informe final caracterización isotópica del agua de lluvia...
TRANSCRIPT
INFORME FINAL Caracterización isotópica del agua de lluvia y subterránea en la meseta tarasca, Mich.
Registro SIP: 20071459
Presenta: Dr. Jose Teodoro Silva Garcia
RESUMEN
El uso de los isótopos ambientales, proporcionó una nueva visión de
entendimiento en los procesos hidrogeológicos de la región de la meseta
tarasca.
Un total de 20 análisis isotópicos fueron realizados a igual numero de muestras
de agua de lluvia recolectada en estaciones específica a distintas altitudes (con
cotas desde 600 a 2500m) cuyo periodo de captación abarco los mese de
Julio-Septiembre del 2007.
Con esta herramienta se definieron los procesos de recarga regional (Flujos)
específicamente para la región de Tierra Caliente y de Los Reyes,
encontrándose la directa relación de zonas de infiltración y áreas preferentes
de descarga.
Así, Para el caso de la identificación de las zonas potenciales de recarga del
área natural protegida Chorros del Varal, la misma se identificó hacia la cota
3200 hacia la sierra.
El caso especifico de Tierra Caliente (Valle de Apatzingán) la zona muestreada
de agua subterránea o superficial (Parque nacional de Uruapan y Cascada La
Tzararacua) su zona de recarga se define hacia el volcán Tancitaro.
INTRODUCCIÓN. El área de estudio está ubicada en el Centro - Norte del Estado de
Michoacán, localizándose en la porción central del Cinturón Volcánico
Mexicano (CVM), específicamente dentro del denominado campo volcánico
Michoacán - Guanajuato (Hasenaka y Carmichael, 1985).
Esta peculiar provincia geológica ha sido motivo de atención de un gran
número de investigadores debido entre otras cosas a la particular problemática
tectónica que encierra su origen; existen diversas publicaciones con temas
geológicos, geofísicos, vulcanológicos, geoquímicos, geomorfológicos y
tectónicos, es de destacar los realizados por Humboldt (1808), Mooser (1969,
1972), Demant (1975, 1978), Negendank (1985), Verma (1985, 1987), Robin
(1986), Urrutia y Del Castillo (1977), Shurbet y Cebull (1984), Lugo (1985),
Johnson y Harrison (1989), Urrutia y Bohnel (1987), Ferriz y Mahood (1986),
Aguilar y Vargas y Verma (1987), Pal, et. al. (1978), Ramírez (1990), Nixon
(1987), Garduño (1991).
Debido a la asociación directa que existe entre el vulcanismo y la
presencia de recursos naturales susceptibles de explotación, distintas
dependencias de gobierno y privadas han efectuado trabajos de investigación
cuyos objetivos han estado ligados a la búsqueda y aprovechamiento de
recursos geológicos, de vital importancia para el desarrollo del país, como son
la energía geotérmica, minería y agua. Recientemente se han llevado a cabo
algunos trabajos asociados al riesgo geológico, debido principalmente a las
actuales manifestaciones volcánicas que han tenido lugar en sitios como el
volcán de Colima y Popocatepetl cuyas erupciones volcánicas podrían
ocasionar grandes pérdidas en caso de no haber sido estudiados.
En referencia con investigaciones geológicas realizadas específicamente
dentro del Campo Volcánico Michoacán - Guanajuato, en cuya porción
suroeste se ubica la región de la Meseta Tarasca, objeto del presente estudio,
destacan las publicaciones de Hasenaka (1990), Hasenaka y Carmichael
(1985, 1986, 1987), Connor (1987), Williams (1950), Bullard (1947), Pal, et. al.
(1978), Silva - Mora (1987), Band y Hasenaka (1992).
OBJETIVOS
El presente trabajo tuvo como principal objetivo estudiar la geología de
la región de la Meseta Tarasca para caracterizar cualitativamente aquellos
recursos asociados a la misma como lo es el recurso hídrico en términos
isotópicos.
METAS 1. Caracterización hidrológica regional.
2. Construcción e instalación de muestreadotes de agua de lluvia. Obtención de
muestra.
3. Estudios de laboratorio de caracterización isotópica del agua de lluvia
recolectada.
4. Interpretación de Resultados.
Con lo anterior se pretende generar y ampliar la información ahora
existente en aspectos vulcanológicos, de geología estructural y en materia de
recursos hídricos que existen en esta parte del estado de Michoacán.
Este trabajo se ha dividido en tres partes principales que son:
• Ubicación y caracterización geográfica de la zona.
• Marco geológico y tectónico en el cual está situada la Meseta Tarasca
(análisis morfométricos, estructurales, vulcanológicos) y
• Caracterización isotópica del agua de lluvia. Zonas de Recarga
METODOLOGIA
En este trabajo se emplearon técnicas de percepción remota, con el
objeto de tener una mayor visión y detalle sobre la geología presente en el área
de estudio; fueron utilizadas fotografías aéreas pancromáticas escala 1:50,000
e imágenes de satélite escala 1:250,000 en blanco y negro, tomadas por el
satélite Landsat (1973) para ubicar los rasgos geológico - estructurales
mayores.
En lo concerniente al análisis del relieve se aplicaron algunos métodos
morfométricos mencionados por Lugo (1987), la determinación de la
orientación preferencial que manifiestan los principales rasgos estructurales
definidos como lineamientos así como alineamiento de volcanes se basó en el
método de roseta, el cual refleja en una gráfica la cantidad de grietas para una
determinada orientación.
La comprobación y verificación en campo de la información
geológica obtenida se desarrolló en gran parte de la región de estudio, lo que
permitió contar con un conocimiento más preciso de la zona.
El análisis químico-isotópico de las muestras de agua de lluvia
recolectada se realizó en el laboratorio de química analítica del Instituto de
Geofísica de la UNAM.
GENERALIDADES FÍSICO - GEOGRÁFICAS
El Cinturón Volcánico Mexicano, provincia geológica donde se localiza la
región de la Meseta Tarasca, ha sido definida como una estructura de 20 a 150
Km de ancho y aproximadamente 1000 Km de longitud, con una orientación
preferencial Este - Oeste, está situado entre los paralelos 19º y 21º de latitud
Norte y se extiende desde Veracruz en las costas del Golfo de México hasta
cerca de Puerto Vallarta en las costas del Oceáno Pacífico (Mooser, 1969,
1972; Demant y Robin, 1975).
El denominado Campo Volcánico Michoacán - Guanajuato ubicado en la
porción central del CVM, cubre aproximadamente 40,000 Km² de superficie,
donde coexisten alrededor de 1,040 volcanes los cuales en su mayoría son
conos de lava y cineríticos, aunque también se tienen otras numerosas formas
volcánicas como maars, domos de lava, volcanes en escudo y estratovolcanes
(Hasenaka y Carmichael, 1985).
Es precisamente en la porción suroeste del campo volcánico antes
mencionado en donde se localiza nuestra zona de estudio
La delimitación natural de la Meseta Tarasca es el Valle de Zamora y la
Cañada de los Once Pueblos al Norte; el Valle de Los Reyes al Oeste; el Valle
de Pátzcuaro - Cointzio al Sur y Oriente y el Parteaguas Tingambato -
Tacámbaro al Sur.
El área de estudio incluye en su totalidad los municipios de Charapan,
Cherán, Nahuatzén y Paracho y parte de los de Chilchota, Erongarícuaro, Los
Reyes, Nuevo San Juan Parangaricutiro, Peribán, Tancítaro, Tangancícuaro,
Tingambato, Uruapan, Zacapu y Ziracuaretiro.
