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Flujos de escombros en Ixtacamaxtitlán, Sierra Norte de Puebla, México
RMCG | v. 37 | núm. 2 | www.rmcg.unam.mx | DOI: http://dx.doi.org/10.22201/cgeo.20072902e.2020.2.1556
Pablo-Pablo, M.A., Franco-Ramos, O., Alcántara-Ayala, I., 2020, Análisis de flujos de escombros desde un enfoque dendrocronológico en Ixtacamaxtitlán, Sierra
Norte de Puebla, México: Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, v. 37, núm. 2, p. 109-120.
RESUMEN
Los procesos de remoción en masa son una de las amenazas geo-
morfológicas más importantes en México, debido a sus potenciales
consecuencias como el desastre ocurrido en octubre de 1999 en las
montañas de la Sierra Norte de Puebla, donde cientos de procesos de
remoción ocasionaron graves daños a la población. El propósito de
este estudio fue la reconstrucción de flujos de escombros en dos valles
localizados en el Cerro Tenextepecuaco, dentro de la Sierra Norte de
Puebla, con base en métodos geomorfológicos y dendrocronológicos.
Se estudiaron 37 árboles de Juniperus deppeana, para elaborar una
cronología de referencia local, así como para fechar y mapear los flu-
jos de escombros y determinar la estabilidad del relieve con base en
la edad de los árboles. El análisis comparativo de las curvas de lluvia
máxima en 24 hrs, para el periodo de mayo a octubre de 1992 a 2013,
y el Índice de Ancho de Anillo (IAA) revelaron que en agosto de 2007
y agosto de 2010 se reactivaron dos canales del valle poniente como
consecuencia de las intensas lluvias de 93 y 56 mm respectivamente,
las cuales generaron supresión de los anillos de crecimiento de algu-
nos árboles. También, en esos años, se observó una mayor dinámica
geomorfológica con importantes cambios en la cubierta vegetal, ob-
servados en las imágenes de satélite de Google EarthTM. En el 2013 los
árboles registraron ligeras supresiones y los canales permanecieron
activos. A partir del 2014 la especie mostró realces y, en las imágenes,
se observó una recolonización de árboles, lo que sugiere una aparente
estabilización geomorfológica. Los resultados expuestos demuestran el
potencial de Juniperus deppeana en México para estudios dendrogeo-
morfológicos, mismos que se pueden utilizar para enriquecer los planes
de prevención y mitigación de peligros naturales en la zona de estudio.
Palabras clave: flujos de escombros; dendrogeomorfología; Juniperus
deppeana; Ixtacamaxtitlán; Puebla; México.
ABSTRACT
Owing to their potential consequences, such as the disaster triggered
by hundreds of landslides in October 1999 in the mountain range Sierra
Norte de Puebla, mass movement processes are among the most signifi-
cant geomorphological hazards in Mexico. In this paper, we presented
the reconstruction and analysis of debris flows at two valleys located on
the Tenextepecuaco mountain in the Sierra Norte de Puebla, based on
geomorphologic and dendrogeomorphic methods. From 37 Juniperus
deppeana trees we made a Local Reference Chronology, also to dating and
mapping the debris flow events and finally for determine the stability/in-
stability of the landforms using the age of the trees. The comparative anal-
ysis of the maximum rainfall series in 24 hours, for the period from May
to October from 1992 to 2013, and the tree-ring width index suggested
that in August 2007 and August 2010 two channels of the western valley
were reactivated triggered by heavy rainfall amounting 93 and 56 mm,
respectively. As a result of such event, some tree-rings series recorded a
growth suppression, and that was also observed in satellite images by
Google EarthTM through changes in the vegetation cover. Other trees
showed a less growth suppressions in 2013 and the channels were kept
active. Since 2014, some trees showed a growth release, and recoloni-
zation of trees was also identified in the satellite imagery by Google
EarthTM, suggesting an apparent geomorphological stability. The applied
methodology showed the potential of Juniperus deppeana to be used for
dendrogeomorphic studies in México, also in others geomorphic context.
Additionally, particular results of the study can contribute to the exist-
ing efforts on prevention and mitigation of natural hazards within the
regional context.
Key words: debris Flow; dendrogeomorphology; Juniperus deppeana;
Ixtacamaxtitlán; Puebla; Mexico.
INTRODUCCIÓN
Los procesos de remoción en masa son una de las amenazas
geomorfológicas más importantes en México y el mundo (Alcántara-
Ayala y Murillo-García, 2008). Si bien estos procesos pueden ocurrir
de manera natural en el relieve, la transformación de las laderas por el
cambio de uso de suelo puede ejercer una influencia considerable en su
dinámica e inestabilidad geomórfica (Alcántara-Ayala et al., 2006). El
crecimiento de la población, el desarrollo de los asentamientos humanos
en áreas potencialmente inestables, los procesos de urbanización que
carecen de una planificación adecuada, así como la ausencia de
ordenamiento territorial, son factores de riesgo que deben ser atendidos
de manera integrada (Ismail-Zadeh y Cutter, 2015). El conocimiento
Análisis de ujos de escombros desde un enfoque dendrocronológico en
Ixtacamaxtitlán, Sierra Norte de Puebla, México
Marco Antonio Pablo-Pablo1,*, Osvaldo Franco-Ramos2, e Irasema Alcántara-Ayala2
1 Posgrado en Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México,
Ciudad Universitaria, 04510, Coyoacán, Ciudad de México, México.
