Emplazamiento-del-flujo-de-lava-Tepeyahualco-al-suroeste-de-la-Caldera-los-Humeros-Puebla

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO 
FACULTAD DE FILOSOFÍA Y LETRAS 
COLEGIO DE GEOGRAFÍA 
 
 
 
EMPLAZAMIENTO DEL FLUJO DE LAVA TEPEYAHUALCO, 
AL SUROESTE DE LA CALDERA LOS HUMEROS, PUEBLA 
 
 
 
 
 
TESIS 
QUE PARA OPTAR POR EL GRADO DE 
LICENCIADA EN GEOGRAFÍA 
 
 
 
 
PRESENTA: 
ANDREA DE SAN JORGE CÁRDENAS 
 
 
ASESOR: SERGIO SALINAS 
 
 
 
 
 
CIUDAD DE MÉXICO, 2019 
 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 “Nada en la vida debe de ser temido, solamente comprendido. 
 Ahora es el momento de comprender más, para temer menos.” 
Marie Curie 
 
 
 
 
“What are men to rocks and mountains? 
Oh! What hours of transport we shall spend! 
And when we do return, it shall not be like other travelers, 
without being able to give one accurate idea of anything. 
We will know where we have gone- 
we will recollect what we have seen….” 
Jane Austen, Pride and Prejudice 
 
 
 
 
Parte de esta investigación se llevó a cabo en el Laboratorio de Paleosuelos y Laminación del 
Instituto de Geología de la UNAM, bajo la supervisión del M.C. Jaime Díaz, así como en el 
Laboratorio de Microscopios Petrográficos del Departamento de Volcanología del Instituto de 
Geofísica de la UNAM. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Agradecimientos 
Escribir esta tesis fue un proceso largo, de altibajos académicos, intelectuales y anímicos, de 
dolores de cabeza y espalda, de aprendizaje y, sobre todo, de descubrimiento de mi amor por 
la ciencia y la investigación. Definitivamente, este viaje no habría sido el mismo sin la guía de 
mi asesor, Sergio Salinas, a quien le agradezco con gran cariño sus consejos, sus enseñanzas y 
su confianza tanto en mí como en mis capacidades, incluso en los momentos en los que ni yo 
misma creía que alcanzaría la meta. 
Agradezco a todos mis sinodales. A los doctores Lorenzo Vázquez Selem y Jesús Alcalá 
Reygosa, por su disposición para leer mi tesis y por sus atinadas observaciones; a la doctora 
Leticia Gómez Mendoza, por acompañarme e instruirme durante todo el proceso investigativo, 
y a la doctora Marie-Noelle Guilbaud, por cuestionar los planteamientos de mi investigación 
para que me replanteara algunas cosas y, sobre todo, por todo el conocimiento y la pasión por 
el estudio de los volcanes que me transmitió durante mi servicio social. 
Gracias también a todas las personas que me apoyaron durante las distintas y arduas fases de 
esta investigación. Por supuesto, a Daniel, por su amistad incondicional, su ayuda en mis 
momentos de crisis investigativa y sus brillantes ideas que me salvaron en más de una ocasión; 
a Carlos, por ser mi acompañante y apoyo durante el trabajo de campo; a la doctora Patricia 
Larrea, por su disposición para resolver mis dudas de petrografía, y a su esposo Ismael Casado, 
por cargar el pesado marro en los pastizales de Tepeyahualco para ayudarme a obtener muestras 
de roca (aunque casi le costara una rodilla); a Daniel Cruz y a Carlos Galicia, por ayudarme a 
cortar y tallar rocas con esa máquina tan terrible; finalmente, a Jaime Díaz, por enseñarme con 
paciencia a elaborar láminas delgadas, y al resto de los miembros del laboratorio de laminación, 
por hacer esa etapa un poco menos pesada con su amabilidad, su ayuda y sus bromas. 
Estudiar Geografía cambió y amplió mi visión del mundo. Ya no veo lugares y elementos 
aislados sino sistemas, procesos, historias, dinámicas, interacción y relaciones. Mi formación 
académica y profesional estuvo en manos de profesores que marcaron mi vida para siempre 
con su pasión, constancia y conocimientos. Gracias a todos ellos, especialmente, al doctor 
Álvaro Sánchez Crispín, por recordarme por qué amo la Geografía; a Fabián, por hacer que 
cuestione y reconstruya mi papel en este mundo de locos, y al doctor Enrique Propin, por 
brindarme las herramientas necesarias para elaborar cualquier investigación. 
 
 
Gracias también a todos mis amigos geógrafos, por la complicidad construida y el amor 
cimentado. A Bicho, Jimi, Andrei, Moni, Fer, Jimena, Angie, Luis Ángel, Chen, Violeta, 
Memo Ortiz, Andretti, Javi, Elena, Paola y a todos los demás, por los grandes momentos, las 
prácticas de campo, el baile, las risas y la camaradería. A Isaac, por su amistad y ayuda 
constantes. A Areli, por los consejos, las risas, los postres y los desvelos académicos. A Pablo, 
por las largas pláticas y ricos momentos. A Maryann, por hacer de las jornadas geomorfológicas 
momentos entrañables y por sacar mi lado malo y divertido. A Adri y a Mario, por su amistad 
sincera y hermosa. A Ros de la vida, mi oasis, por su amor al planeta, por siempre estar ahí, 
por ser conmigo. 
Durante estos casi seis años en esta ciudad monstruosa y fascinante, encontré una familia por 
elección, un lugar seguro y feliz fuera de la vida universitaria que me ha hecho crecer y 
sobrevivir. Agradezco a mis tíos, por darme un hogar incondicional y por su apoyo constante, 
son mi refugio. A Rodrigo y Bu, por ser mis hermanos desde siempre y para siempre. Gracias 
a la Brigada De San Jorge, a todos los logoitas (y no logoitas) que me adoptaron, los amo 
inmensamente; a Ani, por echarme porras desde Xalapa; a Karla, por su amistad, su locura y 
su grata compañía; a Dani, por esta amistad que recién descubrimos, después de tantos años, y 
a Arantxa, por continuar siendo mi cómplice en esta caótica ciudad. Gracias también a Aban, 
por convertirse tan rápida e inesperadamente en mi grupo de apoyo y por animarme durante la 
parte más pesada de este proceso, el eterno “ya casi queda”. 
Por último, gracias a mamá. Gracias por impulsarme a ser mejor cada día, por permitirme volar 
y seguir mis sueños (aunque parezcan aterradores e incomprensibles). Gracias por hacerme 
saber que soy capaz de lograr todo lo que me proponga, por no dejarme caer jamás y por su 
amor infinito. 
 
 
 