En términos generales la región de estudio cuenta con buenas
vías de comunicación terrestre, se destacan principalmente las carreteras
federales No. 37 y 14 en sus tramos Uruapan - Carapan y Uruapan -
Tingambato respectivamente; así como la carretera estatal que comunica a las
poblaciones de Los Reyes - Peribán - Angahuan - Paracho - Cherán -
Nahuatzen y el tramo Corupo - Charapan - San Felipe de los Herreros.
Por otra parte existen un sinnúmero de caminos de terracería
transitables todo el año, que entroncan con las principales vías de
comunicación arriba mencionadas y que comunican a poblados y rancherías
dispersas. En relación con servicios públicos dentro de la zona de estudio se
cuenta con energía eléctrica, agua, telefonía rural y en educación hasta nivel
bachillerato.
POBLACION Y ECONOMIA Con base en el Censo General de Población y Vivienda (INEGI, 2005) la
región de la Meseta Tarasca cuenta con un total de 107,651 habitantes (95 %
de esta población es indígena, purépecha), que representan el 3.03% de la
población total del estado. La densidad de población promedio equivale a 53.82
habitantes por kilómetro cuadrado, que es inferior al promedio estatal (60.31
hab/Km²) pero superior al promedio nacional (41.49 hab/Km²).
Según la misma fuente, en el área de estudio se localizan un total de 54
localidades pertenecientes a 11 distintos municipios, las de mayor importancia
son las poblaciones de Paracho de Verduzco (14,322), Cherán (11,846),
Nahuatzen (7,025), Charapan (3,536) y Tingambato (3,413), cuyos habitantes
gozan de prácticamente todos los servicios públicos.
Le siguen en importancia Capacuaro (5,172), Pichataro (3,517), Ahuiran
(2,317), San Lorenzo (2,667), Corupo (2,483), Angahuan (2,995), Cocucho
(2,284), Ocumicho (3,040), Comachuen (3,183), Nurio (2,958) y Tanaco
(2,841); en contraste la mayoría de los demás núcleos de población son
rancherías y comunidades aún con un mayor bajo nivel de desarrollo, debido
entre otras cosas a su aislada situación geográfica.
El sector económico más sobresaliente es el secundario, apoyado en la
existencia de una gran cantidad de talleres familiares dedicados a la fabricación
de diversos artículos en madera (muebles, guitarras, etc) que en algunos casos
reúnen características de exportación.
La importancia económica del sector primario radica en la actividad
frutícola (especificamente en el cultivo del aguacate y otros productos como
durazno y guayaba) y en la explotación de bosques maderables. Por lo que
respecta a la agricultura (de temporal), en general es considerada como de
subsistencia (Nava, 1993). En cuanto a la ganadería, ésta se desarrolla como
una actividad complementaria.
CLIMA Y VEGETACION Con base en la carta de climas “Guadalajara”, escala 1:25,000
editada por INEGI, dentro de la región de la Meseta Tarasca coexisten los tipos
de climas que se describen a continuación, cuya nomenclatura se basa en el
sistema de clasificación de Koppen, modificado por García (1973).
1. C(w2)(w); templado subhúmedo con lluvias en verano, este tipo de
clima ocupa la mayor parte de la Meseta Tarasca (90%), la
precipitación que llega a presentar es de 1,200 mm y una temperatura
media anual que oscila entre los 17 y 18 grados centígrados.
2. C(m)(w); templado húmedo con abundantes lluvias en verano, se
localiza en las faldas del cerro Tancítaro, representa la transición al
tipo de climas semifríos. Su precipitación anual oscila entre los 1,200 y
los 1,500 mm y su rango de temperatura es de 14 a 18ºC.
3. C(E)(m)(w); semifrío húmedo con abundantes lluvias en verano, se
restringe a las partes altas del cerro Tancítaro (SW del área de
estudio) donde la precipitación anual es superior a 1,500 mm y la
temperatura media anual es de 10 a 12ºC.
4. (A)C(w2)(w), semicálido subhúmedo con lluvias en verano, constituye
una mínima parte del área de estudio (al sur de Tingambato) tiene una
precipitación total anual de 1,200 mm y una temperatura media anual
de 18 a 22ºC.
En relación con la vegetación y según Nava (1993), en la región de la
Meseta Tarasca se reconocen cinco tipos de vegetación que son: Bosque de
Pino, Bosque de Oyamel, Bosque de Pino - Encino, Bosque de Encino y
Matorral Subtropical Caducifolio. Cada uno de los tipos de vegetación ocupa
una parte de los gradientes topográficos, climáticos, geomórficos y de suelos,
presentan además una florística propia. Aproximadamente poco menos de la
mitad del área esta cubierta por vegetación natural, la que esta sujeta a una
fuerte presión debido a la utilización cada vez más frecuente de nuevas tierras
para las actividades agrícolas.
HIDROLOGIA Con base en las cartas hidrológicas de aguas superficiales Colima y
Morelia, escala 1:1,000,000 editadas por INEGI, (1981); la zona de estudio
queda ubicada en un 90% dentro de la Región Hidrológica del Río Balsas y un
10% en la Región Hidrológica del Río Lerma; las respectivas cuencas y
subcuencas comprendidas en el área de trabajo se mencionan a continuación:
REGION HIDROLOGICA
CUENCA SUBCUENCA
Río Balsas (RH 18) R. Tepalcatepec - Infiernillo (A) R. Cupatitzio (1)
R. La Parota (2)
Paracho - Nahuatzen (3)
R. Tepalcatepec (B)
R. Itzicuaro (4)
Río Lerma (RH 12)
R. Lerma - Chapala (C)
R. Duero (5)
R. Angulo (6)
L.Pátzcuaro-Yuriria -Cuitzeo (D)
L. Pátzcuaro (7)
Por otra parte, en la región de la Meseta Tarasca se destacan como las
corrientes superficiales más importantes que la drenan las de los ríos Nureto,
San Lorenzo, El Pilón, Cupatitzio, Tumbiscatillo, Cupicuaro, El Tiscato, El
Rosario e Itzuhuachacolo; estas son en general de tipo intermitente.
En el presente estudio básicamente fueron identificados dos modelos de
drenaje que son:
− Radial divergente: obviamente el más abundante en la Meseta
Tarasca por ser típico de estructuras cónicas volcánicas, consiste de
cuencas tributarias pequeñas que a partir de un centro o un corto eje
se aleja en forma radial hacia su confluencia en otras corrientes,
ejemplos de este tipo de drenaje lo tenemos en los cerros Santísimo,
Paracho, El Chivo, por mencionar algunos.
− Subparalelo: caracterizado por presentar una corriente principal y
tributarios subparalelos, este tipo de drenaje se manifiesta en sitios
donde existen controles estructurales bien definidos, como se observa
al norte y centro del área de estudio.
MORFOMETRIA En estudios geomorfológicos los métodos morfométricos son
actualmente muy numerosos, en la mayoría de los casos consisten en obtener
de un mapa topográfico, generalmente de escala grande, una serie de
mediciones sobre determinados elementos del relieve, que al representarlos
cartográficamente el mapa se transforma en morfométrico.
La correcta interpretación de los mapas morfométricos contribuye a
explicar el comportamiento del relieve no solo en su morfología, sino también
en su evolución y dinámica actual lo que es de suma importancia en estudios
de prospección geológica, así como en investigaciones sismotectónicas e
ingenieril - geológicas por mencionar algunas aplicaciones.
Para la región de estudio, se consideró conveniente la aplicación de
cuatro métodos morfométricos (Lugo, 1988) lo que permitió la elaboración de
mapas específicos que contribuyen al conocimiento del relieve de la región,
esto se describe a continuación.
Hipsometria El mapa altimétrico o hipsométrico tiene como principal objetivo expresar
de manera inmediata y clara el relieve en su totalidad, lo que simplifica la
comprensión de un mapa topográfico; la elección de colores a utilizar, una vez
definidos los intervalos entre curvas de nivel no es arbitraria, sino que se apoya
en un sistema que bien aplicado nos da la impresión de observar el mapa en
tercera dimensión.