2 Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México,
Ciudad Universitaria, 04510, Coyoacán, Ciudad de México, México.
* pablopablo.m.a@gmail.com
REVISTA MEXICANA DE CIENCIAS GEOLÓGICAS
v. 37, núm. 2, 2020, p. 109-120
DOI: http://dx.doi.org/10.22201/cgeo.20072902e.2020.2.1556
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Pablo-Pablo et al.
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de la distribución espacio-temporal de los diversos tipos de procesos
de remoción en masa es fundamental para poder realizar análisis de
amenaza y riesgo, por lo que es necesario documentar tanto procesos
actuales como históricos.
Los flujos de escombros son un tipo de proceso de remoción
en masa que está relacionado con desastres de gran magnitud en
el mundo. Generalmente ocurren en ambientes escarpados con
un régimen de lluvias importante y son responsables del balance de
sedimentos en las cuencas. Además, su grado de peligrosidad está en
función de variables como la velocidad, distribución espacial y baja
predictibilidad (Jakob y Hungr, 2005). Estos fenómenos se pueden
definir como una mezcla de agua, fragmentos de roca, detritos, suelo
y restos de biomasa que se desplazan ladera abajo siguiendo el curso de
las corrientes y en ocasiones sobre las laderas abiertas sin confinamiento
lateral (Clague, 2013), adquiriendo el comportamiento de un fluido
al aumentar su velocidad y disminuir la resistencia al cizallamiento
(Takahashi, 2014).
En general, hay cuatro orígenes de los flujos de escombros:
(i) por un deslizamiento que se convierte en un flujo de escombros en
su descenso por las laderas; (ii) por desprendimiento de material de
las laderas en la parte superior, que interactúa con las corrientes de
bajo orden convirtiéndose en un flujo de escombros; (iii) por erosión
hídrica y acumulación de sedimentos en las partes cóncavas, seguido de
una fase de incisión generando un flujo de escombros; (iv) por acarreo
de materiales en las partes cóncavas del relieve por un flujo de agua
producto de las lluvias; a lo largo del canal se puede generar una presa
o tapón de escombros, que posteriormente es liberado (Brayshaw y
Hassan, 2009; Larsen et al., 2006; Morino et al., 2018).
La ocurrencia de procesos de remoción en masa se ha concentrado
históricamente en el centro y sur de México durante la época de lluvias
torrenciales de verano que, en muchos casos, son promovidas por la
entrada de huracanes en las costas del Pacífico y Atlántico (Franco-
Ramos et al., 2019a). A pesar de algunos esfuerzos (Murillo-García y
Alcántara-Ayala, 2017), dichos procesos no han sido documentados
sistemáticamente a nivel municipal, estatal y nacional. Esta tarea
requiere no sólo el registro de los procesos actuales, sino también el
conocimiento de su frecuencia-magnitud y distribución espacial, ya
que estos procesos pueden volver a ocurrir en el futuro.
La compleja dinámica de los procesos de remoción en masa ha
involucrado su análisis desde diferentes perspectivas científicas. Entre
ellas se encuentran los estudios geológico-geomorfológicos (Alexander
y Coppola, 1989; Guzzetti, et al., 2003), los modelos de estadística
multivariada (Clerici, et al., 2002; Timilsina, et al., 2014), así como la
instrumentación y monitoreo (Costanzoet al., 2015), la modelación,
y la percepción remota (Baldo et al., 2009; Murillo-García et al., 2015;
Feizizadeh et al., 2017). Recientemente, se han empleado métodos
dendrogeomorfológicos, basados en la identificación y datación de
disturbios en los anillos de crecimiento de los árboles afectados por
procesos geomorfológicos (Alestalo, 1971). Además, este método
provee de precisión y exactitud anual o incluso sub-anual, capaz de
reconstruir procesos del orden de decenas a cientos de años atrás
(Bull, 2007). La dendrocronología se ha aplicado para el análisis de
procesos geomorfológicos como deslizamientos (Paolini et al., 2005;
Lopez-Saezet al., 2013; Šilhán, 2019), caída de rocas (Stoffel et al.,
2005; Mainieri et al., 2019) y flujos de escombros, entre otros eventos.
En México se han reconstruido procesos geomorfológicos en
ambientes volcánicos, con base en métodos dendrogeomorfológicos.
Destacan los trabajos pioneros de Bollschweiler et al. (2010)
que fecharon lahares en el volcán Popocatépetl y el de Stoffel et
al. (2011) donde analizaron la frecuencia de caída de rocas en el
volcán Iztaccíhuatl. Posteriormente, Franco-Ramos et al. (2013)
reconstruyeron la dinámica de lahares en el volcán de Colima. También,
Franco-Ramos et al. (2017) evaluaron el potencial de coníferas de
bosque templado para estudios enfocados en las edades mínimas
de relieve y de estabilización geomórfica, con base en la edad del
arbolado. Recientemente Franco-Ramos et al. (2020) modelaron
un evento lahárico a partir de modelos hídricos bidimensionales en
combinación con evidencias dendrogeomorfológicas (posición y altura
de las cicatrices de impacto en los árboles) en la barranca Jamapa,
Pico de Orizaba.