 
Contenido 
ÍNDICE DE FIGURAS ..................................................................................................................................II 
ÍNDICE DE TABLAS .................................................................................................................................. VI 
RESUMEN ........................................................................................................................................................ 1 
INTRODUCCIÓN ............................................................................................................................................... 3 
CAPÍTULO 1. DELIMITACIÓN DE LA INVESTIGACIÓN ......................................................................................... 5 
1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA ......................................................................................................................... 5 
1.2 HIPÓTESIS ........................................................................................................................................................ 6 
1.3 OBJETIVOS ....................................................................................................................................................... 6 
1.3.a Objetivo general ...................................................................................................................................6 
1.3.b Objetivos particulares .......................................................................................................................... 6 
1.4 MARCO TEÓRICO-CONCEPTUAL ........................................................................................................................... 6 
1.4.a Enfoques en Geomorfología ................................................................................................................ 6 
1.4.b Volcanismo ........................................................................................................................................... 8 
1.4.c Calderas .............................................................................................................................................. 14 
1.4.d Flujos de lava: parámetros físicos y químicos ................................................................................... 16 
1.4.e Flujos de lava: Morfología ................................................................................................................. 20 
1.5 REVISIÓN DE ANTECEDENTES ............................................................................................................................. 27 
CAPÍTULO 2. CARACTERIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO ................................................................................ 29 
2.1 LOCALIZACIÓN ................................................................................................................................................ 29 
2.2 IMPORTANCIA ARQUEOLÓGICA DE LOS FLUJOS DE LAVA DE LA CALDERA LOS HUMEROS ............................................... 30 
2.3 MARCO GEOLÓGICO ........................................................................................................................................ 33 
2.3.a Estratigrafía regional ......................................................................................................................... 34 
2.3.b Actividad eruptiva de la Caldera de Los Humeros............................................................................. 36 
CAPÍTULO 3. ESTRATEGIAS METODOLÓGICAS................................................................................................ 41 
3.1 TRABAJO DE GABINETE ..................................................................................................................................... 41 
3.1.a Investigación documental .................................................................................................................. 41 
3.1.b Delimitación de las unidades de flujo ................................................................................................ 42 
3.1.b Subdivisión textural, reconocimiento de rasgos morfológicos de los flujos de lava y elaboración 
del mapa geomorfológico ........................................................................................................................... 44 
3.1.c Cálculo de las dimensiones de los flujos de lava................................................................................ 45 
3.1.d Trabajo en laboratorio ....................................................................................................................... 48 
3.1.e Obtención de parámetros físicos: viscosidad y tasa de emisión ....................................................... 51 
3.1.f Cálculo del tipo de flujo de lava .......................................................................................................... 53 
3.2 TRABAJO DE CAMPO ........................................................................................................................................ 54 
CAPÍTULO 4. RECONSTRUCCIÓN ERUPTIVA DEL FLUJO TEPEYAHUALCO ........................................................ 57 
4.1 MAPA GEOMORFOLÓGICO DEL CAMPO DE FLUJOS DE LAVA TEPEYAHUALCO .............................................................. 57 
4.1.a Unidades morfológicas ...................................................................................................................... 57 
Lava boats y hummocks de autobrecha ................................................................................................................. 57 
Tumulis .................................................................................................................................................................... 59 
Spatter cones y rampants ........................................................................................................................................ 60 
Deltas de lava ........................................................................................................................................................... 62 
Crestas de compresión ............................................................................................................................................ 66 
Crestas de rezago ..................................................................................................................................................... 67 
I
Crestas y grietas de inflación .................................................................................................................................. 68 
Levées ....................................................................................................................................................................... 69 
4.2 CARACTERÍSTICAS FÍSICAS, MORFOMÉTRICAS Y PETROGRÁFICAS DEL CAMPO DE FLUJOS DE LAVA TEPEYAHUALCO ............. 72 
4.2.a Parámetros morfométricos del flujo Tepeyahualco .......................................................................... 72 
4.2.b Parámetros físicos del flujo Tepeyahualco ........................................................................................ 77 
Discusión respecto al tiempo de emplazamiento de Tepeyahualco ...................................................................... 82 
4.2.c Clasificación del campo de flujos de lava Tepeyahualco ................................................................... 83 
4.2.d Descripción petrográfica de los flujos de lava del campo Tepeyahualco ......................................... 85 
4.3 POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA Y SECUENCIA DE EMPLAZAMIENTO DEL CAMPO DE FLUJOS DE LAVA TEPEYAHUALCO ............... 93 
4.3.1 Posición estratigráfica y edad de emplazamiento ............................................................................ 93 
4.3.2 Secuencia eruptiva de los flujos de lava ............................................................................................ 96 
CONCLUSIONES ............................................................................................................................................ 103 
REFERENCIAS ............................................................................................................................................... 105 
ANEXO I. MAPA GEOMORFOLÓGICO DEL CAMPO TEPEYAHUALCO ............................................................. 117 
ANEXO II. DESCRIPCIONES MACROSCÓPICAS Y MICROSCÓPICAS DE LAS MUESTRAS DE ROCA COLECTADAS 
EN CAMPO ................................................................................................................................................... 118 
Índice de Figuras 
FIGURA 1. DIAGRAMA DE CLASIFICACIÓN PARA LAS ERUPCIONES EXPLOSIVAS PROPUESTO 
POR WALKER (1973). F = PORCENTAJE DE MATERIAL FINO (-1 MM) EMITIDO Y DEPOSITADO 
EN CAÍDA LIBRE, COLECTADO EN LA ISOPACA DE 0.01 DE TMAX, SOBRE EL EJE DE 
DISPERSIÓN; D= ÁREA QUE OCUPA LA ISOPACA DE 0.01 TMAX. TRADUCIDO DE LOCKWOOD 
Y HAZLETT, (2010). .................................................................................................................................. 10 
FIGURA 2. ALGUNAS ESTRUCTURAS MONOGENÉTICAS. TRADUCIDO DE MORIYA (1994)........... 12 
FIGURA 3. MORFOLOGÍAS VOLCÁNICAS EN RELACIÓN CON SU FORMA Y PENDIENTE. EL 
DIAGRAMA SIRVE PARACOMPARAR LAS DIFERENCIAS ENTRE LA MAYORÍA DE LOS 
PRODUCTOS VOLCÁNICOS HASTA AHORA DESCRITOS. MODIFICADO DE DAVIDSON Y DE 
SILVA (2000). ............................................................................................................................................. 13 
FIGURA 4. CLASIFICACIÓN DE CALDERAS CON BASE EN SU TIPO DE COLAPSO. TRADUCIDO DE 
COLE ET AL (2005). .................................................................................................................................. 15 
FIGURA 5. SERIES DE REACCIÓN DE BOWEN (TARBUCK Y LUTGENS, 2013). ................................... 18 
FIGURA 6. DIAGRAMA DE CLASIFICACIÓN QUÍMICA PARA LAS ROCAS VOLCÁNICAS DE 
ACUERDO CON SU PROPORCIÓN TOTAL DE ALCALINOS CONTRA SÍLICE (TAS) ADOPTADO 
POR LA UNIÓN INTERNACIONAL DE CIENCIAS GEOLÓGICAS. TOMADO DE LOCKWOOD Y 
HAZLETT (2010). ....................................................................................................................................... 19 
FIGURA 7. TIPOLOGÍA MÁS RECIENTE DE FLUJOS DE LAVA. TRADUCIDO DE HARRIS ET AL., 2017.
 ..................................................................................................................................................................... 20 
FIGURA 8. ESQUEMA DE ESTRUCTURAS TÍPICAS EN UN FLUJO (LOCKWOOD Y HAZLETT, 2010). 
A CONTINUACIÓN SE TRADUCEN LOS TÉRMINOS DENTRO DEL DIBUJO: 1) BOLA DE 
ACRECIÓN O BLOQUE DE ACRECIÓN; 2) LAGO DE LAVA; 3) CAMPO DE LAVA LAMINAR; 4) 
TERRAZA DE LAVA LEVANTADA; 5) FLUJOS LOBULARES; 6) TEXTURA O ESTRUCTURA A 
MANERA DE CORDONES; 7) AGUJEROS DE COLAPSO POR INFLACIÓN; ) TUMULUS O 
TUMULIS (CAPARAZÓN LEVANTADO EN UN CAMPO DE LAVA); 9) MOLDES DE ÁRBOLES; 
10) RELICTO DE ÁRBOLES DE LAVA; 11) SKYLIGHTS O TECHOS COLAPSADOS; 12) CANAL
DEL FLUJO CON LEVÉES (CRESTAS LATERALES DE FLUJO); 13) MURALLA DE SPATTER O
FISURA DE AGLUTINADO. TOMADO DE LOCKWOOD Y HAZLETT (2010).................................. 22 
II
FIGURA 9. AVANCE DE LOS FLUJOS AA. ESTOS FLUJOS INTEGRAN SU PROPIA CORTEZA AL 
MOVERSE, ESTO PUEDE OBSERVARSE CON EL CAMBIO DE POSICIÓN DE LOS BLOQUES 
NEGROS (LOCKWOOD Y HAZLETT, 2010). ......................................................................................... 22 
FIGURA 10. PARTES QUE COMPONEN TÍPICAMENTE A LOS FLUJOS AA (HARRIS ET AL., 2017). . 23 
FIGURA 11. GRÁFICA QUE MUESTRA LA VARIACIÓN DE LA TASA DE EMISIÓN VS LA 
VISCOSIDAD DE LOS FLUJOS DE LAVA. TRADUCIDO DE ROWLAND Y WALKER, (1987). .... 25 
FIGURA 12. CLASIFICACIÓN DE LOS FLUJOS DE LAVA, CON BASE EN SU CRECIMIENTO EN: 
FLUJOS SENCILLOS (S) Y EN CAMPO (M). (TOMADO DE KILBURN Y LOPES, 1991). ................ 26 
FIGURA 13.RESUMEN DE TRABAJOS SOBRE FLUJOS DE LAVA, DURANTE LOS ÚLTIMOS 50 AÑOS, 
UTILIZADOS EN ESTA TESIS. ................................................................................................................ 28 
FIGURA 14. LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO. ............................................................................. 30 
FIGURA 15. CROQUIS DE CANTONA Y LAS DISTINTAS UNIDADES DE FLUJO PARA EL PULSO 
TEPEYAHUALCO, DE ACUERDO CON FERRIZ (1985B). ................................................................... 31 
FIGURA 16. GEOLOGÍA DE LA CALDERA LOS HUMEROS. TRADUCIDO DE CARRASCO-NÚÑEZ ET 
AL. (2018). .................................................................................................................................................. 38 
FIGURA 17. DIAGRAMA METODOLÓGICO DE LA INVESTIGACIÓN. LOS CONECTORES INDICAN 
QUE HUBO UNA RELACIÓN DIRECTA ENTRE DISTINTOS PASOS DE LA INVESTIGACIÓN Y 
LOS RECUADROS DEL EXTREMO DERECHO CORRESPONDEN A LOS RESULTADOS FINALES 
DE LA TESIS. ............................................................................................................................................. 41 
FIGURA 18. PROCESO DE DELIMITACIÓN DE LOS FLUJOS DE LAVA. A) SE MUESTRA LA 
ORTOFOTO BASE, PARA LA DIVISIÓN DE LAS UNIDADES DE FLUJO. B) SE PUEDEN 
OBSERVAR LOS FLUJOS QUE INICIALMENTE FUERON RECONOCIDOS. C) DELIMITACIÓN 
FINAL DE LAS UNIDADES...................................................................................................................... 42 
FIGURA 19. INSUMOS CARTOGRÁFICOS UTILIZADOS PARA EL RECONOCIMIENTO DE FLUJOS DE 
LAVA, LOS RECUADROS MUESTRAN LA MISMA ZONA, UBICADA AL NE DEL ÁREA DE 
ESTUDIO (CERCA DEL BORDE CALDÉRICO). A) MUESTRA EL MODELO DIGITAL DE FALSO 
SOMBREADO CON LAS CURVAS DE NIVEL A 20 M DE EQUIDISTANCIA. B) PARTE DEL 
MOSAICO ORTOFOTOGRÁFICO, ESCALA 1:20 000. C) IMAGEN DE SATÉLITE SENTINEL 2A. D) 
Y E) MUESTRAN LOS FLUJOS DE LAVA DELIMITADOS ANTES Y DESPUÉS DEL TRABAJO DE 
CAMPO, RESPECTIVAMENTE. .............................................................................................................. 43 
FIGURA 20. EJEMPLO DE LA DELIMITACIÓN DEL ÁREA SEPULTADA DEL FLUJO TY5. A) MUESTRA 
LA POSICIÓN ACTUAL DE LOS FLUJOS DE LAVA. B) EN COLOR ROJO PURPÚREO SE 
MUESTRA LA PORCIÓN DEL FLUJO TY5 QUE AFLORA EN SUPERFICIE; EN ROSA, LA 
PORCIÓN SEPULTADA Y EN ROJO, LOS LÍMITES DE LOS FLUJOS QUE LO SOBREYACEN. 
TANTO LOS LÍMITES QUE AFLORAN COMO LOS DE LAS UNIDADES SOBREYACENTES 
DELIMITAN EL ÁREA MÁXIMA DE TY5. ............................................................................................ 45 
FIGURA 21. MARGEN DEL FLUJO DE LAVA CERCANA A LA LOCALIDAD DE MANCUERNAS. ESTE 
FLUJO FUE IDENTIFICADO POR PRIMERA VEZ DURANTE EL TRABAJO DE CAMPO (FIG. 19D 
Y E). EL CORCHETE SUPERIOR MIDE 4 M DE ALTURA (ESTADAL COMO REFERENCIA). ...... 46 
FIGURA 22. PERFILES TRANSVERSALES DE LOS FLUJOS TY1 Y TY3, UTILIZADOS PARA OBTENER 
SU ESPESOR PROMEDIO. ....................................................................................................................... 47 
FIGURA 23. EJEMPLO DE LOS ESQUEMAS UTILIZADOS PARA MEDIR EL ESPESOR DE LOS FLUJOS 
DE LAVA, POR MEDIO DE CALCULAR LA DIFERENCIA ALTITUDINAL PROMEDIO, A PARTIR 
DE UN PERFIL TOPOGRÁFICO TRANSVERSAL AL FLUJO. EL INTERLINEADO VERTICAL 
CORRESPONDE AL ÁREA NO USADA PARA EL CÁLCULO DEL ESPESOR PROMEDIO. EL 
INTERLINEADO DIAGONAL MUESTRA EL SECTOR DEL PERFIL CUYOS VALORES FUERON 
TOMADOS EN CUENTA DENTRO DEL CÁLCULO DEL ESPESOR. LA LÍNEA ROJA INDICA EL 
ESPESOR PROMEDIO DEL PERFIL Y EL RECTÁNGULO CORRESPONDE AL PERFIL 
TRANSVERSAL IDEALIZADO PARA EL CÁLCULO DEL VOLUMEN DEL FLUJO. ...................... 48 
FIGURA 24. SECCIÓN VERTICAL DE UNA LÁMINA DELGADA, CON ESCALA VERTICAL 
EXAGERADA (KERR, 1965). ................................................................................................................... 49 
III
FIGURA 25. PRIMER LOTE DE MUESTRAS COLECTADAS EN CAMPO Y ALGUNAS DE LAS LÁMINAS 
DELGADAS ELABORADAS A PARTIR DE ÉSTAS. ............................................................................. 50 
FIGURA 26. FOTOGRAFÍA DE UNA LÁMINA DELGADA (A) ANTES (B) Y DESPUÉS (C) DEL 
PROCESAMIENTO UTILIZADO PARA DETERMINAR SU PROPORCIÓN DE MINERALES, 
VESÍCULAS Y MATRIZ. .......................................................................................................................... 51 
FIGURA 27. MAPA DE LOCALIZACIÓN DE LOS PUNTOS VISITADOS DURANTE LAS CAMPAÑAS DE 
TRABAJO DE CAMPO REALIZADAS EN ABRIL Y EN OCTUBRE DE 2018. ................................... 56 
FIGURA 28. HUMMOCKS DE LAVA IDENTIFICADOS SOBRE EL FLUJO TEPEYAHUALCO 5, 
DURANTE EL TRABAJO DE CAMPO (HUM18-L). A) HUMMOCK PARCIALMENTE 
DISGREGADO, CONSTITUIDO POR BLOQUES Y AUTOBRECHAS. B) PEDAZO 
AUTOBRECHADO DE BLOQUES BASCULADOS. C) HUMMOCKS GEOMÉTRICOS. D) 
HUMMOCK CERCANOS AL FRENTE DEL FLUJO .............................................................................. 58 
FIGURA 29. A Y B) DOS PERSPECTIVAS DE UN TUMULI TÍPICO, CON UNA FRACTURA 
LONGITUDINAL, ENCONTRADO EN EL FLUJO TY4. B Y C) PEQUEÑOS TUMULIS ELONGADOS, 
CON ESTRUCTURAS DE SQUEEZE-UP, LOCALIZADA EN TY7. ..................................................... 59 
FIGURA 30. SPATTER CONE SOBRE EL FLUJO TY7 (IZQ.), ACERCAMIENTOA LA AUTOBRECHA DE 
AGLUTINADO ESCORIÁCEA QUE LO FORMA (DER.). LA FOTOGRAFÍA INFERIOR MUESTRA 
LA FRACTURA (FISURA) CENTRAL. .................................................................................................... 62 
FIGURA 31. PARTE DE UN SPATTER CONE A MANERA DE ESPINA EN LA MARGEN ORIENTAL DEL 
FLUJO TY6. ................................................................................................................................................ 63 
FIGURA 32. .DELTAS DE LAVA EN EL SECTOR ORIENTAL DISTAL DEL FLUJO TY3. ....................... 63 
FIGURA 33. PARTE DE LA ORTOFOTO EN DONDE SE MUESTRA EL FLUJO EL PÁJARO 03. EN EL 
RECUADRO IZQUIERDO SE INDICA LA DIRECCIÓN GENERAL DE AVANCE Y ALGUNOS DE 
SUS SECTORES. EN EL RECUADRO DERECHO, SE MUESTRAN LAS CRESTAS DE COMPRESIÓN 
TANTO DISTALES COMO CENTRALES Y MARGINALES, QUE FUERON CARTOGRAFIADAS. 67 
FIGURA 34. SECTOR CENTRO-DISTAL DEL FLUJO TY1. EN EL RECUADRO DE LA IZQ., SE 
OBSERVAN LAS CRESTAS OBLICUAS AL LEVÉE Y, POR LO TANTO, A LA DIRECCIÓN DEL 
FLUJO DE LAVA, CERCA DEL PUNTO HUM18-27. LA FOTOGRAFÍA DE LA DER. MUESTRA UNA 
DE ESTAS CRESTAS OBLICUAS AL LEVÉE. ....................................................................................... 67 
FIGURA 35. SECTOR CENTRO-MARGINAL DEL FLUJO TY6. EN EL RECUADRO IZQ. SE INDICA CON 
FLECHAS ROJAS LA DIRECCIÓN GENERAL DEL FLUJO Y EN EL DERECHO, LA DIRECCIÓN DE 
LAS CRESTAS DE REZAGO. ................................................................................................................... 68 
FIGURA 36. FLUJO TY5. EN EL RECUADRO IZQ. SE MUESTRAN ALGUNAS GRIETAS DE INFLACIÓN 
EN EL FRENTE DEL FLUJO (LÍNEAS ROJAS DOBLES, CONTINUAS Y DENTADAS). LA IMAGEN 
DE LA DER. MUESTRA EL PUNTO HUM-18P, EN EL QUE SE HALLÓ UNA CAVIDAD INCIPIENTE 
(SKYLIGHT) PARALELA A LAS GRIETAS DE INFLACIÓN. ............................................................. 69 
FIGURA 37. TIPOS DE LEVÉES DE ACUERDO CON SU MORFOLOGÍA Y DINÁMICA DE FORMACIÓN. 
TRADUCIDO DE SPARKS ET AL., (1976). ............................................................................................. 70 
FIGURA 38. LEVÉES DEL FLUJO TY1, DEL LADO IZQ. SE MUESTRAN LOS LEVÉES MARGINALES 
DEL FLUJO DE LAVA Y SE INDICA LA DIRECCIÓN DEL FLUJO. NÓTESE QUE LOS LEVÉES 
(LÍNEAS NEGRAS CON BORDES DENTADOS) NO SON SIMÉTRICOS NI CONTINUOS A LO 
LARGO DEL FLUJO (IMAGEN DEL LADO DER.). ............................................................................... 71 
FIGURA 39. LEVÉE ORIENTAL DEL FLUJO TY1 ......................................................................................... 72 
FIGURA 40. CAMPO DE FLUJOS TEPEYAHUALCO. EL ÁREA DELIMITADA POR LA LÍNEA NEGRA 
EQUIVALE A 32 KM2. ............................................................................................................................... 74 
FIGURA 41. GRÁFICA DE ÁREAS OCUPADAS (EN PORCENTAJE) POR LOS FLUJOS DE LAVA CON 
RESPECTO AL ÁREA TOTAL ACUMULADA PARA TODOS LOS FLUJOS ASOCIADOS CON TY.
 ..................................................................................................................................................................... 75 
FIGURA 42. GRÁFICA QUE MUESTRA LA VARIACIÓN DE LOS ESPESORES EN LOS FLUJOS DE 
LAVA CON RESPECTO AL ÁREA OCUPADA; EL TAMAÑO DE LOS CÍRCULOS REPRESENTA 
SUS VOLÚMENES..................................................................................................................................... 75 
IV
FIGURA 43. VOLUMEN (KM3) EMITIDO POR LOS FLUJOS DE LAVA DEL CAMPO TEPEYAHUALCO. 
LAS COLUMNAS GRISES REPRESENTAN EL VOLUMEN ACUMULADO A LO LARGO DE LA 
ERUPCIÓN Y LAS LÍNEAS PUNTEADAS INDICAN EL PORCENTAJE DE VOLUMEN EMITIDO A 
TRAVÉS DEL TIEMPO. ............................................................................................................................ 77 
FIGURA 44. DIAGRAMA DE TAS Y COMPOSICIÓN DE LOS FLUJOS DE LAVA DEL CAMPO 
TEPEYAHUALCO (TY1-TY7), CON BASE EN LA CLASIFICACIÓN PROPUESTA POR LEBLAS ET 
AL. (1986 EN: LOCKWOOD Y HAZLETT, 2010). .................................................................................. 79 
FIGURA 45. GRÁFICA DE LOS RESULTADOS DE VISCOSIDAD Y DENSIDAD PARA CADA UNIDAD 
DE FLUJO. .................................................................................................................................................. 79 
FIGURA 46. DURACIÓN DE LA ERUPCIÓN VS VOLUMEN DE LOS FLUJOS TY. EN AZUL, LOS 
RESULTADOS OBTENIDOS A PARTIR DE LAS TASAS DE EMISIÓN COMPARADAS Y EN ROJO, 
LAS CALCULADAS CON BASE EN KILBURN Y LOPES, (1991). LOS RECTÁNGULOS INDICAN 
LAS POSIBLES DURACIONES DE EMPLAZAMIENTO DE CADA UNIDAD. .................................. 81 
FIGURA 47. CLASIFICACIÓN DE TIPOS DE FLUJOS DE LAVA, CON BASE EN KILBURN Y LOPES 
(1991). EL CRECIMIENTO DE LOS FLUJOS OCURRE DE LAS CAJAS VERDES HACIA LAS 
BLANCAS. .................................................................................................................................................. 84 
FIGURA 48. FOTOGRAFÍAS DE LÁMINAS DELGADAS EN DONDE SE MUESTRA LOS EXTREMOS 
VÍTREOS (A) Y ESCORIÁCEA (B) ENCONTRADOS. ADEMÁS, SE NOTA LA TEXTURA 
TRAQUÍTICA TÍPICA DE LAS MUESTRAS (A). ................................................................................... 86 
FIGURA 49. GRÁFICAS DE PROPORCIONES DE PIXELES ENCONTRADAS PARA LAS MUESTRAS 
COLECTADAS EN SUPERFICIE DE CADA FLUJO. LA GRÁFICA DE VESÍCULAS MUESTRA LOS 
PORCENTAJES CON RESPECTO AL TOTAL DE LOS PIXELES DE LAS IMÁGENES. LAS 
GRÁFICAS DE MATRIZ Y CRISTALES MUESTRAN LOS PORCENTAJES NORMALIZADOS, 
DESPUÉS DE RESTAR EL % DE VESÍCULAS AL TOTAL DE LA IMAGEN. .................................... 87 
FIGURA 50. GRÁFICAS QUE MUESTRAN LOS PORCENTAJES NORMALIZADOS ACUMULADOS DE 
MATRIZ Y CRISTALES, Y LOS PORCENTAJES ACUMULADOS TOTALES DE VESÍCULAS, 
MATRIZ Y CRISTALES, RESPECTIVAMENTE. ................................................................................... 88 
FIGURA 51. GRÁFICA DE CONTENIDO DE LAS PROPORCIONES ENCONTRADAS EN TIPOS DE 
LAVAS POR UNIDADES DE FLUJOS DE TY. LOS PORCENTAJES DE ESTA GRÁFICA NO ESTÁN 
NORMALIZADOS. .................................................................................................................................... 89 
FIGURA 52. FOTOGRAFÍAS DE LÁMINAS DELGADAS CON TEXTURA FLUIDAL O BANDEADA (A) 
Y CONTENIDO ALTO DE MICROCRISTALES OPACOS (B). ............................................................. 89 
FIGURA 53. FOTOGRAFÍA DE LA LÁMINA DELGADA DE LA MUESTRA HUM-1806, EN DONDE SE 
OBSERVA LA TEXTURA VÍTREA INYECTADA EN UNA BRECHA VESICULAR. ........................ 90 
FIGURA 54. DIAGRAMA QUE MUESTRA LA PROPORCIÓN DE VESÍCULAS EN DISTINTOS RASGOS 
MORFOLÓGICOS. ..................................................................................................................................... 91 
FIGURA 55. DIAGRAMA QUE MUESTRA LA PROPORCIÓN DE MATRIZ EN DISTINTAS 
ESTRUCTURAS MORFOLÓGICAS. ........................................................................................................ 92 
FIGURA 56. DIAGRAMA QUE MUESTRA LA PROPORCIÓN DE CONTENIDO DE CRISTALES EN 
DISTINTOS RASGOS MORFOLÓGICOS. ............................................................................................... 92 
FIGURA 57. DEPÓSITO DE CAÍDA DE PÓMEZ QUE SOBREYACE AL FLUJO TY7 (HUM-1821). LA 
SECUENCIA DE PÓMEZ, QUE MIDE ~50CM, SE ENCONTRÓ SOBRE UN TÚNEL DE LAVA 
INCIPIENTE EN EL SECTOR DISTAL SW DE TY7. ............................................................................. 94 
FIGURA 58. A) AFLORAMIENTO CERCANO AL POBLADO MANCUERNAS, AL N DEL FLUJO EL 
PÁJARO 3, EN EL QUE SE IDENTIFICÓ UNA SECUENCIA DE AGLUTINADO ESCORIÁCEO (66 
CM), ESCORIA DE SALPICADURA LAPILLI (90 CM) BRECHA DE RETRABAJO 
GRAVITACIONAL (40-80 CM), PÓMEZ DE CAÍDA (2.1 M) Y BRECHA DE RETRABAJO (40 CM) 
(HUM-18A). B) AFLORAMIENTO CERCANO A LA MISMA ZONA, EN EL QUE SE OBSERVA UNA 
SECUENCIA DE AGLUTINADO ESCORIÁCEO ALTERADO HIDROTERMALMENTE(80CM), 
PÓMEZ (40 CM), UN ESTRATO DE PÓMEZ INTERCALADA CON BLOQUES DE LAVA (2.2 M), 
DEBAJO DE UN VENT BRECHADO (HUM-1805). ............................................................................... 95 
V
FIGURA 59. SECUENCIA ERUPTIVA DE CAMPO DE FLUJOS DE LAVA TY. LAS T1-7 
CORRESPONDEN AL ESTADO DE LA ERUPCIÓN, DESDE ANTES DE QUE COMENZARA HASTA 
DESPUÉS DEL EMPLAZAMIENTO DE EL PJ. ...................................................................................... 97 
Índice de tablas 
TABLA 1. ÍNDICE DE EXPLOSIVIDAD VOLCÁNICA. ............................................................................... 9 
TABLA 2. PROPIEDADES FÍSICAS Y QUÍMICAS DE LOS FLUJOS DE LAVA, EN RELACIÓN CON 
SU MORFOLOGÍA. .................................................................................................................................. 17 
TABLA 3. MICRO Y MESO-MORFOLOGÍAS DE LOS FLUJOS DE LAVA .......................................... 23 
TABLA 4. ETAPAS DEL DESARROLLO DE CANTONA. ......................................................................... 32 
TABLA 5. DATACIONES, PETROLOGÍA, MORFOLOGÍA Y POSICIÓN ESTRATIGRÁFICA DE LOS 
PRODUCTOS EMITIDOS POR LA CALDERA DE LOS HUMEROS. ............................................. 39 
TABLA 6. LOCALIZACIÓN DE LOS PUNTOS VISITADOS EN CAMPO, EN LOS QUE SE MIDIERON 
ESPESORES E HICIERON OBSERVACIONES MORFOLÓGICAS. .............................................. 55 
TABLA 7. RELACIÓN DE EXPOSICIÓN DE LOS DISTINTOS TIPOS DE DELTAS DE LAVA. ....... 64 
TABLA 8. PARÁMETROS MORFOMÉTRICOS DE LOS FLUJOS DE LAVA DEL CAMPO 
TEPEYAHUALCO .................................................................................................................................... 72 
TABLA 9. LONGITUD Y ANCHO DE LOS FLUJOS DE LAVA TEPEYAHUALCO ............................. 76 
TABLA 10. PARÁMETROS FÍSICOS DE LOS FLUJOS DE LAVA DEL CAMPO TEPEYAHUALCO
 ..................................................................................................................................................................... 78 
TABLA 11. TASA DE EMISIÓN Y DURACIÓN DEL EMPLAZAMIENTO DE LOS FLUJOS DE LAVA 
TEPEYAHUALCO .................................................................................................................................... 80 
TABLA 12. DATOS UTILIZADOS PARA LA CLASIFICACIÓN DE LOS FLUJOS DE LAVA ............ 83 
TABLA 13. DURACIÓN DE LAS DISTINTAS ETAPAS ERUPTIVAS DEL PULSO TY ....................... 98 
VI
Resumen 
Esta investigación pretende enriquecer el entendimiento de la dinámica efusiva de la última fase 
eruptiva de la CLH. Igualmente, busca determinar la existencia de una relación morfológico-reológica 
en la dinámica efusiva, que, en cierta medida, condiciona el emplazamiento de los flujos de lava. 
El campo de flujos de lava Tepeyahualco se emplazó durante la última fase eruptiva de la etapa 
poscaldérica de la Caldera Los Humeros (CLH). Esta fase estuvo caracterizada por actividad volcánica 
bimodal, en la que hubo tanto episodios explosivos como efusivos. La actividad más reciente de la 
CLH resultó en la erupción de múltiples flujos de lava que cubren una amplia superficie al sur de la 
CLH y que han sido poco estudiados previamente. 
Se estableció la relación entre las características geomorfológicas, petrográficas y físicas de los flujos 
del campo TY, con el objetivo de reconstruir su secuencia eruptiva. Por medio de ortofotos e imágenes 
de satélite, se elaboró un mapa geomorfológico detallado de la zona de estudio que, posteriormente, 
fue corroborado en campo; se describieron y analizaron muestras de los flujos y sus texturas 
morfológicas, tanto macroscópica como microscópicamente; se reconstruyó cada flujo eruptivo y se 
calcularon sus parámetros morfométricos y físicos. Con base en los resultados obtenidos se 
reconstruyó la secuencia y duración del emplazamiento del campo TY. 
El campo TY consta de siete flujos de lava con morfología Aa, en cuyo interior se encontraron 
múltiples texturas y rasgos morfológicos: tumulis, spatter cones, lava boats, hummocks de autobrecha, 
deltas de lava, levées, crestas de compresión, grietas y crestas de inflación y crestas de rezago. En total, 
el campo TY cubre una superficie de 32 km2; mide 14.5 km de longitud, 3.8 km de ancho y tiene un 
espesor acumulado de 61.3 m. Su volumen total es de 1 km3, del cual el 75% se emitió durante el 
emplazamiento de los tres primeros flujos de lava. 
TY se emplazó en un lapso mínimo de 2 a 4 años, con variaciones desde 4 hasta 59 meses para cada 
unidad. Se determinó, además, que creció por el apilamiento vertical de sus unidades. Por otro lado, 
se observó una relación entre la proporción de matriz, cristales y vesículas en las distintas texturas 
morfológicas analizadas, así como una relación entre el contenido de matriz en la roca y su viscosidad. 
1
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2
 