En nuestro caso fueron definidos los intervalos entre curvas de nivel a
cada 300 metros, donde se pudo destacar con ello hasta 8 distintos niveles
topográficos.
La fisiografía de la Meseta Tarasca se destaca por la presencia de altos
topográficos y llanuras intermontanas, ahí, las cotas altitudinales varían entre
los 1,700 y 3,840 m, con una altitud media de 2,200 m.
Coincidiendo con lo obtenido por Nava (1993) para esta región de
estudio, el porcentaje de superficie de acuerdo a su rango altimétrico refleja la
predominancia de altitudes entre los 2,100 y 2,400 m, que representan el 41%
del total de la superficie, le sigue el rango de 2,400 - 2,700 m con el 30.15%
(Fig. 8).
Considerando como punto de referencia la población de Paracho
ubicada en la parte central de nuestra área de estudio, tenemos que hacia el
noroeste de dicha ciudad destacan las prominencias de los cerros Marijuata
(3,000 m), Quinquitapu (2,940 m), Cocucho (3,000 m) y La Alberca (2,720 m),
en esta zona también encontramos las llanuras intermontanas de Santa Cruz
Tanaco y Nurio; al suroeste, tenemos los cerros de Angahuan (3,300 m),
Santísimo (3,300 m), Del Horno (2,900 m) y Janamo (3,150 m), las llanuras
más importantes de esta región son las de San Felipe de los Herreros y Zacan;
al noreste, se tiene a los cerros Pacaracua (3,000 m) y Basilio (3,200 m) así
como las llanuras intermontanas de Cherán y Nahuatzén; finalmente en la
porción suroeste de la región, se encuentran como importantes las elevaciones
de los cerros Aguila (3,300 m), San Marcos (3,280 m), Metate (2,900 m), Cain
Juata (3,000 m), La Virgen (3,300 m) y las llanuras intermontanas de Sevina,
San Isidro y Comachuen.
En general estas estribaciones volcánicas se orientan principalmente en
dos direcciones preferenciales, una hacia el noreste - suroeste y la otra hacia el
noroeste - sureste.
Disección horizontal del relieve. También llamado de la disección del relieve en planta, representa en si
la erosión de la superficie terrestre en cuanto a la longitud de talwegs por
kilómetro cuadrado, de acuerdo con el detalle reconocido en la escala de
trabajo (1:50,000).
Uno de los factores más importantes que intervienen en la densidad de
la disección es el estado de fractura y su importancia radica en el hecho de que
las fracturas constituyen zonas de debilidad las cuales favorecen el
encauzamiento del agua y en consecuencia la disección del relieve.
En general, de manera hipotética se podría decir que los valores de
disección tienden a ser mayores en zonas montañosas con alto grado de
fracturamiento, de la misma manera, las características contrarias a las citadas
favorecerán la obtención de valores más reducidos.
En esencia, la disección horizontal del relieve se determina por la
densidad de la red hidrográfica, o sea, la cantidad de afluentes de agua que
drenan una determinada región. Los indicadores de esta disección pueden ser
introducidos como la relación del largo de los flujos de agua que drenan el
citado sector de la superficie (Σl), contra su área (p), o sea Σl/p.
El procedimiento del trabajo consistió en lo siguiente:
− Se dividió el mapa base topográfico en una red de cuadrados de igual
área, que en nuestro caso fue de p = 25 Km².
− Posteriormente se midió para cada cuadrado el largo sumatorio de los
talwegs de todos los flujos de agua (Σl).
− Se aplica la relación Σl/p para cada cuadrado, el valor obtenido se
colocó al centro del mismo.
− El mapa definitivo se confeccionó con isolíneas de valores de
disección.
En nuestro caso, se obtuvieron rangos de valores de 0.5 a 3.0 Km/Km²;
los valores más altos se obtienen hacia el W-SW de la región donde destacan
los cerros Santísimo, Nurio y Tancítaro, hacia la porción centro - NE
encontramos los cerros Paracho y San Marcos.
Los valores de disección horizontal disminuyen hacia las áreas de menor
pendiente ubicadas principalmente al N-NW y S-SE de la región.
Una interpretación tectónica de estos mapas muestra una íntima relación
de los sectores de levantamiento con los valores máximos. Los campos de
valores mínimos de indicador de intensidad de disección del relieve coinciden
con los descensos relativos (Guerasimov, 1970).
Disección general del relieve. Con este parámetro se pretende cuantificar el contraste del relieve, o
sea, la disección del mismo tanto de perfil como en planta; esta determinación
consiste en medir la longitud de las curvas de nivel en una área dada (25 Km²
de área para nuestro caso), por lo que la relación será de Km/Km². Para la
región, se midieron exclusivamente curvas maestras con equidistancias de
cada 100 metros.
Los rangos de valores de disección oscilan entre 1.0 y 4.0 Km/Km²,
distinguiéndose como áreas de mayor grado de erosión las ocupadas por los
volcanes siguientes:
Al NE c. Pilón 3.0
c. El Pitorreal 3.0
c. Basilio 3.0
c. La Virgen 2.5
c. El Capen 2.5
c. San Marcos 2.5
Al NW c. Tamapu Juata 2.5
c. Quinguitapu 2.5
c. Patamban 4.0
Al SW c. Tancítaro 4.0
c. Blanco 4.0
c. Tangarico 3.5
c. San Pedro 3.0
Estos centros eruptivos son representativos de las zonas de mayor
altitud en la región de estudio, lo que en teoría las ubica como virtuales áreas
de recarga de acuíferos, así como zonas en las que los procesos erosivos son
más importantes que los acumulativos.
En relación con las zonas de menor disección cuyo rango oscila entre
1.0 y 2.0 Km/Km² sobresalen las siguientes elevaciones:
Al NE c. El Guaxan 2.0
m. Cheranastico 2.0
c. Tapan 2.0
Al NW c. Mari Juata 2.0
c. Cocucho 2.0
c. Nurio 1.5
c. Jarantzdan 1.5
c. La Alberca 1.5
Al SE c. El Metate 2.0
c. Los Cuates 2.0
c. Copitiro 1.5
c. La Cruz 1.5
c. Eguacuaro 1.5
c. El Horno 1.0
Al SW c. Janamo 2.0
c. Zinzucu 1.5
c. Paricutín 1.5
c. Pario 2.0
En general estos volcanes y sus subproductos se encuentran asociados
con las llanuras intermontanas de la región, aspecto de especial interés ya que
esta relación es un claro indicativo de que los procesos niveladores se
manifiestan con mayor intensidad en esta región.
Así pues, los valores máximos han permitido diferenciar zonas en las
que los procesos erosivos son más significativos que los acumulativos y
vicerversa, lo cual permite ubicar virtuales regiones de recarga de acuíferos.
Densidad de volcanes.
Al hacer la cuantificación de volcanes se pudieron distinguir 314 formas
volcánicas que incluyen conos cineríticos, domos, volcanes en escudo,
estratovolcanes y maars; con la elaboración del mapa de frecuencia de
volcanes fue posible definir el grado de concentración de estos elementos
volcánicos para una determinada área; el procedimiento utilizado fue el
siguiente:
− En fotografías aéreas 1:50,000 se mapearon los distintos tipos de
volcanes para posteriormente ser ubicados en el plano topográfico
base.
− El mapa base fue dividido en cuadrantes iguales, representando cada
uno de ellos 25 Km² de área, se contó el número de volcanes
contenidos en cada cuadrante y se anotó el valor obtenido en el centro
del mismo.