En la Sierra Norte de Puebla los procesos de remoción en masa
han ocurrido con mucha frecuencia favorecidos por relieves abruptos,
laderas escarpadas, por cambios de uso de suelo, lluvias torrenciales
asociadas a huracanes y tormentas tropicales, principalmente del
Océano Atlántico. Estos procesos de remoción han sido estudiados
por Alcántara-Ayala et al. (2006), a partir del análisis del uso de
suelo y empleando imágenes de satélite. Por otro lado, Capra et al.
(2003a; 2003b; 2006) estudiaron la relación entre las características
estructurales, litológicas y sedimentológicas de los materiales y la
dinámica de los procesos de remoción en masa en la Sierra Norte de
Puebla. Además, Lugo-Hubp et al. (2005) se enfocaron en el estudio
de los cambios morfológicos del relieve y su relación con procesos
de ladera recientes. Los objetivos de la presente investigación son:
i) identificar y mapear las formas y rasgos del relieve asociado a los
flujos de escombros en el municipio de Ixtacamaxtitlán, localizado en
la Sierra Norte de Puebla, ii) conocer el potencial dendrocronológico de
Juniperus deppeana (J. deppeana ) (Steud.) para el fechamiento y análisis
de flujos de escombros, iii) evaluar la estabilidad y edad del relieve,
con base en la edad del arbolado (edades mínimas de estabilización).
ÁREA DE ESTUDIO
Localización
El área de estudio pertenece al municipio de Ixtacamaxtitlán, en
la Sierra Norte de Puebla (SNP) que es una sub-provincia geológica y
geomorfológica del extremo sur de la Sierra Madre Oriental (SMO) y
que limita con las provincias del Eje Neovolcánico y la Planicie Costera
del Golfo de México (Figura 1a) (Lugo-Hubp et al., 2005) y está cons-
tituida principalmente por rocas mesozoicas plegadas, parcialmente
cubiertas por rocas volcánicas del Plioceno y Cuaternario (Borja-Baeza
y Alcántara-Ayala, 2010). La región se compone de topoformas como
sierras, mesetas, valles, lomeríos, llanuras y cañones (Alcántara-Ayala
et al., 2017).
Los valles de Ixtacamaxtitlán albergan vegetación de transición
del semiseco de las planicies de Tlaxcala y del campo volcánico de los
humeros al templado en las partes elevadas de la Sierra Norte de Puebla
sobre la cuenca del río Apulco. Al sur y sureste, sobre las localidades
de Minatitlán, Escuinapa, Ranchitos y Mexcaltepec, predominan
remanentes de bosque de pino y oyamel, mientras que hacia el norte
y noreste, sobre la cuenca del río Apulco, prevalecen los bosques de
pino-encino. Rumbo al occidente, sobre los cerros de Temascacatzín,
Colhua, La Calavera y Zalico, flanqueando la cabecera municipal,
predomina el matorral desértico rosetófilo (INEGI, 1998 y 2013). Si
bien se han documentado en el estado de Puebla algunos procesos de
remoción en masa relacionados con la actividad sísmica, la precipita-
ción derivada de eventos extremos entre los meses de mayo y octubre
(Figura 2), es considerada como el principal mecanismo desencade-
nante de la inestabilidad de laderas (Alcántara-Ayala et al., 2017). Los
procesos de remoción en masa que predominan en la zona de interés
son la caída de rocas, los deslizamientos y los flujos de escombros. Este
tipo de procesos se pudieron apreciar en las vertientes sur y noroeste
del Cerro Tenextepecuaco, con una dinámica condicionada por el tipo
y disposición de los materiales, y las precipitaciones máximas, como
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Flujos de escombros en Ixtacamaxtitlán, Sierra Norte de Puebla, México
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factores detonantes.
Los flujos de escombros analizados se localizan en dos valles
contiguos, (valle poniente, VP; valle oriente, VO) en el flanco sur
del Cerro Tenextepecuaco, 7 km al este de la cabecera municipal de
Ixtacamaxtitlán, Puebla, a una altitud de 2250 m s.n.m; estos flujos
cubren una superficie de 103427 m2 (Figura 1b). El principal flujo de
escombros tiene una longitud, anchura y altura máxima de 850, 145 y
300 m respectivamente. La zona está colonizada principalmente por
Juniperus deppeana y Buddleja cordata, este último predomina sobre
la parte noreste del valle poniente (Figura 1c).