 
Introducción 
El territorio mexicano se encuentra entre varios límites tectónicos activos, uno de los cuales se 
encuentra al sur del país, en donde se introduce la Placa de Cocos por debajo de la Placa 
Norteamericana. Diversos autores (Gómez-Tuena et al., 2012) han asociado este movimiento con la 
formación del Cinturón Volcánico Mexicano (CVM), el cual atraviesa el centro del país desde el 
Océano Pacífico hasta el Golfo de México, de manera oblicua respecto del límite de subducción. El 
CVM se dispone entre las latitudes 18°30° N y 21°30°, con una dirección preferencial E-O; se ha 
propuesto que la actividad del CVM inició a finales del Mioceno temprano (hace ~19 Ma) y que, desde 
entonces, ha presentado cambios en cuanto al tipo de volcanismo y a las zonas activas (Ferrari, 2012). 
Este contexto geológico explica que el desarrollo de las Ciencias de la Tierra en México -
específicamente de la Geomorfología- haya tenido una importante relación con el estudio de la 
actividad volcánica. Tradicionalmente, las investigaciones geomorfológicas se han enfocado tanto en 
la caracterización cualitativa del relieve actual (Lugo y Córdova, 1992; Figueroa, 2016), como en los 
procesos que interactúan en su configuración (Riggs y Carrasco-Núñez, 2004; Concha-Dimas et al., 
2005; Larrea et al., 2017; entre otros). 
Sin embargo, existen pocos estudios en torno al cambio del relieve causado por un evento eruptivo 
determinado, a pesar de que se trata de un asunto de suma importancia ya que las erupciones volcánicas 
tienen el potencial de modificar significativamente el entorno. Ejemplo de ello se registró en 1982, 
cuando en Chiapas hizo erupción el volcán Chichón. Este evento consistió en tres erupciones plinianas 
-de las cuales, una fue originada por una explosión freatomagmática- que generaron columnas 
eruptivas de más de 25 km de altura, oleadas y flujos piroclásticos y caídas de ceniza (Macías, 2005). 
La erupción del Chichón ocasionó la formación de un nuevo cráter en el volcán, alteró la red 
hidrográfica de la región, causó la muerte de 2000 personas, destruyó por completo la vegetación en 
un radio de 100 km y redujo la temperatura global del planeta 0.5°C durante poco más de un año 
(McCracken y Luther, 1984). Aunque esta erupción fue explosiva, en México también hay registro de 
erupciones efusivas que han tenido un gran impacto en su entorno. La más grande, debido a su 
magnitud, fue la erupción del Metate, un volcán tipo escudo, cuya actividad comenzó 
aproximadamente en 1250 - 1260 d.n.e., con un volumen estimado de 9.7 km3 (de su equivalente en 
roca densa _DRE- Chevrel et al., 2015). Otro ejemplo es el volcán Paricutín, el cual en 9 años sepultó 
un área de 25 km2, al emitir flujos de lava con un volumen total de 1.7 km3 de DRE (Larrea et al., 
2017). En ese sentido, las erupciones efusivas tienen la capacidad de modificar considerablemente su 
3
 