El mapa de frecuencia de volcanes obtenido, muestra valores de hasta
más de 12 por 25 Km². A partir de esto se establecen convencionalmente cinco
grados de frecuencia de volcanes en unidades por cada 25 Km²: hasta 3, 6, 9,
12 y mayor de 12 (primero a quinto grado respectivamente).
Las zonas de 4 y 5º que representan en su conjunto el 6% de la
superficie total del área de estudio, resultan las de mayor interés, ya que
teóricamente se interpretan como las de mayor actividad volcánica y por
consecuencia pueden manifestar actividad futura con más posibilidad que en
otras.
Así, la región definida como de 5º (mayor de 12 volcanes) se localiza al
suroeste de la Meseta Tarasca, específicamente en donde está presente el
volcán Paricutín nacido en 1943, en las inmediaciones de la población de
Angahuan; la de 4º (10 a 12 volcanes) la encontramos en tres áreas
específicas: al oeste, en Zicuicho y Zacan; al centro, en Pamatacuaro y
Capacuaro y al este, en Comachuen y Tingambato.
Las zonas de 1 y 2º (0 a 3 y 4 a 7 volcanes, respectivamente) son las
que más predominan en la región, representando en su conjunto el 79% del
área de estudio.
Finalmente la región considerada como de 3º (7 a 9 volcanes) significa el
13% del área motivo de estudio, localizándose principalmente hacia la porción
suroeste de la Meseta Tarasca.
De lo anterior es posible apreciar que en las zonas de alta concentración
de volcanes estos forman relieves montañosos originados por acumulaciones
de lavas y piroclastos y en las zonas de concentraciones media y bajas, los
volcanes y sus productos están asociados con las llanuras intermontanas, esta
relación es indicativa de que los procesos volcánicos se manifiestan con mayor
intensidad que los erosivo acumulativos. Este fenómeno presente en la Meseta
Tarasca es coincidente con lo mencionado por Lugo (1985) en su estudio sobre
las zonas más activas en el CVM.
Densidad de lineamientos. En las fotografías aéreas y en mapas topográficos de escala grande se
distinguen distintos elementos del relieve que se asocian con zonas de
agrietamiento superficial y que denominamos lineamientos. Algunos
investigadores han señalado que la totalidad de estos elementos de forma
lineal del paisaje (megagrietas) reflejan en términos cualitativos y cuantitativos
la red de grietas y fallas de las rocas (Guerasimov, 1970). Esto se explica
porque a la erosión, en primer término, se exponen las zonas debilitadas o
zonas de fallas, de agrietamientos, bandas de milonitización y otras.
La elaboración del mapa de densidad de lineamientos se describe a
continuación:
1. Se inicia con el trabajo de localizar en las correspondientes fotos
aéreas los distintos tipos de lineamientos y posteriormente vaciar
dicha información al plano base topográfico (fueron cuantificados 455
distintos tipos de lineamientos. En la definición de los diferentes
elementos lineales del relieve se tomaron en cuenta algunos
indicadores mencionados por Ramírez (1990); como son:
− Tramos lineales de cauces de ríos.
− Lineamiento de valles fluviales.
− Límites de forma lineal de distintos tipos de paisajes.
− Cambios de pendientes que originan grandes escalones en el relieve.
− Fuertes cambios de altura de un sector a otro.
2. Una vez obtenido el mapa de lineamientos, se dividió en cuadrantes
iguales de 25 Km² de superficie cada uno, se cuantificaron los
lineamientos contenidos en cada cuadrante y se ubicó el valor
obtenido en el centro del mismo.
3. Al igual que el mapa de densidad de volcanes, convencionalmente se
definieron cinco grados de frecuencia de lineamientos que son del 1 al
5º respectivamente: hasta 4, 8, 12, 16 y mayor de 16.
Las áreas de mayor concentración de lineamientos (> 16) se localizan al
suroeste de la región de estudio, encontrándose las poblaciones de Santa Ana
Zirosto y Zacan. En las regiones determinadas como de cuarto grado (13 a 16)
destacan poblados como Charapan, Tanaco, Nahuatzen, norte de Uruapan y
Tingambato.
La coincidencia en la alta concentración de volcanes y lineamientos
presentes hacia el suroeste del área de estudio, permite ubicar a esta zona
como la más afectada por esfuerzos mayores y en contraparte la porción norte
- noroeste y sureste como la que ha sido menos afectada por esfuerzos
tectónicos, lo cual también coincide con las partes de menor concentración
volcánica.
MARCO GEOLOGICO.
En general, la composición petrográfica de las rocas que constituyen el
Cinturón Volcánico Mexicano (CVM) es muy variable, predominan las de tipo
andesítico con cantidades menores en términos ácidos y básicos, abundantes
productos piroclásticos y algunas manifestaciones locales de vulcanismo
riolítico moderno (La Primavera, Los Azufres) (Ramírez, 1990).
Aguilar - y - Vargas y Verma (1987) demostró que el magmatismo del
CVM no parece ser el producto de los procesos de subducción entre la placa
Norteamericana y de Cocos, sino que existen otros mecanismos que
contribuyen al volcanismo en esta provincia geológica, principalmente en los
extremos occidental y oriental de la misma en donde se observa que aparte del
vulcanismo de tipo calcialcalino relacionado con los procesos de subducción,
coexiste un magmatismo de tipo alcalino raro en arcos volcánicos de margen
continental y típico de zonas de rompimiento (rifting) continental.
Esta provincia geológica (CVM) cuya edad aceptada por la mayoría de
los autores es Mioceno tardío - Pliocuaternario que se continúa hasta el
Reciente (Negendak, 1985, Nixon, 1982, Verma, 1985a, 1987), se encuentra
delimitada por distintas unidades litológicas que afloran en cuatro grandes
grupos (Venegas, et. al. 1985), de acuerdo con sus distintas edades y tipos:
grupo intrusivo, grupo mesozoico, grupo de la Sierra Madre Occidental y la
última unidad constituida por suelos aluviales y/o residuales.
En la región de estudio, los principales tipos de rocas que fueron
identificadas son las siguientes:
Vulcanismo Andesítico (Igei): Este tipo de rocas están conformando
a los grandes aparatos volcánicos presentes en la Meseta Tarasca,
siendo los más representativos los cerros Tancítaro, Santísimo, San
Marcos, El Chivo y El Metate. Las lavas de estos volcanes son en
general consideradas como andesitas de piroxeno, clasificación
dada a una muestra del cerro Piedra del Horno (volcán Tancítaro) y
cuyos porcentajes por volumen de fenocristales fue el siguiente:
Plagioclasa, 36; Augita, 4; Hiperstena, 6; Augita, 6; Feldespatos
Microliticos, 38; Oxihorblenda, 7; y Cristobalita, 3 (Williams, 1950).
Vulcanismo Basáltico (Igeb): Estas rocas son las más ampliamente
distribuidas en la región de trabajo, estando representadas por la
gran cantidad de conos cineríticos que se tienen en la zona y cuyos
productos volcánicos son principalmente basaltos de olivino y
piroxeno así como basaltos andesíticos. Localidades típicas de este
tipo de vulcanismo las tenemos, por mencionar algunas, en los
cerros Paracho, Surunduro, Los Hornos, Copitiro, Del Aire, Pario, La
Alberca, Cutzato, Cerro Prieto, Paricutín y Jabalí (Williams, 1950;
Ban, et. al., 1992).
Depósitos de Relleno: Se encuentran constituyendo a las principales
llanuras intermontanas de la zona de estudio, como son las de Santa
Cruz Tanaco, Nurio, San Felipe de los Herreros, Zacan, Cherán,
Nahuatzen, Sevina, San Isidro y Comachuen; estas unidades
litológicas están poco consolidadas y son clasificadas como tobas
volcánicas arcillo - arenosas y conglomerados volcánicos y en menor
proporción depósitos de tipo aluvial constituidos por material de
acarreo cuya granulometría varía de arenas a gravas
subredondeadas.