La zona de estudio queda comprendida dentro de la SNP, la
cual forma parte de la Sierra Madre Oriental, y está conformada
principalmente por rocas sedimentarias mesozoicas con intensa
deformación debida a procesos de plegamiento y fracturación
durante la Orogenia Laramide (Lugo-Hubp, 1990; Eguiluz de
Antuñano et al., 2000; Cuéllar-Cárdenas et al., 2012). En el sitio
predominan afloramientos de las formaciones Tamaulipas y Agua
Nueva-San Felipe, que constan de secuencias de caliza, lutita y
arenisca muy deformadas, afectadas por el anticlinal Atecalan y la
falla Tateno con edades del Cretácico Temprano al Cretácico Tardío
(SGM, 2012).
METODOLOGÍA
La metodología para la reconstrucción espacio-temporal de flujos
de escombro, con base en el análisis de los disturbios en los anillos de
crecimiento de Juniperus deppeana consistió en cuatro etapas: (1) ma-
peo geomorfológico; (2) estrategias de muestreo en campo; (3) análisis
de laboratorio; y (4) cartografía de eventos dendrogeomorfológicos y
edad del arbolado. Se emplearon métodos dendrocronológicos repor-
tados por Stokes y Smiley (1968), Phipps, (1985) y Speer (2010), así
como los conceptos y criterios de la dendrogeomorfología aportados
por Alestalo (1971), Shroder (1980), Braam et al. (1987) y reciente-
mente, Stoffel y Bollschweiler (2008 y 2009) y Stoffel y Corona (2014).
Mapeo geomorfológico
Se cartografiaron las unidades geomorfológicas en el VP y VO a
partir de una imagen de satélite con vista en 3D de Google EarthTM
(Scheffers et al., 2015). La fecha de la imagen fue del 25 de febrero del
2015 con 0.3 m de resolución. En la generación del mapa de unidades
geomorfológicas, se usaron perfiles transversales levantados en campo
Figura 1. Localización del área de estudio. a) El municipio de Ixtacamaxtitlán se encuentra en el extremo sur de la Sierra Norte de Puebla. b) Los flujos de escombros
se distribuyen sobre la vertiente sur del Cerro Tenextepecuaco. c) Perfil longitudinal donde se muestran las principales unidades geomorfológicas.
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con un Sistema de Posicionamiento Global (GPS), una capa de pen-
dientes derivada de un Modelo Digital de Elevación (MDE) construido
en un Sistema de Información Geográfica (SIG), así como un mapa de
coberturas vegetales y esquemas geomorfológicos realizados en campo.
Estrategias de muestreo en campo
Durante esta fase se tomaron muestras de árboles con y sin
evidencia de disturbios por flujos de escombros. Se barrenaron 37
individuos en los dos valles a una altura promedio de 30 cm, con un
taladro Pressler de 16’’ de longitud y 5.15 mm de diámetro interior, se
recabaron los datos de posicionamiento y altitud. En total se obtuvieron
54 núcleos de árboles, de los cuales se seleccionaron 19 muestras sin
anomalías de crecimiento para elaborar una Cronología de Referencia
Local (CRL). Posteriormente se utilizaron 26 muestras para fechar y
reconstruir la frecuencia de flujos de escombros, y nueve núcleos se
descartaron (Tabla 1) por presentar múltiples problemas de fechado
como anillos falsos, anillos ausentes, anillos parcialmente ausentes (en
cuña) y anillos difusos.
En el caso de los árboles inclinados por los materiales de los flujos
de escombros, se colectaron dos muestras, una en la cara C (pendiente
arriba) y otra en la cara D (pendiente abajo) de cada árbol, ya que,
en estas circunstancias, se han identificado cambios en el patrón
“normal” de crecimiento como anillos excéntricos, madera de reacción
y supresiones en el crecimiento.
Análisis de laboratorio
En laboratorio las muestras fueron preparadas de acuerdo con
criterios estandarizados descritos en Stokes y Smiley (1968) y Bräker
(2002) para su conteo y fechado, utilizando gráficos de crecimiento
o skeleton plots. Una vez que se asignaron fechas a cada anillo de
crecimiento de todas las muestras, éstas se midieron utilizando un
microscopio estereoscópico, un micrómetro digital VELMEX con
precisión de 0.001 mm y una platina de fase deslizable, así como
el software TSAP-Win (Rinn, 2003) (Stokes y Smiley, 1968; Fritts,
1976). En el programa COFECHA (Co-fechado) (Holmes, 1983), se
analizaron los resultados de la medición a partir de dos estadísticos,
inter-correlación de las series y sensibilidad media, mientras que
en ARSTAN (Cook, 1985), se generó una cronología estandarizada
obteniendo un Índice de Ancho de Anillo (IAA) con media de 1.0 y
varianza constante.
Una vez asignadas las edades finales a todos los árboles, éstos se
separaron por unidad geomorfológica. Los levées se separaron en levées
bajos (2140 a 2160 m s.n.m.), levées medios (2160 a 2200 m s.n.m.) y
levées altos (2200 a 2300 m s.n.m.); las demás unidades incluyeron las
superficies onduladas de la parte media del VP y las terrazas para los
dos valles. La edad del arbolado y análisis de los disturbios en los anillos
de crecimiento afectados por flujos de escombros se reportó de manera
general y por unidad geomorfológica, asociando los conceptos de edad
mínima y estabilidad geomorfológica con base en los criterios de Stoffel
y Bollschweiler (2008) y Stoffel y Corona (2014). Con la información
obtenida del grupo de árboles con disturbios de crecimiento, se generó
una base de datos georreferenciada donde se documentó la unidad
geomorfológica asociada a cada valle, la clave del árbol, su edad, tipo
de evento dendrogeomorfológico (ej. sepultamiento e inclinación) y
sus respuestas asociadas (ej. supresión y excentricidad). Con base en
esto se realizaron mapas de edad del arbolado y de árboles dañados
por los flujos de escombros en el Sistema de Información Geográfica
ArcGis 10.3.