 
entorno, hecho que justifica ampliamente la necesidad de realizar investigaciones sobre el 
comportamientode los flujos de lava. 
El presente estudio se encargó de reconstruir la erupción efusiva que dio origen a los Flujos de Lava 
del sector suroeste de la caldera Los Humeros (FLH), particularmente del episodio Tepeyahualco, a 
través de un enfoque geomorfológico y de obtención de parámetros cuantitativos físicos en el relieve 
local. Al estudiar la erupción de los FLH y reconstruir su emplazamiento permitirá entender la 
dinámica efusiva de una de las calderas potencialmente activa en México; ya que el fenómeno es 
susceptible de volver a ocurrir. Ante la frecuente actividad volcánica en nuestro país, es vital identificar 
sus posibles consecuencias, que van más allá del cambio del relieve ya que modifican el uso del suelo, 
la red de drenaje y en algunos casos, pueden constituir un peligro directo para la población. 
Esta investigación está dividida en cuatro capítulos. En el primero, se da una introducción al tema; este 
capítulo incluye el planteamiento del problema, la hipótesis y los objetivos, así como el marco teórico 
de la investigación. El segundo capítulo se enfoca en la caracterización física y geológica, tanto 
regional como local, y hace referencia a su importancia arqueológica. El tercer capítulo expone, paso 
a paso, el método y los materiales utilizados en la investigación. Finalmente, el cuarto capítulo presenta 
el análisis de los resultados, que abordan la reconstrucción de la erupción y sus posibles tasas de 
emplazamiento. 
 