Como rocas de basamento del vulcanismo presente en la región, se
considera a la Formación Zumpimito de edad eoceno-mioceno (Williams, 1950)
cuya localidad tipo se localiza cerca de la planta hidroeléctrica Zumpimito (al
sur de Uruapan) y está constituida esencialmente por lavas andesíticas (no
aflora dentro de la zona de estudio).
GEOLOGIA ESTRUCTURAL
El Cinturón Volcánico Mexicano de acuerdo con la división estructural
propuesta por Pasquare, et. al., (1987a), se divide en tres sectores, el
occidental activado en el Plioceno presenta un sistema de grabens orientados
en dirección NW-SE; y está asociado a la apertura del Golfo de México; el
sector central representado por un sistema de bloques afallados y basculados
en la dirección NE-SW y ENE-WSW que rodean a una depresión central; y el
sector oriental, caracterizado por un sistema de fallas en dirección N-S
relacionadas con la formación de los grandes estratovolcanes del CVM.
La zona de estudio que contempla este trabajo se localiza
estructuralmente dentro del sector central, específicamente en lo que el mismo
autor (Pasquare, et. al., 1987a) define como unidad Meseta Tarasca y cuyo
sistema de fallas alimentadoras de la actividad volcánica están orientadas en
dirección WSW-ENE y NW-SE.
La descripción e interpretación realizada por el autor de este trabajo de
la geología estructural presente en el área de estudio se efectúo a través del
análisis de la distribución y orientación de los principales lineamientos definidos
en fotografía aérea, así como de los diversos alineamientos volcánicos
reconocidos. Un total de 455 datos de lineamientos fueron obtenidos y
analizados por el método de roseta, determinándose que el sistema de
fracturamientos más abundante en la región está orientado en dirección N 40-
70 E, el cual se concentra principalmente en la porción centro y suroeste de la
región de estudio; un segundo grupo de lineamientos con orientación
preferencial N 20-50 W se presenta hacia la parte noroeste del área de trabajo.
Con relación al alineamiento de volcanes se pudo identificar un total de
68 de ellos con un promedio de 5 volcanes/alineamiento; a continuación se
mencionan los nombres de volcanes que conforman alineamientos volcánicos
sobresalientes:
1.- Paracho - Simar Juata - Caín Juata - San Marcos;
2.- Angahuan - Janamo - El Horno - Zatzan;
3.- Santa Cruz - Carapan - Cuatzion;
4.- Las Cruces - Chatipiro - La Bandera - Zarapo - Capixo y
5.- Huanillo - Cherán - El Borrego - Turucun - Andujuata - Ziapo.
Del análisis anterior y utilizando también el método de roseta, se
desprende que la dirección preferencial de alineamientos volcánicos en la
región de estudio es N 50-60 E y en segundo término la dirección N 70-80 E
(Fig. 19).
La dirección de esfuerzos principales que actúan sobre un área
determinada puede ser inferida a partir de datos geológicos. Según Zoback y
Zoback (1980) se pueden emplear dos diferentes tipos de indicadores
geológicos: a) la observación de los componentes de desplazamiento de fallas
y b) alineamiento de estructuras alimentadoras de magma sean estos conos o
diques.
Por las características particulares presentes en la Meseta Tarasca es
especialmente importante el segundo tipo de indicador, el cual permite
determinar la orientación de los esfuerzos principales a partir de la geometría
de los sistemas de fracturas por donde es posible que el magma se emplace en
forma de diques o superficialmente como conos cineríticos alineados.
Nakamura (1977) demostró que un grupo de diques radiales o bien conos
parásitos alineados que representan erupciones de flanco, generalmente
asociados a un volcán poligenético, estan siempre orientados de manera
perpendicular a la compresión horizontal mínima del esfuerzo regional.
En apoyo a las ideas de Nakamura (1977), con respecto a la relación
entre la distribución de volcanes monogenéticos con el régimen de esfuerzo
regional, Bacon (1985) considera que cuando se trata de sistemas magmáticos
pequeños la localización de los volcanes está controlada por la tectónica
regional, mientras que cuando se trata de grandes cámaras poco profundas
(Los Azufres, Amealco), el régimen regional es perturbado por un campo de
esfuerzo local (mencionado por Carrazco - Nuñez, 1989).
Tomando en consideración lo anteriormente mencionado, el
alineamiento de conos volcánicos y la orientación de los sistemas de
fracturamiento presentes en la región objeto de este estudio son evidencias
directas del ambiente regional de esfuerzos que prevalecen en la zona para
tiempos cuaternarios, donde los reservorios magmáticos deben ser
aparentemente de pequeñas dimensiones como lo sugieren Hasenaka y
Carmichael (1985) para el área de Michoacán - Guanajuato.
La orientación y distribución de las estructuras volcánicas presentes en
la región de la Meseta Tarasca permiten considerar a la misma dentro del
régimen de esfuerzos de tipo extensional, en concordancia con el modelo de
Nakamura (1977).
MARCO TECTONICO Considerado el CVM como parte de la cadena volcánica circum -
pacífica, este se distingue por no ser paralelo a la zona de subducción (en
general todas las demás provincias volcánicas que pertenecen a la cadena
circum - pacífica lo son) sino que forma un ángulo de alrededor de 15º con
respecto a la fosa mesoamericana (Molnar y Sykes, 1969).
A la fecha se han desarrollado un número considerable de modelos
tectónicos para explicar el origen y evolución del CVM, sin que en la actualidad
exista uno que sea aceptado por todos los investigadores.
En general podemos destacar algunas de las siguientes hipótesis:
1. Humbolt (1808) fue el primero en explicar la alineación de los grandes
volcanes con su hipótesis de la existencia de una gran fractura que
disectaba de este a oeste a la República Mexicana a lo largo del
paralelo 19ºN, desde el Golfo de México hasta el Oceáno Pacífico en
donde las manifestaciones volcánicas de las islas Revillagigedo eran
consideradas como producto de esta misma fractura gigante.
2. Menard (1955) apoya lo dicho por Humboldt, al descubrir la gran falla
de transformación de la dorsal del Pacífico oriental y propone que el
vulcanismo del CVM representa la continuación continental de esta
falla.
3. Mooser (1969) propone un mecanismo de calentamiento diferencial de
la corteza para la generación de los magmas debajo de esta
geosutura.
4. Otros trabajos mencionados por Ramírez (1990) que relacionan el
origen del CVM con la subducción de la placa de Cocos por debajo de
la placa Americana son aquellos de Molnar y Sykes (1969), Demant y
Robin (1975), Pichler y Weyl (1976), Thorpe (1977), Pal y Urrutia
(1977), Demant (1978), Negendak (1982, 1985), Verma (1985, 1987),
Nixon et. al. (1987), Suarez y Singh (1986).
5. Cebull y Shubert (1987), consideran que el vulcanismo del CVM es
independiente de la subducción y proponen la existencia de una placa
incipiente como límite entre la placa Norteamericana y una
desarrollada (posiblemente abortada) microplaca al sur de México.
El CVMG en cuya porción suroeste se ubica la región de la Meseta Tarasca, se
sitúa al este del Lago de Chapala que marca el eje del Rift Chapala.
El campo volcánico Michoacán - Guanajuato que se extiende
aproximadamente 200 Km. N-S y 250 Km. E-W en México central, es una
porción única del CVM, debido a la alta concentración volcánica presente en la
que predominan conos volcánicos pequeños. Este enorme campo se inicia a
los 190 Km. de distancia de la trinchera mesoamericana y se extiende hasta los
casi 450 Km. de distancia de la misma (Hasenaka y Carmichael, 1985).