Posteriormente se comparó el IAA de los árboles de referencia con
el de los árboles que presentaron disturbios de crecimiento a fin de ob-
servar cambios atribuidos a eventos de flujo de escombros y finalmente
se anexó la curva de lluvias máximas en 24 hrs para el periodo de mayo
a octubre de 1992 a 2013 con datos obtenidos del CLICOM (Climate
Computing Project, CNA, 2014) con el objetivo de determinar eventos
de lluvia torrencial. Los resultados se corroboraron con el análisis de
las imágenes de satélite de Google EarthTM del 2007 al 2015.
RESULTADOS
Formas y rasgos del relieve
Los canales fluviales se originaron en la parte superior de cada
valle, constituidos de paredes de 2 a 5 m, reduciendo la profundidad
de disección hasta la zona de superficies onduladas de la parte media.
En estas zonas se reducen a incipientes surcos para después volverse
a encajonar hasta su deposición en las partes bajas sobre el canal del
río, donde tienen una anchura media de 7 m. En las partes elevadas
predominaron bloques de 0.1 a 0.5 m, mientras que, en las zonas de
acumulación, detritos envueltos en una matriz de arcilla y desprovistos
de vegetación arbórea, a excepción de la zona media del VP, de menor
pendiente e incipiente acumulación de materiales finos (Figura 3).
La parte alta del VP se constituye por una serie de diques pro-
nunciados con anchuras de 1 a 5 m constituidos de cantos angulosos
de caliza y lutita de 0.1 a 0.5 m a detritos dispuestos en planos de
estratificación o también de manera heterogénea. En la zona media
se distribuyeron materiales de tamaño menor o igual a 0.3 m y de-
tritos envueltos en una matriz de arcilla. Las superficies onduladas
que corresponden a zonas de baja inclinación en el VP presentaron
una serie de micro-levées y montículos de cantos y detritos, así como
algunos abanicos, con predominio de árboles de J. deppeana (Sabino),
Buddleja cordata (Tepozán) y Fraxinus (Fresno), además de agaves y
arbustos (Figura 4). En el caso de las terrazas, en el VP se cartografió
una zona marginal al cauce del río con evidencia de formación de suelo
y algunos aportes de material reciente, mientras que para el VO, las
terrazas fueron de menor tamaño.
Figura 2. Precipitación media mensual y eventos máximos de lluvia en 24
horas para un periodo de registro de 60 años en la estación meteorológica
Ixtacamaxtitlán, en el estado de Puebla. La zona de estudio se ve influenciada por
las lluvias de mayo a octubre, donde se dan las condiciones para la generación
de procesos de remoción en masa.
Tabla 1. Número de árboles y núcleos de crecimiento colectados de Juniperus
deppeena (Steud.) en los Valles Oriente y Poniente del Cerro Tenextepecuaco.
Árboles Núcleos de incremento
Cronología de referencia local 12 19
Reconstrucción de ujos de escombros 17 26
Núcleos descartados 8 9
Total 37 54
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Potencial dendrogeomorfológico de Juniperus deppeana
Para la construcción de una Cronología de Referencia Local (CRL),
se emplearon datos de 12 árboles exentos de disturbios de crecimiento
(Figuras 5a–5d). De acuerdo con el programa COFECHA el valor de
inter-correlación de las series fue de 0.24 y el coeficiente de sensibilidad
media de 0.32. La media mínima del ancho de anillos fue de 2.64 mm,
la media máxima de 5.83 mm y la media de todas las series de 4.96
mm, mientras que la desviación estándar promedio fue de 1.89 mm.
En los árboles de J. deppeana afectados por eventos de sepultamiento
e inclinación, se detectaron muestras con anillos suprimidos o excén-
tricos, como consecuencia de los materiales que ejercen una presión
sobre el tronco (Figura 6a, 6b). En este sentido, el 18 % de los árboles
muestreados (3 árboles) presentaron supresiones en 2007, 2010 y 2013;
mientras que tres individuos presentaron dos eventos, 2010-2013,
2011-2012 y 2007-2013; el 53 % de éstos (nueve árboles) presentaron
un evento y finalmente el 11 % (dos árboles) no presentó reacción al
sepultamiento parcial e inclinación (Tabla 2).