4
 
 
Capítulo 1. Delimitación de la 
investigación 
1.1 Planteamiento del problema 
La Caldera de los Humeros se encuentra en el límite norte de la Cuenca de Oriental, una cuenca 
endorreica, ubicada al E de la Ciudad de México, entre los estados de Puebla, Tlaxcala y Veracruz. En 
épocas precolombinas, la Cuenca de Oriental fue un importante centro poblacional, debido a diversos 
factores entre los que destacan su ubicación (ya que se encuentra a medio camino entre la costa de 
Veracruz y la Ciudad de México), sus recursos minerales (en ella hay yacimientos de obsidiana y 
pedernal) y en la actualidad, sus recursos energéticos (Reyes, 1979). 
Actualmente, la Caldera de Los Humeros alberga una planta de energía geotérmica fundada en 1991. 
En poco más de 25 km2, se han perforado alrededor de 43 pozos geotérmicos de los cuales, 23 están 
en operación. La energía que se produce en esta planta, con una capacidad instalada de 75 Mw, se 
utiliza para satisfacer las necesidades de suministro anual de 120,000 habitantes, distribuidos en la 
zona de Libres, Zacapoaxtla y Teziutlán, en Puebla, y en Altzayanca, en Tlaxcala (Centro Mexicano 
de Emisión de Energía Geotérmica, 2018). 
Diversos estudios en torno a la Caldera de los Humeros (CLH) indican que ha tenido tres ciclos 
importantes de actividad (Ferriz y Mahood, 1984; Campos-Enríquez y Garduño-Monroy, 1987; 
Campos-Enríquez y Arredondo-Fragoso, 1992). Estos estudios reportan la presencia de un campo de 
flujos de lava basálticos, andesíticos y riolíticos al sur de la CLH. Carrasco-Núñez et al. (2018), 
reportan que los flujos de lava más recientes en este sector datan de hace 2.8 ±0.03 ka (kilo annum, 
miles de años) por el método de 14C (Carrasco-Núñez, et al., 2017), es decir, son considerablemente 
jóvenes; sin embargo, no existen datos completos sobre los parámetros eruptivos de estos flujos (como 
tiempo de efusión, volumen, etcétera). 
Esta investigación pretende establecer una relación entre las características geomorfológicas, 
texturales, petrográficas y volumétricas del campo de flujos de lava Tepeyahualco, al suroeste de la 
CLH y proponer su secuencia eruptiva. Para esto, fue necesario realizar una caracterización 
geomorfológica detallada de los flujos unitarios y determinar sus parámetros físicos para 
posteriormente, elaborar una reconstrucción detallada de la secuencia eruptiva. 
5
 
 
1.2 Hipótesis 
El campo de flujos de lava Tepeyahualco se emplazó en distintos episodios de actividad efusiva, 
durante los cuales, experimentó cambios morfológicos, petrográficos y texturales. 
1.3 Objetivos 
1.3.a Objetivo general 
Reconstruir la secuencia de emplazamiento del flujo Tepeyahualco del suroeste de la Caldera de los 
Humeros, a partir de sus características morfológicas y físicas. 
1.3.b Objetivos particulares 
● Delimitar las unidades de flujo pertenecientes al episodio Tepeyahualco. 
● Identificar y proponer los focos emisores de los flujos de lava Tepeyahualco. 
● Clasificar y caracterizar las morfologías y texturas superficiales de los flujos de lava 
Tepeyahualco. 
● Determinar las características físicas (emisión y viscosidad) de los flujos de lava Tepeyahualco, 
por medio de sus evidencias morfológicas y petrográficas. 
1.4 Marco Teórico-Conceptual 
1.4.a Enfoques en Geomorfología 
Desde sus inicios, la Geomorfología ha sido una disciplina científica que se ha interesado en el estudio 
de la evolución del relieve. Inicialmente y durante un largo tiempo, los estudios geomorfológicos 
fueron y siguen siendo mayormente descriptivos, como lo muestran los trabajos de Lugo y Córdova 
(1992), Palacios (1996), Figueroa (2016), entre otros. Las discrepancias teóricas más importantes entre 
los distintos enfoques en Geomorfología se han dado en torno a la evolución del relieve ya que algunos 
autores sostienen que es unicausal y unidireccional mientras otros que es multicausal y 
multidireccional (Phillips, 2011). 
Hasta mediados del siglo XX, los estudios geomorfológicos se basaban en el ciclo geográfico de Davis 
(1889), que proponía un envejecimiento lineal del relieve en el tiempo. Sin embargo, después de la 
Segunda Guerra Mundial, diversos autores comenzaron a retomar el enfoque del equilibrio y del 
6
 
 
equilibrio dinámico de Gilbert (1877) que plantea que la erosión ocurre de manera más eficiente en las 
rocas suaves, por lo que las rocas duras permanecen. Esta diferenciación tiende al equilibrio, conocido 
como igualdad de acción, cuando la proporción de la actividad erosiva es equivalente a su relación con 
la resistencia (dada por el carácter de la roca). 
El día de hoy, puede parecernos hasta cierto punto elemental, pero el postulado de Gilbert fue un 
parteaguas, pues propone una interdependencia de acciones iguales entre las variables que modifican 
el relieve y sus componentes. Por supuesto, no desvincula los agentes externos y su magnitud 
diferencial de acuerdo con su posición en el globo terrestre, más bien los considera una constante 
dentro del sistema de variables. El concepto propuesto por Gilbert apela al balance de fuerzas que se 
muestran dinámicas; su conceptualización comprende otros aspectos: 1) Describe el comportamiento 
interno de un sistema; 2) Pone de manifiesto la dependencia en la escala; 3) Se enfoca en la 
transferencia de masa; 4) Termina en lapsos discretos que se reflejan a manera de cambios en la forma 
del relieve, como resultado de una dinámica energética constante y ligada entre sí (Thorn y Welford, 
1994). 
Este enfoque geomorfológico fue “revivido” por Hack (1960), quien mezcló conceptos estrictamente 
geomorfológicos con nociones termodinámicas. Él planteó que bajo el enfoque del equilibrio dinámico 
es necesario entender que el paisaje y los procesos que lo constituyen, son parte de un sistema abierto 
que se encuentra en equilibrio. Por lo tanto, las formas de relieve pueden explicarse por medio del 
estudio de las relaciones entre los fenómenos que interactúan en dicho sistema. 
 Hack propone que el concepto de equilibrio dinámico explica el cambio de las formas de relieve, 
independientemente del tiempo, al igual que de las rocas y los procesos geomorfológicos (Ritter et al., 
2011). Uno de los aspectos relevantes de este postulado es que, a partir de entonces, la Geomorfología 
comenzó a adquirir un carácter más cuantitativo y menos lineal. A la par de estas premisas 
metodológicas, el enfoque sistémico cobró mayor importancia entrelos científicos de las ciencias 
naturales, incluidos los geomorfólogos, quienes empezaron a concebir el paisaje como un sistema 
abierto (Chorley, 1962). 
Actualmente y de acuerdo con Ritter et al. (2011), la Geomorfología se enfoca en los procesos que 
modifican física o químicamente los materiales y las formas de la superficie terrestre. El relieve y los 
procesos de los que resulta, son parte de un sistema abierto, llamado sistema geomórfico, en el que 
hay una continua pérdida y ganancia de masa y energía. 
7
 