Según Hasenaka y Carmichael, (1987) la mayor densidad de volcanes
se sitúa aproximadamente a los 250 Km. de la trinchera, coincidiendo con la
ubicación de la Meseta Tarasca ; estos mismos autores señalan que el sistema
de fracturas y alineamientos volcánicos con orientación NE-SW presente en la
parte sur del campo volcánico Michoacán - Guanajuato, es concordante con el
movimiento relativo Cocos - Norteamérica (NE-SW).
ANALISIS ISOTOPICO.
Los cambios de la composición isotópica del agua en el ciclo del agua se
producen principalmente durante el paso del agua hacia la atmósfera. Las
marcas isotópicas específicas que describen estos procesos se registran en los
reservorios terrestres; estas marcas constituyen la base de muchas
aplicaciones isotópicas en los estudios hidrológicos. Una condición previa
necesaria para poder utilizar esta información como herramienta en los
estudios de los sistemas climáticos presentes y pasados es entender con
detalle los complejos y variables procesos que intervienen.
No obstante, debido a la variabilidad y al cambio constante de la atmósfera, la
base de datos para describir la composición isotópica atmosférica es muy
limitada y se basa principalmente en muestras de precipitación a largo plazo.
Por tanto los conceptos a utilizar se han de apoyar en gran manera en los
modelos físicos de la atmósfera y en el fraccionamiento isotópico previsto, en
relación con los procesos atmosféricos.
Las aplicaciones isotópicas en la hidrología se basan en el concepto general
del “rastreo”, en el que se utilizan isótopos introducidos deliberadamente o
isótopos naturales (ambientales). Los isótopos ambientales (radiactivos o
estables) tienen una clara ventaja respecto de los trazadores inyectados
(artificiales), en el sentido de que facilitan el estudio de diversos procesos
hidrológicos en una escala temporal y espacial mucho más amplia, gracias a su
distribución natural en un sistema hidrológico.
De ahí que las metodologías que utilizan isótopos ambientales desempeñan
una función excepcional en los estudios regionales de los recursos hídricos que
tienen por objeto obtener características integradas temporales y espaciales de
los sistemas de aguas subterráneas. Por lo general, el uso de trazadores
artificiales es eficaz en aplicaciones específicas para emplazamientos y en
aplicaciones locales.
Entre los isótopos ambientales más utilizados figuran los de la molécula de
agua, el hidrógeno (vale decir deuterio y tritio) y el oxígeno (oxígeno 18, así
como carbono 13 y carbono 14) presentes en el agua como elementos de
compuestos disueltos de carbono orgánico e inorgánico. El deuterio, el carbono
13 y el oxígeno 18 son isótopos estables de los respectivos elementos mientras
que el tritio y el carbono 14 son isótopos radiactivos.
Los ámbitos más importantes de las aplicaciones de las aguas subterráneas en
que los isótopos son útiles son, entre otros, los procesos de recarga y descarga
de los acuíferos, la circulación y las interconexiones entre los acuíferos, y las
fuentes, el destino final y el transporte de los contaminantes.
En particular, en condiciones climáticas áridas y semiáridas las técnicas
isotópicas constituyen prácticamente el único método para determinar y
cuantificar la recarga de aguas subterráneas.
La contaminación por elementos antropógenos de acuíferos poco profundos y
de acuíferos más profundos, como resultado de la explotación excesiva de los
acuíferos poco profundos, es uno de los problemas fundamentales en la
gestión de los recursos hídricos.
Los isótopos ambientales se pueden utilizar para determinar las trayectorias y
pronosticar la distribución espacial y los cambios temporales en los patrones de
contaminación, con vistas a la evaluación de escenarios de migración de la
contaminación y a la planificación de la rehabilitación de los acuíferos.
OBTENCION DE MUESTRA DE LLUVIA Un total de 20 sitios de muestreo fueron ubicados en la región de estudio, que
abarco además, áreas de interés agrícola que delimitan a la meseta como son
el valle de Apatzingán y el valle de Los Reyes.
Los muestreadotes se caracterizaron por mantener condiciones óptimas de
conservación del agua, para ello los garrafones usados se forraron con bajo
alfombra y con papel aluminio para evitar al máximo procesos de evaporación.
El periodo de colocación fue el mes de Julio del 2007 y su recolección se
realizó en el mes de septiembre del mismo año, en todos los casos
completamente llenos (20 lts).
RESULTADOS El análisis químico-isotópico de las muestras de agua de lluvia recolectada se
realizó en el laboratorio de química analítica del Instituto de Geofísica de la
UNAM.
La siguiente tabla muestra los datos obtenidos:
No.
Muestra
Localidad
Tipo
Altitud
18 O
D
excess
1
Zacan casa de
salud
ELL
2260
-7.28
-45.04
13.2
2
Charapan 10
ELL
2320
-7.35
-45.01
13.79
3
Pamatacuaro
ELL
2440
-7.32
-44.98
13.58
4
Varal grande
ELL
1070
-6.59
-41.4
11.32
5
La Calera
ELL
1240
-6.75
-42.55
11.45
6
Sn. Fco. Periban
ELL
1620
-6.26
-37.33
12.75
7
Cerro Los Palillos
ELL
1400
-8.6
-56.89
11.91
8 Tancitaro ELL 2180
-7.20
-42.08
12.2
9 Santa Catarina ELL 1836
-6.70
-42.02
11.81
10 La Cuchilla ELL 1680
-6.35
-43.90
11.60
11 Uruapan ELL 1621
-6.59
-41.4
11.32
12 Charapendo ELL 1009
-6.70
-42.50
11.41
13
Gabriel Zamora
ELL
675
-6.16
-35.30
11.75
14 San Juan Nuevo ELL 1905
-8.9
-57.89
12.82
15 San Lorenzo ELL 2105
ELL: Estación de lluvia
DISCUSIÓN Y CONCLUSIÓN Para entender los fenómenos hidrogeológicos, el uso de los isótopos
ambientales, proporcionar nuevas visiones en los procesos hidrogeológicos.
Esto es debido a que ellos integran variabilidades a pequeña escala
(McDonnell y Kendall, 1992; Buttle, 1994).
En el contraste, mediciones puntuales, como piezometrías o composición del
agua, no pueden usarse sin extrapolaciones o consideraciones adicionales. Los
isótopos se pueden usar a la escala de Cuenca (están dentro de todos los
componentes del ciclo hidrológico), en particular el 18O, el Deuterio, y el tritio ya
que son parte integral de la molécula del agua natural que se precipita como
lluvia o nieve (agua meteórica).
Los isótopos ambientales son naturales y también de origen antropogénico
(como el tritio) cuya amplia distribución en la hidrosfera puede ayudar en la
solución de problemas hidrogeoquímicos. Los usos más típicos de los isótopos
ambientales en la hidrología son (Kendall y Caldwell):
-8.74 -62.15 13.77
16 Angahuan ELL 2395
-9.19
-62.31
14.80
17 Tancitaro 2 ELL 2450
-9.25
-65.23
14..87
18 Ocumicho ELL 2100
-8.5
-55.69
12.62
19 Cocucho ELL 2466
-9.23
-63.55
14.87
20 Tangancicuaro ELL 1560
-7.19
-42.43
11.45
A continuación se mencionan las principales conclusiones obtenidas del
desarrollo del presente estudio:
Geológicas:
La coincidencia en la alta concentración de volcanes (7-12/25 Km²) y
lineamientos estructurales (9-16/25 Km²) hacia el suroeste del área de estudio,
(donde se localizan comunidades como Angahuan y San Lorenzo) permite
considerar a la misma como la zona de mayor debilidad cortical, lo que
teóricamente representaría la región con más alto riesgo geológico.
En general la zona manifiesta bajos valores de disección del relieve, lo
cual es indicativo de la joven edad relativa de las rocas presentes en la Meseta
Tarasca.