Los disturbios fechados en cuatro árboles para el VP y uno para
el VO en 2007, concuerdan con una lluvia máxima de 232 mm, para
los meses de mayo a octubre (Figura 7).Cabe resaltar la lluvia del 22
de agosto de este año, ya que se registraron 93 mm en 24 hrs, lo que
pudo ocasionar la reactivación del canal fluvial localizado en el sector
poniente del VP. Además, se observó una disminución en la cubierta
vegetal mediante la imagen de satélite de Google EarthTM en diciem-
bre de 2007 (Figura 8a). El peso de los materiales acarreados por los
flujos de escombros, ocasionaron el sepultamiento parcial y por ende
la supresión del crecimiento.
Otro periodo importante de lluvias máximas ocurrió en 2010,
con 181 mm de mayo a octubre, resaltando una lluvia torrencial de
56 mm en sólo 24 h registrada el 6 de agosto. Esta condición pudo
ocasionar otro flujo de escombros en el sector oriente del VP, cuyos
materiales sepultaron la base de cuatro árboles en los dos valles
generando ligeras supresiones. Esta dinámica geomorfológica se
pudo corroborar en la imagen de satélite de Google EarthTM del mes
Figura 3. Mapa de unidades geomorfológicas y disturbios de crecimiento en Juniperus deppeana en la zona de estudio. Una supresión importante se generó en el
2007, mientras que algunos árboles no mostraron evidencia en los anillos, a pesar de estar inclinados y parcialmente sepultados.
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canales principales del VP y hasta noviembre del 2014 (Figura 8e) inicia
un ligero incremento de la vegetación arbustiva. Esto coincidió con
ligeras supresiones en los anillos de crecimiento de 11 árboles, período
en el cual se reportaron 35 mm de lluvia máxima en 24 horas para el
mes de septiembre. A partir del 2014, se incrementó el ancho de los
anillos (realces) y no se identificaron disturbios por procesos geomor-
fológicos a partir de ese año. Además, en las imágenes de satélite de
Google EarthTM posteriores a 2014, se observó una mayor colonización
y densidad en la cubierta vegetal (Figura 8f). Lo anterior sugiere una
aparente estabilidad geomorfológica por flujos de escombros en los
valles, a partir de ese año.
Estabilidad/Inestabilidad del terreno y
edades mínimas de relieve
La edad de los árboles que se localizan en los levées de la parte
alta del VP fue de ≤ 15 años (55 % del total). Además, varios de ellos
se encontraron inclinados y sepultados, lo que sugiere una zona con
una importante inestabilidad geomorfológica. En la parte media del
VP predominaron edades de 16–17 años (50 % del total) y en la parte
baja el 80 % de los árboles mostró edades ≤ 13 años. La superficie
ondulada del VP presentó edades de 22–24 años y no se reconocieron
árboles con daños, por lo que se consideró como la zona con mayor
estabilidad. En las terrazas del VP predominaron edades de 18 años,
lo cual sugiere que son contemporáneas, mientras que para el VO
se fecharon árboles en dos terrazas con edades máximas de 21 y
14 años. Las edades obtenidas en el estudio son indicadores de la
estabilidad/inestabilidad del relieve, además de ofrecer información
acerca de la edad mínima de nuevos relieves. En este sentido, los
resultados revelaron que por lo menos hace 24 años (1992), el VP no
ha presentado actividad geomorfológica considerable. En cambio,
el VO se estabilizó hace al menos 21 años (1995), ya que los árboles
no presentan evidencia de flujos de escombros o algún otro proceso
geomorfológico.
de mayo de 2011 (Figura 8b), donde se observó una cubierta de
vegetación menos densa.
Por otro lado, en las imágenes de satélite de Google EarthTM de
julio del 2012 y de marzo del 2013 (Figura 8c–8d), se observó el
ensanchamiento progresivo del canal 2 en el VP, sin embargo, sólo
dos árboles mostraron algún tipo de disturbio asociado a un proceso
geomorfológico. En la imagen de satélite de Google EarthTM de marzo
del 2013 (Figura 8d), se aprecia actividad geomorfológica en los dos
Figura 4. Micro levées, surcos y superficies onduladas sobre la parte media
del Valle Poniente, albergando vegetación de Juniperus deppeana, Fraxinus y
Buddleja cordata. En la parte superior se observa el escarpe principal.
Figura 5. Árboles empleados para la Cronología de Referencia Local (CRL). a) Sitio de muestreo localizado sobre una terraza. b) Árbol situado en los márgenes de
un cauce, con relativa estabilidad geomorfológica. c) Muestreo de Juniperus deppeana en un sitio de menor pendiente y formación de suelo. d) Muestra de 24 años
de la parte media del VP, empleada para la CRL.