 
Basado en lo anterior, Huggett (2007) postula que la configuración del relieve terrestre es resultado de 
la interacción de los procesos que ocurren tanto en el interior de la Tierra como en su superficie e 
incluso, en su exterior. El sistema geomórfico es, entonces, resultado de la interacción de los ciclos 
hidrológico y de las rocas, de la tectónica, de la erosión y del clima. 
Ritter et al. (2011), plantean que en este sistema interactúan tres fuerzas: clima, gravedad y calor 
interno. Las dos primeras son responsables de los procesos exógenos, mientras que la transferencia y 
distribución de energía calorífica generada en el interior de la Tierra tiene un papel fundamental en la 
configuración topográfica del planeta, pues ocasiona tanto el levantamiento y la deformación de la 
corteza, como el volcanismo. 
La dinámica de un sistema geomórfico depende de la cantidad de masa y energía que entre y salga de 
éste; de ahí la importancia del volcanismo, proceso que aporta una gran cantidad de masa y energía al 
sistema. Por otro lado, Thouret (1999) alude a la importancia de entender el volcanismo como un 
proceso geomórfico, ya que genera formas de relieve a través de procesos tanto constructivos como 
destructivos. 
1.4.b Volcanismo 
En un lapso corto, las erupciones volcánicas son consideradas eventos infrecuentes, de magnitud y 
extensión variables, de corta duración, de ocurrencia súbita y espaciamiento temporal aleatorio 
(Phillips, 2009); sin embargo, esto depende de las escalas temporal y espacial de análisis. En zonas 
cercanas a volcanes activos, las erupciones pueden ser tan frecuentes que representen el estado de 
equilibrio en ese sistema geomórfico en particular, de igual manera que a una escala temporal 
geológica, el comportamiento de un sistema volcánico puede ser catalogado como cíclico. 
Existen muchos estilos eruptivos cuyas características varían en función del tipo de volcanismo que 
los genera, por lo que ocasionan distintos cambios en el relieve. De acuerdo con Nakamura (1977), el 
volcanismo se puede clasificar, a partir de su manifestación, en dos grandes grupos: el volcanismo 
monogenético, que es aquel que ocurre durante un único periodo eruptivo, durante un tiempo breve y 
a través de un único foco emisor y el volcanismo poligenético, donde “erupcionan [sic] repetida o 
periódicamente por el mismo vent o vents [boca eruptiva] generalmente durante un tiempo de vida 
mayor a 105 años” (Nakamura, 1977:2). 
8
 
 
Németh y Kereszturi (2015) proponen que los volcanes monogenéticos pueden ser identificados como 
tales si su volumen eruptivo (y el de su edificio) es pequeño; si su historia eruptiva es corta y sus 
conductos son relativamente simples. Además, postulan que existen volcanes transicionales que son 
difíciles de clasificar como mono o poligenéticos. 
Los diferentes estilos eruptivos generan variadas formas de relieve, debido a la composición del 
magma, el contenido de gases, la tasa de emisión, la interacción con agua externa y el sistema de 
diques. De estos factores, la presencia de gases en el magma es la que más condiciona forma en la cual 
los productos volcánicos serán emitidos (Simkin y Siebert, 2000). Aun así, el resto de los factores, 
particularmente la interacción del magma con agua externa, que puede generar erupciones 
freatomagmáticas (Morrissey et al., 2000), también tienen un papel importante en la consolidación de 
los estilos eruptivos. De manera general, las erupciones volcánicas se clasifican en erupciones 
explosivas y en erupciones efusivas. 
Una forma de clasificar las erupciones volcánicas (Tabla 1) considera su Índice de Explosividad 
Volcánica (VEI, por sus siglas en inglés). Este índice fue desarrollado por Newhall y Self, en 1982 
para calcular la frecuencia de las erupciones con los distintos niveles de explosividad. El VEI 
“correlaciona el volumen de las eyecciones volcánicas con otros criterios físicos observados, como la 
altura de la columna eruptiva y la duración de la erupción” (Lockwood y Hazlett, 2010:123). El índice 
va de 0 a 8, en donde 0 equivale a erupciones no explosivas de tipo Hawaiano y 8 a erupciones 
ultraplinianas. 
Tabla 1. Índice de explosividad volcánica. 
 
Tomado de Lockwood y Hazlett (2010). 
Las erupciones de tipo explosivas producen piroclastos que son transportados tanto verticalmente, 
“material fragmentado -piroclastos- que es transportado hacia arriba en columnas convectivas o 
transportado lateralmente en flujos piroclásticos” (Cashman et al., 2000:421) debido, generalmente, a 
la expansión de volátiles en el magma. El volátil más importante en las erupciones es el agua, cuyo 
9
 
 
volumen aumenta cerca de 1600 veces al pasar a estado gaseoso (Lockwood y Hazlett, 2010) y 
constituyen la actividad volcánica más destructiva. 
Existen diversas formas de clasificar las erupciones explosivas, basadas en su estilo eruptivo, el 
volumen, la composición de los productos y la energética (Lockwood y Hazlett, 2010). Entre estas 
clasificaciones, destaca la de Walker, quien agregó el rigor cuantitativo al sistema previo de 
clasificación y clasifica las erupciones explosivas por medio de la medición del área de dispersión y 
grado de fragmentación de los depósitos piroclásticos (Walker, 1973). Para utilizar esta clasificación 
se necesita la medición de la dispersión (D) de los depósitos de caída de pómez o ceniza, a partir del 
área contenida por la isopaca de 0.01 m Tmax (en donde, Tmax es el espesor máximo del depósito). El 
área de esta isopaca va desde menos de 10 hasta 1000 km2 y se necesita el valor de fragmentación (F), 
que refiere al porcentaje de material <1 mm que hay en el depósito y varía entre < 20 hasta > 80 (Fig. 
1). 
 
Figura 1. Diagrama de clasificación para las erupciones explosivas propuesto por Walker (1973). F = porcentaje de 
material fino (-1 mm) emitido y depositado en caída libre, colectado en la isopaca de 0.01 de Tmax, sobre el eje de 
dispersión; D= área que ocupa la isopaca de 0.01 Tmax. Traducido de Lockwood y Hazlett, (2010). 
Por otro lado, el volcanismo efusivo consiste en la emisión de magma desgasificado a través de un 
foco emisor (Peterson y Tilling, 2000). Las erupciones efusivas suelen ser más lentas y menos 
catastróficas que las explosivas. Sin embargo, de acuerdo con su magnitud, pueden afectar al paisaje 
a escala local de manera importante. 
10
 
 
Las distintas formas de relieve producto del volcanismo se clasifican, a su vez, de acuerdo con la 
erupción que las formó y la cantidad de eventos eruptivos en las que se forman. Así, una forma de 
relieve puede considerarse monogenética o poligenética y efusiva o explosiva, a pesar de que en todas 
las erupciones volcánicas hay un componente explosivo (Walker, 1973). 
Adicionalmente, las formas de relieve se clasifican con base en su tamaño, su geometría y su pendiente. 
A continuación, se describen las principales formas de relieve asociadas al volcanismo tanto 
monogenético como poligenético, con énfasis en su tipo de erupción. Los volcanes monogenéticos se 
caracterizan porque se forman en erupciones breves. Entre este tipo de volcanes, se encuentran aquellos 
asociados con erupciones explosivas en las que el magma interactúa con agua superficial o subterránea, 
conocidas como erupciones freatomagmáticas (Németh y Martin, 2007). 
Los conos de escoria, los maares o anillos y conos de toba,son los típicos volcanes monogenéticos 
(Vespermann y Schmincke, 2000), aunque existe una controversia respecto a su naturaleza 
monogenética debido a que recientemente, se ha observado un posible rejuvenecimiento de la actividad 
volcánica en regiones freatomagmáticas (Németh y Martin, 2007). Mientras que los conos de escoria 
se forman típicamente en erupciones estrombolianas o hawaianas (Vespermann y Schmincke, 2000), 
los anillos y los conos de toba se generan a partir de erupciones freatomagmáticas, en ambientes con 
una importante disponibilidad de agua (Nemeth y Martin, 2007). 
Mientras los conos de escoria y los volcanes freatomagmáticos son volcanes monogenéticos asociados 
con erupciones explosivas, existen otros productos volcánicos monogenéticos asociados a la actividad 
efusiva. Entre estos, destacan los flujos de lava, los domos de lava y los escudos de lava (Fig. 2). 
Debido a que los primeros son el objeto de estudio de esta investigación, se tratarán en un apartado 
más adelante. 
Por otro lado, los domos de lava son acumulaciones de lava sumamente viscosa, que tienden a 
emplazarse sobre su foco emisor (Nemeth y Martin, 2007). El diámetro de un domo puede ir de algunas 
decenas de metros a varios kilómetros y su altura varía entre decenas metros y más de un kilómetro 
(Fink y Anderson, 2000). Los domos de lava son comúnmente divididos en domos endógenos, cuando 
se forman por inflación de un domo que simula a un intrusivo y en domos exógenos, cuando se forman 
por extrusión de lava en la parte externa de un domo anterior (Nemeth y Martin, 2007). Durante la 
construcción de un domo puede presentar ambos comportamientos (Anderson y Fink, 1990). 
11
 
 
 
Figura 2. Algunas estructuras monogenéticas. Traducido de Moriya (1994). 
Los escudos de lava de tipo monogenético son formados por erupciones efusivas de volumen 
considerable. Los volcanes escudo que se han estudiado en México, principalmente en el Campo 
Monogenético Michoacán-Guanajuato, son conocidos como volcanes tipo Escudo Mexicano (Chevrel 
et al., 2015). Estos volcanes, que en su mayoría son monogenéticos, están formados por acumulaciones 
de lavas andesíticas tipo Aa o en bloque, con una pendiente <10° y tienen un cono de escoria o un 
domo en la parte superior (Siebe et al., 2014). Algunos ejemplos de volcanes monogenéticos tipo 
Escudo Mexicano son el Metate, en el Campo Monogenético Michoacán-Guanajuato; La Laja, en 
Jalisco (Chevrel, et al., 2015) y el Volcán- Pelado (Lorenzo, 2016), ambos en el Campo Volcánico 
Sierra Chichinautzin y el Cerro El Brujo en Cuenca de Oriental (Siebe et al., 1997). 
Los volcanes poligenéticos, por su parte, constituyen un amplio espectro de morfologías y no están 
constreñidos a un estilo eruptivo específico (Nemeth y Martin, 2007: 133). Si bien hay volcanes escudo 
de tipo monogenético, algunos proponen que también los hay poligenéticos (Fig. 3). Tal es el caso de 
los grandes escudos de lava de composición basáltica, asociados con plumas de manto, como en el 
caso de los volcanes hawaianos, que pueden estar activos durante miles de años (Nemeth y Martin, 
2007). En Islandia, los escudos suelen ser también de composición basáltica y al igual que los 
anteriores, deben su forma a la acumulación de lava y en menor medida, piroclastos, lo que les permite 
tener pendientes casi rectas o ligeramente convexas hacia la parte cumbral (Hasenaka, 1994). 
12
 
 
 