La orientación preferencial que observan los distintos lineamientos
estructurales y alineamientos volcánicos reconocidos en la zona de estudio
escencialmente es hacia el noreste, paralela con la dirección del movimiento de
la placa convergente, la cual es posible asociarlo a una ruptura en ésta misma
dirección de dicha placa.
La orientación y distribución de las estructuras volcánicas presentes en
la Meseta Tarasca permiten considerar a la misma dentro del régimen de
esfuerzos de tipo extensional.
Es factible considerar al vulcanismo de la región como producto del
fenómeno tectónico de subducción de la placa de cocos por debajo de la placa
americana, situándose en la Meseta Tarasca aproximadamente a 250 Km de la
trinchera.
Se determinó la presencia de 7 fases eruptivas ocurridas dentro del área
de trabajo, siendo la más antigua la representada por el cerro Tancítaro (0.53
m.a.) y la más reciente la que dió origen al volcán Paricutín en el año de 1947.
Un total de 314 formas volcánicas fueron identificadas en esta porción
de la Meseta Tarasca, lo que la ubica como una de las áreas de mayor
concentración dentro del cinturón volcánico Michoacán - Guanajuato.
Isotópicas.
Los isótopos ambientales pueden usarse como trazadores de flujos de
agua y de solutos ya que: Las aguas que se recargan en momentos y
situaciones diferentes, o que siguen diferentes líneas de flujo son a menudo
isotópicamente distintas; en otras palabras, tienen las huellas isotópicas
distintas.
Al contrario de la mayoría de los trazadores químicos, los isótopos
ambientales son relativamente conservativos en las reacciones con los
materiales del medio por donde circula el agua. Esto es especialmente cierto
con el oxígeno y los isótopos de hidrógeno en el agua; las aguas meteóricas
retienen sus huellas isotópicas distintivas hasta que se mezclan con aguas de
composiciones diferentes o, en el caso de isótopos de especies disueltas,
cuando hay reacciones con minerales u otros fluidos.
Con esta herramienta se definieron los procesos de recarga regional
(Flujos) específicamente para la región de Tierra Caliente y de Los Reyes,
encontrándose la directa relación de zonas de infiltración y áreas preferentes
de descarga.
Así, Para el caso de la identificación de las zonas potenciales de recarga
del área natural protegida Chorros del Varal, la misma se identificó hacia la
cota 3200 hacia la sierra.
El caso especifico de Tierra Caliente (Valle de Apatzingan) la zona
muestreada de agua subterránea o superficial (Parque nacional de Uruapan y
Cascada La Tzararacua) su zona de recarga se define hacia el volcán
Tancitaro.
BIBLIOGRAFIA
Aguilar-y-Vargas, V.H. y S.P. Verma, 1987. Composición química (elementos mayores) de los magmas en el Cinturón Volcánico Mexicano. Geof. Int., Volumen especial sobre el Cinturón Volcánico Mexicano. Parte 3 B (Ed. S.P. Verma). Vol. 26, p. 195-272.
Atwater, T. 1970. Implications of plate tectonics for the cenozoic tectonic evolution of
western north america. Geol. Soc. Am. Bull, B1, p. 3513-3536. Bacon, C.R., 1985. Implications of silicic vent patterns for the presence of large crustal
magma chambers. J. Geophys. Res. 90, p. 11243-11252. Ban, M., Hasenaka, T., Delgado-Granados, H., Takaoka, N. 1992. K-Ar Ages of lavas
from shield volcanoes in the Michoacán - Guanajuato volcanic field, México. Geof. Int., Vol. 31, Núm, 4, p. 467-473.
Blasquez, L.C. y Lozano, G.R. 1946. Hidrología y minerales no metálicos de la zona
norte del estado de Michoacán. Anales Inst. Geol. Tomo IX. UNAM. 156 p.
Bloomfield, K. 1975. A late-quaternary monogenetic volcano field in central México.
Geol. Rundschav, 64, p 476-497. Bohnel, H. y Negendank J.F.W. (1981). Preliminary results of paleomagnetic
measurement of tertiary and quaternary igneous rocks from the eastern part of the trans mexican volcanic belt. Geof. Int., Vol. 20-3, p. 235-248.
Bullard, F.M. 1947. Studies on Paricutin volcano, Mich. Geol. Soc. Am. Bull. U58, p.
433-450. Cameron M., K. Spaulding y K.L. Cameron, 1987. A synthesis and comparison of the
geochemistry of volcanic rocks on the Sierra Madre Occidental and mexican volcanic belt. Geof. Int., Special volume on mexican volcanic belt. Part. 3A (Ed. S.P. Verma), Vol. 26-1, p. 29-84.
Carrasco-Nuñez, G. 1989. Ambiente tectónico de la región volcánica Los Azufres,
Mich. Zamorano, Qro. Geof. Int., Vol. 28-5, p. 975-991. Cebull, S.E. y D.H. Shubert, 1987. Mexican volcanic belt and intraplate transform?
Geof. Int. Special volume on mexican volcanic belt. Part 3A (Ed. S.P. Verma) Vol. 26-1, p. 1-13.
Cserna, Z., Fuente, D., Palacios, N., Triay, L. Mitre, S., Mota, P. 1987. Estructura
geológica, gravimetría, sismicidad y relaciones neotectónicas regionales de la cuenca de México,. Vol. 104, Inst. Geol., UNAM. México.
Coney, P.J. 1983. Un modelo tectónico de México y sus relaciones con América del Norte, América del Sur y El Caribe. Rev. Imp. Vol. XV-I, p. 6-15.
Connor, B.CH., 1987. Structure of the Michoacán - Guanajuato volcanic field, México.
J.Volcanol. Geotherm. Res., 33, p. 191-200. Demant, A. y C. Robin, 1975. Las fases del vulcanismo en México: una síntesis en
relación con la evolución geodinámica desde el cretacico. UNAM. Inst. de Geol. Revista 75, p. 813-860.
Demant, A. 1978. Características del eje neovolcánico transmexicano y sus problemas
de interpretación. UNAM. Inst. Geol. Revista 2, p. 172-187. Demant, A. 1979. Vulcanología y petrografía del sector occidental del Eje
Neovolcánico. UNAM. Inst. Geol. Revista 3, p. 39-57. Díaz, J.L., Portela, A., Blanco, P., Magaz A., 1986. Los principios básicos de la
clasificación morfoestructural del relieve y su aplicación en la región Centro - oriental de Cuba. A.C.C., Inst. Geog. Cuba.
Drummond, K.J., 1981. Plate-tectonic map of the circum - Pacific region, northeast
quadrant, scale 1:10,000,000. Am. Assoc. Petr. Geol., Tulsa, Okla, U.S.A.
Ferriz, H., Mahood, G.A. 1986. Volcanismo riolítico en el Eje Neovolcánico Mexicano.
Geof. Int., Vol. 25-1, p. 117-156. Flores, T. 1945. Investigaciones geológicas relativas al volcán Parícutin. Estudios
vulcanológicos. UNAM, Inst. Geol. p. 3-16. Garduño, M.V.H. y Gutiérrez, N.L.C., 1991. Magmatismo, hiatus y tectonismo de la
Sierra Madre Occidental y del Cinturón Volcánico Mexicano. p. 417-429.
Guerasimov, I.P., 1970. Utilización de métodos geomorfológicos en las investigaciones
estructuro-geológicas, Ed. Núcleo, Moscú. 246 p. Gunn, B.M. y F. Mooser, 1971. Geochemistry of the volcanics of central México. Bull.