115
Flujos de escombros en Ixtacamaxtitlán, Sierra Norte de Puebla, México
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Con relación a las edades mínimas de los depósitos de flujo de
escombros, en los levées que se disponen en la parte alta del VP, los
árboles más jóvenes tuvieron una edad de nueve años, es decir, del 2007
y los más viejos una edad de 24 años (1992), con una edad media de
14.6 años (± 4.6 años), por lo tanto, la edad mínima de los levées es de
24 años. Para la zona media del VP la edad de los árboles más jóvenes
fue de nueve años (2007), los más viejos tuvieron una edad de 22 años
(1994) y una media de 16 (± 5.4 años), de este modo la edad mínima
de relieve en este sector es de 22 años. En la parte baja del VP, la edad
de los árboles más jóvenes fue de 10 años (2006), los más viejos de 16
años (2000), con una media de 12 años (± 2.5 años), y como resultado
una edad mínima de relieve de 16 años. Para la unidad de superficies
onduladas del VP, los individuos más jóvenes tuvieron una edad de 23
años (1993), los más viejos de 24 años (1992), con una media de 23.5
(± 0.7 años), por lo que la edad mínima de relieve en esta unidad fue
de 24 años. Con relación a las terrazas, se identificaron dos para el VP
y cuatro para el VO, las primeras se relacionan con una zona marginal
al cauce del río principal y presentaron árboles entre 14 (2002) y 18
años (1998), con una media de 16.7 años (± 2.3 años), por lo tanto,
la edad mínima de las terrazas fue de 18 años. En cambio, los árboles
de las terrazas del VO mostraron una edad entre 14 (2002) y 21 años
(1995), con una media de 16.3 años (± 4 años) y una edad mínima de
relieve de 21 años (Figura 9).
DISCUSIÓN
La respuesta de Juniperus deppeana a los eventos de sepultamiento e
inclinación por flujo de escombros en los valles VP y VO en la SNP, fue
en forma de supresiones de crecimiento y anillos excéntricos. Este tipo
de disturbios en los anillos de crecimiento también se han reportado
en especies de bosque templado, en ambientes volcánicos asociados a
la dinámica de lahares (Bollschweileret al., 2010; Franco-Ramos et al.,
2013, 2016b). En otros contextos geomorfológicos, las supresiones y
anillos excéntricos son muy comunes y útiles para fechar avalanchas
de nieve (de Bouchard d'Aubeterreet al., 2019).
El análisis comparativo de las curvas de disturbios y las lluvias
máximas en 24 h reveló que en agosto de 2007 y 2010 se reactivaron dos
canales del VP por las intensas lluvias, los cuales quedaron registrados
en los anillos de crecimiento de J. deppeana y también se pudo corrobo-
rar con las imágenes de satélite de Google EarthTM (Figura 8a, 8b). Para
el año 2012, si bien se observa una mayor dinámica geomorfológica a
partir del ensanchamiento del canal 2, determinado en las imágenes
de satélite (Figura 8c, 8d), sólo dos árboles fechados mostraron una
respuesta en los anillos de crecimiento que pudiera corresponder con
una lluvia máxima en 24 h de 46 mm en agosto de ese año. Para el año
2013, se analizaron las imágenes de Google EarthTM de marzo de 2013
y noviembre de 2014 (intervalo que incluye el periodo de crecimiento
del árbol) (Figura 8d, 8e), donde se aprecian los dos canales del VP
con actividad geomorfológica, situación que se reflejó en los anillos de
crecimiento con ligeras supresiones. A partir del 2014, se registró un
realce del crecimiento en los anillos y una mayor cobertura vegetal en
las imágenes de satélite de Google EarthTM (Figura 8f), lo que sugiere
el inicio de una fase de estabilización geomorfológica.
Los datos de lluvia máxima en 24 horas derivados de la estación
Ixtacamaxtitlán del CLICOM (± 8 km de distancia), en un periodo de
análisis de 22 años se pudieron observar tres eventos torrenciales. El
primero ocurrió en octubre de 1999 donde se reportaron 127 mm/24 h,
sin embargo, los árboles colectados no registraron el evento. Esto
pudo deberse a que los árboles existentes para ese momento no fueron
alcanzados por algún proceso geomorfológico (flujo de escombros)
o, posiblemente, los árboles muestreados se establecieron después del
evento torrencial de 1999, por lo tanto, no se encontraron suficientes
registros dendrogeomorfológicos. El segundo evento torrencial se
presentó en agosto de 2007 con una lluvia de 93 mm/24 h. Para este
evento sí se observaron supresiones de crecimiento en cinco árboles
en los dos valles. La tercera lluvia torrencial sucedió en junio del 2008
con 89 mm/24 h, sin embargo, no fue posible identificar disturbios
dendrogeomorfológicos en J. deppeana que valide la ocurrencia de
algún proceso de remoción en masa para la zona de estudio.
Por otro lado, este trabajo reveló una correspondencia entre la
distribución de las unidades geomorfológicas, la estabilidad del terreno
y la colonización de los árboles en los valles de estudio. En los levées
altos del VP, predominaron árboles jóvenes con una edad promedio
de 14.6 años, mientras que en los levées medios la edad promedio au-
mentó a 16 años, y finalmente en los levées bajos el promedio de edad
fue de 12 años. En las superficies onduladas de la parte media del VP
se identificaron los árboles más viejos con 24 años y un promedio de
23.5, siendo la zona con mayor estabilidad geomorfológica. Así mismo,
las edades de los árboles muestreados en las terrazas del VP mostraron
mayor homogeneidad en comparación con las del VO, lo cual sugiere
una mayor inestabilidad de estas últimas, no obstante, el número de
muestras fue menor que en las demás unidades.