Figura 3. Morfologías volcánicas en relación con su forma y pendiente. El diagrama sirve para comparar las diferencias 
entre la mayoría de los productos volcánicos hasta ahora descritos. Modificado de Davidson y De Silva (2000). 
Otros tipos de volcanes poligenéticos están conformados por los volcanes de cono simple y los 
volcanes compuestos. Cabe destacar que aunque en inglés existe una diferenciación entre composite 
volcanoes y compound volcanoes (Davidson y De Silva, 2000), en español ambos términos tienen la 
misma traducción; mientras que el término compound volcano, se refiere a “un macizo volcánico 
formado por productos coalescentes, emitidos a través de múltiples y cercanos focos emisores” 
(Davidson y De Silva, 2000: 663) y hace alusión a los conos compuestos, el término composite volcano 
se refiere a un “edificio volcánico relativamente grande y de “vida larga”, que comprende lava y 
productos volcanoclásticos emitidos por uno o más focos emisores, y sus equivalentes reciclados” 
(Davidson y De Silva, 2000: 663) y por ende, incluye tanto a los conos simples como a los compuestos. 
Estos volcanes presentan distintos periodos de actividad, tanto explosiva como efusiva a lo largo de 
un amplio periodo de tiempo; ocurren normalmente en zonas de subducción, aunque también pueden 
resultar de volcanismo intraplaca (Nemeth y Martin, 2007). La construcción de estos volcanes depende 
de la composición del magma (típicamente rico en SiO2) y del estilo eruptivo (que va del tipo 
estromboliano hasta el pliniano, véase Fig. 1) se trata de volcanes muy complejos ya que incluso en el 
caso de los conos simples, la morfología es el resultado de la interacción de procesos constructivos y 
destructivos (Davidson y De Silva, 2000). 
13
 
 
1.4.c Calderas 
Dentro de todos los tipos de volcanes mayores, destacan las calderas. Éstas “son grandes depresiones 
volcánicas, más o menos circulares. [que…] se originan por el colapso del techo sobre una cámara 
magmática superficial subyacente” (Lipman, 2000: 643). Dicho colapso ocurre durante o 
inmediatamente después de la actividad eruptiva (Cole et al., 2005). De acuerdo con Cole et al. (2005: 
3), a diferencia de las calderas, los complejos caldéricos son “calderas de distintas edades, anidadas o 
encimadas, espacial y estructuralmente asociadas”. En este sentido, la Caldera de los Humeros podría 
ser considerada un complejo caldérico, ya que dentro de ella se encuentran anidadas las calderas Los 
Potreros y el Xalapasco (Campos-Enríquez y Arredondo-Fragoso, 1992). 
Generalmente, las calderas presentan erupciones explosivas, que alcanzan un VEI de hasta 8 (Tabla 1) 
y que generan depósitos ignimbríticos extensos, que son flujos piroclásticos de alta densidad (ash-flow 
tuff) producto del colapso de las columnas eruptivas que se generan en el anillo caldérico (Lipman, 
2000). Aun así, la actividad eruptiva de las calderas puede presentar diversas composiciones y no existe 
una relación directa entre la composición de las erupciones y el tipo de caldera. A pesar de esto, 
identificar los distintos tipos puede resultar útil para indicar variaciones. (Cole et al., 2005: 7). 
Otras calderas, llamadas peralcalinas, están asociadas a zonas de rifting (adelgazamiento cortical 
producto de esfuerzos distensivos) y se forman por erupciones piroclásticas de poco volumen, por lo 
que su tamaño es moderado (de hasta 12 km de diámetro). Por otro lado, las calderas andesíticas-
dacíticas son comúnmente generadas por la destrucción o colapso de volcanes con morfología de cono 
simple o compuesto. Igualmente, existen calderas basálticas, cuya actividad puede ser 
predominantemente efusiva o explosiva; las primeras están asociadas a volcanes escudo o a calderas 
resultado de tumescencia o de reducción magmática en plumas de manto, como el caso de Hawái o las 
Galápagos, mientras que las segundas se generan tras la extrusión de ignimbritas basálticas, como en 
el caso del volcán Masaya (Cole et al., 2005). 
De acuerdo con Cole et al. (2005), las calderas riolíticas suelen emplazarse en zonas intercontinentales 
o en márgenes ligeramente extensivos, asociadas con límites convergentes o con rifting de la corteza 
continental y sus erupciones producen los depósitos piroclásticos de mayor volumen y generan 
depresiones de gran tamaño. La Caldera Los Humeros es un ejemplo de caldera riolítica debido a que 
la mayor parte de sus productos tienen dicha composición. (Ferriz, 1985a; Campos-Enríquez y 
Arredondo-Fragoso,1992; Carrasco-Núñez et al., 2018). 
14
 
 
Aunque las calderas pueden variar en tamaño e incluso en forma, comparten ciertos elementos 
estructurales y morfológicos (Lipman, 2000). Estos son el “borde o anillo caldérico, la pared interna, 
el collar de colapso, fallas delimitadoras (si están presentes), fondo caldérico, los depósitos 
intracaldéricos (principalmente ignimbrita y escombros de deslizamientos de la pared interna) y la 
cámara magmática o plutón solidificado subyacente” (Lipman, 1997: 199). Pese a que estos elementos 
han sido descritos en calderas riolíticas principalmente, también suelen presentarse en calderas de otras 
composiciones (Cole et al., 2005). 
Las calderas pueden ser clasificadas en cuatro rubros (Fig. 4), de acuerdo con el tipo de colapso que 
las formó (Lipman, 1997; Cole et al., 2005): 
 
Figura 4. Clasificación de calderas con base en su tipo de colapso. Traducido de Cole et al (2005). 
● Colapso tipo pistón. En este tipo de colapso, el techo de la cámara magmática subside a lo largo 
de una falla anular cuando ésta se vacía. 
● Colapso tipo trampa. Éste ocurre cuando el colapso ocurre únicamente hacia un sector de la 
cámara magmática, debido a que la falla anular no se forma completamente. También se pueden 
generar colapsos asimétricos incluso cuando las fallas anulares sí están completas. 
● Disrupción gradual. Se genera debido al fracturamiento gradual del basamento durante la 
erupción. Esto ocasiona que se generen colapsos anidados y que la subsidencia incremente con 
la ocurrencia de eventos eruptivos sucesivos (Lipman, 1997). 
● Subsidencia tipo downsag. Ocurre cuando no se forman fallas anulares o cuando estas no 
cortan la superficie. Esto ocasiona que las rocas se deformen sin fracturarse y que, en vez de 
que haya paredes internas, la caldera tenga una pendiente suave hacia el centro de colapso 
(Walker, 1984 en Cole et al., 2005). 
 
15
 
 
Las calderas tipo embudo, por otro lado, tienen una geometría en forma de V. De acuerdo con Lipman 
(1997), este tipo de calderas puede originarse debido a diversos procesos y tipos de colapso y no debe 
ser considerado en la clasificación general. 
Al tratarse de estructuras multiaberturas y debido a las características antes mencionadas, las calderas 
son sumamente complejas y existe una gran diversidad de productos volcánicos asociados a ellas, cuya 
naturaleza no es explosiva; tal es el caso de los domos en la periferia de la Caldera de Atitlán, en 
Guatemala y la Primavera en México (Newhall et al., 1987 y Mahood, 1979) y de los flujos de lava 
del sector sur de la Caldera Los Humeros, entre otros muchos ejemplos. 
1.4.d Flujos de lava: parámetros físicos y químicos 
Existen varios productos volcánicos asociados con la actividad efusiva, aunque los más importantes 
son los flujos de lava, entendidos como unidades de lava dinámicamente continuas. Se distinguen de 
los domos de lava porque su longitud es mayor (Kilburn, 2000) y se forman debido a la erupción de 
roca fundida o parcialmente derretida en la superficie de la Tierra o de otros planetas. Es importante 
mencionar que los flujos de lava no son totalmente líquidos sino, más bien están constituidos por una 
mezcla de líquido (por lo general silicatado), cristales y gases, cuyas proporciones varían conforme el 
flujo evoluciona (Griffiths, 2000). Esto hace que reológicamente1, los flujos de lava se comporten más 
como fluidos tipo Bingham que como fluidos newtonianos (Kilburn y Lopes, 1991; Griffiths, 2000; 
Chevrel, 2013). La lava con comportamiento newtoniano requiere que su corteza se solidifique para 
detenerse. Al contrario, la lava con comportamiento tipo Bingham se detiene cuando el yield stress 
supera el esfuerzo de cizalla impuesto, tenga o no una corteza sólida (Kilburn y Lopes, 1991). 
La lava comienza a cristalizar cuando el sistema magmático disminuye las condiciones de temperatura. 
Comúnmente esto ocurre en el momento de la erupción y continúa con su solidificación a lo largo de 
la efusión. La corteza de la lava se forma rápidamente, debido al choque térmico que el fluido 
experimenta al entrar en contacto con la atmósfera. Esta nueva corteza es empujada hacia el frente del 
flujo por el movimiento del resto de la unidad. Si el empuje es suficientemente grande para fragmentar 
la corteza superior del flujo, la lava fluye por medio de canales; si, por el contrario, el empuje no es 
suficiente, la lava avanza a través de tubos (Kilburn, 2000). 
 
1 Reología: Estudio de la deformación y movimiento de un fluido. 
16
 
 
Esto mismo ocurre en el frente del flujo -que es la parte más lenta de la unidad- en donde el movimiento 
de la lava varía en función de la relación formación-destrucción de corteza. El avance del flujo puede 
estar controlado por las propiedades del interior del frente y avanzar como una única unidad si la 
ruptura domina. Asimismo, si la formación de corteza es dominante, el avance del frente se da por 
medio de la formación de lenguas de lava en puntos determinados de su corteza (Kilburn, 2000). 
De acuerdo con Griffiths (2000) y Stix (2000), el desarrollo de un flujo de lava depende de sus 
propiedades físicas, de la tasa de efusión en la fuente (de la cual depende en gran medida la longitud 
potencial del flujo), de las características del ambiente al cual es expuesto y de la topografía por la cual 
avanza (Tabla 2). 
Tabla 2. Propiedades físicas y químicas de los flujos de lava, en relación con su morfología. 
 
Elaboración propia con base en Kilburn (2000) y datos del United States Geological Survey (2017). 
 
