenadas UTM (x,y) y altitud mediante un receptor GPS.
-
En varios puntos de la/s barranca/s, establecidos de manera aleatoria, se debe
medir el espesor de un determinado lahar.
c) Fases de Procesamiento. Se realizará concretando las fases siguientes:
-
Construcción de un MDT de la/s barranca/s con el cual se puedan representar las
secciones de corte del canal (ver capítulo V, apartados 5.1.2.1 y 5.1.2.3).
-
Cálculo del volumen de lahares antiguos (capítulo V; apartado 5.1.3.1).
-
Aplicación de los programas LaharZ (Schilling, 1998), TITAN2D (Pitman et al.,
2003; Patra et al., 2005) y Geoflow2D (Haddad, 2007), en los cuales se debe
hacer uso del MDT actualizado y de los volúmenes laháricos obtenidos en los
pasos anteriores.
218
ANEXO FINAL
-
Validación de las simulaciones obtenidas como resultado y análisis de la
afección de las superficies simuladas sobre las construcciones localizadas en la
población seleccionada.
Método cronoestratigráfico:
Se utilizará toda la información recopilada sobre la ocurrencia laharica en el volcán, así
como los datos pluviométricos para su análisis probabilístico. De no existir información
suficiente, se requerirá la aplicación de dataciones sobre distintos depósitos laháricos, el
establecimiento de pluviómetros, así como otros instrumentos que permitan evaluar la
frecuencia de lahares antiguos o potenciales.
a) Ámbito de aplicación. Se restringe a la superficie de la/s población/es a estudiar.
b) Fases de trabajo de campo. Se recopilará la información necesaria sobre las
características que presentan las construcciones, en función de los aspectos siguientes:
-
Afección previa por lahares.
-
Localización con respecto al canal de la barranca.
-
Materiales de construcción de los muros.
-
Tipo de cimientos.
-
Uso de la construcción (es decir, vivienda, cochera, comercio, etc.).
c) Fases de procesamiento. Se llevarán a cabo las fases siguientes:
-
Elaboración de una tabla en la que se valore la vulnerabilidad de manera
numérica, donde los valores más altos indiquen un mayor riesgo y viceversa. Se
tendrán en cuenta los criterios siguientes:
- Si la finalidad de la construcción es vivienda, entonces se le
asignará el valor de “1”, en caso contrario se asignará el valor
“0”.
219
ANEXO FINAL
A continuación, sólo para las viviendas, se asignarán los
siguientes valores:
- Si se sitúa dentro del cauce, se clasificará con el valor “1”, en
caso contrario con el “0”.
- Si el material de los muros es piedra o tabicón superpuesto, se
le asignará el valor “1”, en los casos restantes el “0”.
- Si el tipo de cimientos es inexistente tendrá el valor “1”, en
caso contrario el “0”.
-
Confección de un mapa de frecuencia lahárica. Para ello, primero se construirán
distintos mapas de peligro según las causas laháricas. Posteriormente se
integrará toda la información teniendo en cuenta que, las zonas que presenten
más frecuencia en la inundación tendrán un valor mayor que las que tengan
menor frecuencia.
-
Diseño de un mapa de riesgo por lahares en la población seleccionada. Para su
elaboración se sumarán los valores del mapa de vulnerabilidad y del mapa de
frecuencia.
220
Estudio del comportamiento lahárico
Toma de muestras de depósito
de aproximadamente un kilo de
peso en distintos puntos del
recorrido lahárico
Depósitos laháricos
no alterados
Depósitos laháricos
no alterados
Todos los lahares
sobre los que se tiene
conocimiento en el
volcán a estudiar
Lahares pasados e
hipotéticos y su
afección sobre la/s
poblacion/es a
estudiar
Medida de la anchura y
profundidad del canal,
diferencia de altura entre
levées, radio de la curva del
canal y toma de coordenadas y
altitud con receptor GPS.
-La finalidad de la
construcción.
-Los materiales constructivos
de los muros.
-Si fueron afectadas
anteriormente por un lahar.
En las construcciones
señaladas como en peligro,
identificar:
-Medida de espesor del
deposito en distintos puntos del
recorrido lahárico
-Medida de perfiles tipo.
-Reconocimiento de secciones
homogéneas en la barranca.
-En la población
selecccionada: reconocimiento
de construcciones en peligro.
Fases de trabajo de campo
Ámbito de aplicación
Procedimiento para el
cálculo del volumen
lahárico
Procedimiento
para la mejora
del MDT
Procedimiento
para calcular el
recorrido
lahárico
-Mapa de riesgo en la población.
-Construcción de una base de
datos de vulnerabilidad.
-Construcción de un mapa de
frecuencia de lahares según su
origen.
LaharZ , TITAN2D y Geoflow.
-Aplicación de los programas:
-Cálculo del volumen de los
lahares pasados e hipotéticos.
-Construcción de un MDT de la
barranca/s.
-Construcción de un mapa con
construcciones en peligro.
-Gráficas con los pesos según
valores de PHI.
-Análisis granulométrico de las
fracciones fina, media y gruesa.
-Análisis estadístico de algunos
parámetros hidráulicos.
-Cálculo de parámetros
hidráulicos.
Fases de procesamiento
Resultado
Figura a.1 Organigrama explicativo de la propuesta metodológica para el estudio del comportamiento lahárico y su riesgo.
Estudio del riesgo por lahares
METODO
MÉTODO
HIDRÁ ULICO
SEDIMENTOLÓGIC O
MÉTODO BASA DO EN LA
APLICACIÓN DE MODELOS
NUMÉRIC OS ASISTIDOS P OR
ORDENADOR
MÉTODO
221
CRONOESTR ATIGRÁ FIC O
Estudio del comportamiento lahárico
en la/s barranca/s seleccionada/s
Análisis del riesgo lahárico en la/s
poblacion/es seleccionadas
PROPUESTA METODOLÓGICA PARA EL ESTUDIO DEL RIESGO DE LAHARES
ANEXO FINAL
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