Volcanol., 34, p. 577-616. Hanus, V. y J. Vanek, 1978. Subduction of the cocos plate and deep active fracture
zones of México. Geof. Int., 17, p. 14-53. Hasenaka, T. y I.S.E. Carmichael, 1985. The cinder cone of Michoacán - Guanajuato,
central México: their age, volume and distribution, and magma dicharge rate. J. Volcanol. Geotherm. Res., 25, p. 105-124.
Hasenaka, T. y I.S.E. Carmichael, 1985. A compilation of location, size, and
geomorphological parameters of volcanoes of the Michoacán -
Guanajuato volcanic field, central México, Geof. Int. Vol. 24-4, p. 577-607.
Hasenaka, T. y I.S.E. Carmichael, 1986. Metate and other shield vlcanoes of the
Michoacán - Guanajuato, México (Abstr.) Eds, Trans, Am. Geophys. Union. 67, 1276.
Hasenaka, T. and I.S.E. Carmichael, 1987. The cinder cones of Michoacán - Guanajuato
central México: petrology and chemistry. J. Petrol., 28, p. 248-269. Hasenaka, T., 1990. Contrasting monogenetic volcanism in Michoacán - Guanajuato,
México, Cinder Cone group Vs. Shield Volcano Group. (Abstr.) Eos. Trans. Am. Geophys. Union., 71, 968 p.
Humbolt, A., 1808. Essai politique sur le Royaume de la Nouvelle Espagne: Paris, F.
Schoell, 905 p. (Traducción al español por V.G. Aranu, 1822). Johnson, C.A. y Harrison, C.G.A., 1989. Tectonics and volcanism in central México: A
landsat thematic maper perspective. Remote Sens. Environ., 28, p. 273-286.
Jones, E.A. 1946. Notes on Paricutin lava. Trans. Am. Geophys. Union. Vol. 27, No.
IV, p. 523-525. Kostenko, N.P. 1976. Geomorfología estructural. Inst. de Geografía, UNAM,México. Lorenz, V. 1973. On the formation of maars. Bull. Volcanology., 37, p. 183-204. Lugo, H.J. et. al. 1985. Las zonas más activas del Cinturón Volcánico Mexicano (entre
Michoacán y Tlaxcala). Geof. Int. Vol. 24-1, p. 83-96. Lugo, H.J. 1988, Elementos de geomorfología aplicada (métodos cartográficos) Inst.
Geografía. UNAM. México, 128 p. Lynn, W.S. y B.T.R. Lewis, 1976. Tectonic evolution of the northern Cocos plate.
Geology, 4. Luhr, J.F. e I.S.E. Carmichael. 1985b. Contemporaneos eruptions of calcalkaline and
alkaline magmas along the volcanic front of the Mexican Volcanic Belt. Geof. Int., Vol. 24, p. 203-216.
Mac-Donald, R. 1974. Tectonic settings and magma associations. Bull. Volcanol., 38, p.
575-593. Menard, H.W., 1978, Fragmentation of the Farallon Plate by pivoting subduction. J.
Geol., 86, p. 99-110. Molnar, P. and Sykes L.R., 1969. Tectonics of the Carribean and Middle American
Regions from focal mechisms and seismicity. Geol. Soc. Am. Bull., V. 80, p. 1639-1634.
Mooser, F., 1972. The Mexican Volcanic Belt: structure and tectonics. Geof. Int., 12, p.
55-70. Mooser, F., 1969. The Mexican Volcanic Bel-structure and development formation of
fractures by differental crustal heating. Pan. Am. Symp. Upper Mantle. México, 2, p. 15-22.
Moran, 2. D.J. 1986. Breve revisión sobre la evolución tectónica de México. Geof. Int.
Vol. 25-1, p. 9-38. Nakamura, K., 1977. Volcanoes as possible indicators of tectonic stress orientation.
Principles and proposal. J. Volcanol. Geotherm. Res. 2, p. 1-16. Nava, V.J., 1993. Evaluación del recurso forestal del municipio de Charapan, Estado de
Michoacán. CIIDIR-IPN-MICH., Inf. Interno. Negendank, et., al. 1985. Geological and geochemical investigations on the Eastern
Transmexican Volcanic Belt. Geof. Int. Vol. 22-4 p. 477-575. Nixon, G.T., 1982. The relationship between quaternary volcanism in central México
and the seismicity and the structure of subducted ocean lithosphere. Geol. Soc. Am. Bull., 93, p. 514-523.
Pal, S.M., López, M., J. Perez, R. y D.J. Terrell, 1978, Magma characterization in the
Mexican Volcanic Belt (México). Bull. Volcanol., 41, p. 379-389. Pasquare G., Ferrari L., Perazzoli, V., Tiberi, M. y Turchetti, F., 1987-A.
Morphologycal and structural analysis of the central sector of the Transmexican Volcanic Belt., Geof. Int. Vol. 26-2, p. 177-193.
Pasquare G., Vezzoli, L., y Zanchi, A., 1987-B. Morphological and structural model of
mexican volcanic belt. Geofis. Int. Vol. 26-2. 177-193. Porter, C.S., 1972. Distribution, morphology and size frequency of cinder cones on
Mauna Kea volcano, Hawai. Geol. Soc. Am. Bull., Vol. 83, p. 3607-3612.
Ramírez, H.M.T., 1990. Análisis morfoestructural de la faja volcánica transmexicana
(Centro-oriente) tesis Fac. Filosofía y Letras UNAM. México. 86 p. Robin, C. 1986. A model for the origin and development of the trans - mexicana neo -
volcanic Belt. Geof. Int. Vol. 26. SEDUE, 1990. Manual de rellenos sanitarios, p. 13-18. Shubert, O.H. y S.E. Cebull. 1984. Tectonic interpretation of the Trans - Mexicana
Volcanic Belt. Tectonophysics., 101, p. 159-165.
Silva-Mora, L. 1987. Algunos aspectos de los basaltos y andesitas cuaternarios de Michoacán, Oriental. Rev. Inst. Geol. Vol. 7-1.
Stephen, A.N., 1990. Volcanic hazards in México. A summary. Rev. Inst. Geol. Vol. 9-
1. Suarez, G. y Singh, S.K., 1986. Tectonic interpretation of the Trans - Mexican Volcanic
Belt - discussion - Tectonophysics, 127, p. 155-160. Urrutia, F., J.H. y L. del Castillo G., 1977. Un modelo del Eje Neovolcánico Mexicano.
Bol. Soc. Geol. Mexicana, 38, p. 18-28. Urrutia, F.J. y Bohnel, H. 1987. Tectonic Interpretation of the Trans-Mexican Volcanic
Belt-Discussion. Tectonophysics, 138. p. 319-323. Venegas, S., J.J. Herrera y Maciel, F.R. 1985. Algunas características de la faja
volcánica mexicana y de sus recursos geotérmicos. Geof. Int. Vol. 24-1, p. 47-81.
Verma, S.P. 1985a. Mexican volcanic belt (preface). Geof. Int., Special volume on
Mexican Volcanic Belt-part I (Ed. S.P. Verma), 24, p. 7-19. Verma, S.P. 1987. Volumen especial sobre el Cinturón Volcánico Mexicano. Geof. Int.
Vol. 26-1 y 2. Wilcox, R.E. 1954. Petrology volcano, México, U.S. Geol. Surv. Bull. 965c, p. 281-
354. Williams, H., 1950. Volcanoes of the Paricutín region, México. U.S. Geol. Surv. Bull.
965B, p. 165-279. Wood, A.CH. 1980. Morphometric analysis of cinder cone degradation. Journal of
Volcanol. and Geoth. Res., 8, p. 137-160. Zies, E.G., 1946. Notes on Paricutin lava. Trans. Am. Geophys. Union. Vol. 27, No. II
p. 178-180. Zoback, M. I. and M. Zoback, 1980.State of stress in the conterminous United States. J.
Geophys. Res., 85, p. 6113-6156.