Como menciona Kilburn (2000), la mayor parte de los flujos de lava “terrestres” tiene una composición 
silícica, por lo que su clasificación depende en gran medida de su contenido de dióxido silícico (SiO2). 
Las lavas ultramáficas y máficas presentan muy bajo contenido de sílice y mucho hierro y magnesio, 
mientras que las lavas félsicas tienen un gran contenido de sílice y menos hierro y magnesio que las 
máficas (Lockwood y Hazlett, 2010). Existen minerales asociados a cada tipo de magma; esto depende 
de la temperatura a la que se forman dichos minerales y de qué tan estables son en superficie. Cabe 
destacar que ésta, es una relación inversa y que, mientras mayor sea la temperatura de formación de 
los minerales, menor será su estabilidad en superficie (Fig. 5). 
17
 
 
 
Figura 5. Series de reacción de Bowen (Tarbuck y Lutgens, 2013). 
Por lo anterior, los magmas pueden clasificarse en magmas basálticos, magmas andesíticos, magmas 
ricos en sílice y magmas carbonatados (Lockwood y Hazlett, 2010). La composición de los magmas 
evoluciona a través del tiempo y dentro de las cámaras magmáticas, debido a distintos procesos, como 
la cristalización fraccionada, la asimilación de la roca encajonante y la mezcla con otros magmas 
(Spera, 2000). 
Los magmas basálticos son los más comunes, especialmente en la corteza oceánica, y se forman por 
la descompresión adiabática del manto superior (Grove, 2000). Típicamente, contienen minerales de 
olivino, piroxeno y plagioclasa cálcica que, como se puede observar en la Figura 5, son minerales que 
se forman a altas temperaturas. Las lavas basálticas se encuentran comúnmente en el piso oceánico, en 
islas o en zonas de ascenso del manto superior (Lockwood y Hazlett, 2010). 
Los magmas andesíticos suelen formarse en límites convergentes, en donde la fusión del manto se 
debe a la subducción. Aunque en la actualidad existen varios modelos que explican la génesis de estos 
magmas, no hay una total certeza sobre el origen del magma andesítico, pero se piensa que tiene una 
conexión genética con el magma basáltico, ya que ambos suelen salir a superficie en sitios cercanos. 
Es probable que este tipo de magma se forme debido a la asimilación de corteza inferior en magmas 
basálticos (Lockwood y Hazlett, 2010) y aprocesos de cristalización fraccionada (Grove, 2000). 
De manera similar, los magmas dacíticos se generan debido a la mezcla de magma rico en sílice (Fig. 
6) con magma básico o por cristalización fraccionada. Por otro lado, a pesar de que el contenido de 
volátiles en las dacitas no es muy elevado, es suficiente para reducir la temperatura del magma. Estos 
volátiles escapan conforme el magma asciende a la superficie, lo cual ocasiona que éste sea más 
18
 
 
viscoso y se formen nuevas especies minerales. También permite que, en las dacitas, se puedan 
presentar tanto fenocristales de enfriamiento lento, formados en ambientes profundos, como 
microfenocristales formados cerca de la superficie, en forma de aguja y microlitos2 (Lockwood y 
Hazlett, 2010). 
 
Figura 6. Diagrama de clasificación química para las rocas volcánicas de acuerdo con su proporción total de alcalinos 
contra sílice (TAS) adoptado por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas. Tomado de Lockwood y Hazlett (2010). 
Al contrario de los magmas basálticos, los magmas ricos en sílice presentan condiciones de 
temperatura de fusión más bajas, por lo que son mucho más viscosos y suelen tener un mayor contenido 
de volátiles. En general, las erupciones de lava riolítica están acompañadas de episodios explosivos de 
mayor magnitud (Lockwood y Hazlett, 2010). 
Aunque los magmas con cierta proporción de SiO2 son los más comunes, también existen magmas 
cuya composición es carbonatada. Estos tienen una temperatura mucho menor, alrededor de los 550°C 
y son poco viscosos (Tabla 2). La erupción de este tipo de magma sólo se ha documentado en 50 sitios 
en el planeta y genera una roca llamada carbonatita. Los flujos de lava de carbonatita suelen ser 
veloces, de poco volumen y en general, tienen un espesor de centímetros (Lockwood y Hazlett, 2010). 
La composición química de la lava influye en la viscosidad de los flujos. Ésta se incrementa de manera 
proporcional respecto al porcentaje de SiO2 y de forma inversa a la temperatura de la lava durante su 
emisión. Al solidificarse, la lava se transforma en rocas de matriz vítrea o microcristalina, cuyo 
porcentaje de minerales visibles es bajo y su contenido de vesículas es importante. La clasificación 
 
2 Microlitos= Minerales con tamaños > 0.03 mm, que comúnmente se forman durante el ascenso del magma 
que acompaña a la extrusión. 
19
 
 
más utilizada para estas rocas está basada en la proporción de los elementos alcalinos de sodio y potasio 
vs sílice (Lockwood y Hazlett, 2010) (Fig. 6). 
1.4.e Flujos de lava: Morfología 
Los flujos de lava adoptan distintas morfologías, en función de sus parámetros físicos y de su 
composición. La morfología de los flujos de lava depende de su tasa de emisión, de la velocidad de 
avance, su viscosidad, densidad y de la fuerza que impulsa (Chevrel et al., 2013). De manera típica, 
los flujos de lava se dividen en tres tipos morfológicos o texturas: Pahoehoe, Aa y en bloque (Kilburn, 
2000; Harris et al., 2017). Esta clasificación morfológica se formalizó en 1953 con la publicación de 
“Pahoehoe, Aa and block lava” de Gordon Macdonald en el American Journal of Science y desde 
entonces, ha sido adoptada por prácticamente toda la comunidad científica (Harris et al., 2017). 
Aun así, una clasificación más reciente, propuesta por et al., (2017), busca lograr una descripción más 
detallada de su morfología. Ésta se basa en el tipo de lava, en el contenido de vesículas, morfología 
superficial del flujo, forma del campo de flujo, tipo de brecha y en el tipo y tamaño de clastos (Fig. 7). 
Esta nueva clasificación divide los tipos de lava en coherente, clástica y auto-brecha, dentro de las que 
entran la lava pahoehoe, lava en bloques y Aa, respectivamente e incluye a las lavas silíceas, que 
normalmente adoptan morfologías dómicas. 
 
Figura 7. Tipología más reciente de flujos de lava. Traducido de Harris et al., 2017. 
20
 
 
Los flujos de lava basálticos son de menor viscosidad, por lo tanto, su tasa de emisión es mayor, de 
hasta 1000 m3s-1 (Tabla 2). Respecto a la velocidad, depende en primera instancia de la temperatura 
del flujo, la tasa de emisión y la pérdida de calor relacionada con la longitud alcanzada (Harris y 
Rowland, 2009). Los flujos de composición basáltica son relativamente lentos y avanzan típicamente 
a una velocidad menor a 1 km/h, pero si la pendiente por la cual fluyen es considerable, pueden 
alcanzar una velocidad de hasta 10 km/h (USGS, 2017). La lentitud con la cual avanzan los flujos de 
lava basálticos permite la formación de cordones a distintas escalas, ya sea de forma superficial o a lo 
largo de todo el flujo. La morfología adquirida por dichos flujos se conoce como pahoehoe, término 
hawaiano que significa “tipo de lava suave, no rota”; otra connotación de este término hawaiano es 
“Satín” (Harris et al., 2017). 
Comúnmente, los flujos pahoehoe presentan una corteza homogénea y su avance depende de la 
formación de pequeñas lenguas que la deforman y permiten que el flujo avance. Tal y como lo ha 
establecido Kilburn (2000), estas lenguas pueden alcanzar hasta 100 m de longitud; los frentes y las 
márgenes de los flujos pahoehoe avanzan por la formación de lóbulos incipientes que son levantados 
por la inyección de lava más fresca. 
Los flujos de lava basálticos o basalto-andesíticos, también pueden fluir a velocidades mayores 
alcanzando hasta 30 km/h (Tabla 2). Cuando esto ocurre, su corteza no puede mantenerse de forma 
continua y la lava se concentra en canales abiertos (Fig. 8); sin embargo, después de algunas semanas, 
los flujos pueden alcanzar cierta estabilidad que permite la formación de túneles de lava (Kilburn, 
2000). 
21
 
 
 
Figura 8. Esquema de estructuras típicas en un flujo (Lockwood y Hazlett, 2010). A continuación se traducen 
los términos dentro del dibujo: 1) Bola de acreción o bloque de acreción; 2) Lago de lava; 3) Campo de lava 
laminar; 4) Terraza de lava levantada; 5) Flujos lobulares; 6) Textura o estructura a manera de cordones; 7) 
Agujeros de colapso por inflación; ) Tumulus o tumulis (caparazón levantado en un campo de lava); 9) Moldes 
de árboles; 10) Relicto de árboles de lava; 11) Skylights o techos colapsados; 12) Canal del flujo con levées 
(crestas laterales de flujo); 13) Muralla de spatter o fisura de aglutinado. Tomado de Lockwood y Hazlett 
(2010). 
Cuando la temperatura y velocidad del flujo impiden la formación de cordones y su corteza se quiebra 
en fragmentos sumamente angulosos, la lava adopta una morfología conocida como Aa. Generalmente, 
los flujos Aa inician como láminas fluidas que tienen que fragmentarse para seguir avanzando y forman 
una masa sólida que se mueve mediante una combinación de fracturamiento y de flujo (Fig. 9). Las 
lavas Aa avanzan como unidades continuas y su grosor incrementa hasta 10 veces a lo largo de su 
camino, alcanzan incluso los 20 m y llegan a tener un volumen de 1-100 millones de metros cúbicos 
en cuestión de días (Kilburn, 2000). 
 
Figura 9. Avance de los flujos Aa. Estos flujos integran su propia corteza al moverse, esto puede observarse con el 
cambio de posición de los bloques negros (Lockwood y Hazlett, 2010). 
 
22
 
 
Cuando la tasa de emisión de la lava es menor y la velocidad de avance es mayor a la de los flujos 
pahoehoe, sin rebasar la velocidad de los de tipo Aa (Tabla 2 y Fig. 10), los flujos tienden a romperse 
en fragmentos más grandes y menos angulosos que los Aa, adoptando una morfología que se conocen 
como en bloque. Los frentes de estos flujos producen escombros desde etapas tempranas de 
emplazamiento y al igual que los frentes de los Aa, superan hasta por 10 veces su grosor inicia. Debido 
a su velocidad de avance y a su tasa de emisión, requieren más tiempo para alcanzar el mismo volumen 
(Kilburn, 2000). 
 
Figura 10. Partes que componen típicamente a los flujos