Con base en el análisis dendrocronológico de 12 árboles de Juniperus
deppeana en el sitio de estudio, se obtuvo una inter-correlación de las
series de acuerdo con el programa COFECHA de 0.24 (P<0.01) es
decir, más bajo del valor de significancia de COFECHA que es de
0.32 (P < 0.01).
Este valor, incluso fue más bajo en comparación con otras
investigaciones en México (Villanueva-Díaz et al., 2016 y Molina-
Pérez, 2018). Esta situación se puede deber a factores como la altitud
Figura 6. a) Árbol de Juniperus deppeana afectado por un evento de inclinación
en la parte media del Valle Poniente (VP) generando una respuesta de excentri-
cidad en la madera. b) Núcleo tomado de un árbol de la parte alta del VP que
muestra una reducción del crecimiento en dirección de la pendiente (muestra
tomada a 25 cm de altura).
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que influye en el grado de sensibilidad de la especie (Magre et al., 2015),
así como el tamaño y tipo de muestras colectadas (virutas). Otras
investigaciones reportadas para el género Juniperus, arrojan valores
de inter-correlación que van de 0.22 en Juniperus thurifera (Rozas y
Olano, 2013) a 0.86 en Juniperus osteosperma (Derose et al., 2016). Estos
resultados sugieren que varias muestras de J. deppeana presentaron
problemas de crecimiento irregular, que puede deberse a condiciones
de perturbación por procesos geomorfológicos como la reptación,
deslizamientos, procesos erosivos, entre otros, que operan en la zona de
estudio, cuestiones que deberán afinarse para un óptimo desempeño en
el trabajo de campo. Además, la especie también presentó anillos falsos,
los cuales se pueden explicar a partir de la producción intermitente de
células de madera tardía debido al estrés por las sequías (Copenheaver
et al., 2006, Speer, 2010). Otros problemas detectados durante el
proceso de fechado fueron anillos ausentes y parcialmente ausentes
(en cuña), anillos difusos y micro anillos, esto debido al grado de
Tabla 2. Se observa la información dendrogeomorfológica de los árboles muestreados (17), la cual se compone por la clave del
sitio, un identicador y el número de muestras tomadas por árbol [DES1-33 (1)]. Se agrega el valle, la unidad geomorfológica
a la que pertenece, la edad en años y el registro de supresión (X) del 2007 al 2015. En los levées altos predominaron una mayor
cantidad de supresiones en el 2013, mientras que en las partes bajas los árboles registraron varios eventos.
Unidad
Número
de
muestras
Edad
(años)
2007
2008
2009
2010
2011
2012
2013
2014
2015
Valle Poniente
Levée alto DES1-33 (1) 12 XXX
DES1-31 (1) 17 X
DES1-32 (3) 12 X
DES1-34 (1) 11 XXX
DES1-35 (1) 9 X
DES1-37 (2) 9 X
DES1-38 (3) 15
DES1-40 (1) 17 X
DES1-41 (1) 24 X
DES1-42 (2) 19 X
Levée medio DES1-22 (1) 9 X
DES1-24 (1) 22 X X
DES1-27 (4) 17 X
Levée bajo DES1-11 (1) 10 X X
DES1-9 (1) 10 X X
Valle Oriente
Terraza DES2-7 (1) 14 XXX
Canal DES2-13 (1) 7
Figura 7. Comparación de las curvas de la Cronología de Referencia Local (línea negra) y la de los árboles con disturbios de crecimiento (línea café). En el año 2007
hubo una importante supresión en los anillos de crecimiento de la especie, mientras que la curva de lluvias máximas (línea azul) de mayo a octubre se elevó hasta
los 232 mm. Específicamente se refiere a un evento de 93 mm /24 h para el mes de agosto. Otro posible evento ocurrió en el 2010.
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excentricidad del tronco, y que podría mejorarse al tomarse secciones
transversales, principalmente de árboles muertos (Cerano-Paredes et
al., 2019). A pesar de las dificultades para su fechado, la especie es
capaz de responder a perturbaciones por flujos de escombros detonados
por lluvias intensas que ocasionan su sepultamiento e inclinación.
Cabe mencionar, que en el trabajo de campo no se detectaron árboles
descortezados de J. deppeana, característica muy común en los árboles
afectados por flujos de escombros (Stoffel y Corona, 2014) y lahares
(Franco-Ramos et al., 2020).
En el contexto internacional, además del uso de coníferas con
fines dendrogeomorfológicos, se han explorado especies de latifolia-
das como Quercus pubescens Willd, Hacer opalus Mill, Alnusincana,
Betulapendula, Salixcaprea entre otros (Favillier et al., 2015; Arbellay
et al., 2010). En el caso del género Juniperus, si bien se han generado
investigaciones en el contexto climático con especies como Juniperus
tibetica y Juniperus scopulorum (Deng y Zhang, 2015; Spond et al.,
2014), no hay investigaciones de Juniperus deppeana como indicador
para el fechamiento y reconstrucción de la frecuencia de procesos
geomorfológicos, por lo que esta investigación demuestra viabilidad
para su uso con fines de reconstrucción de eventos geomorfológicos
del pasado.
En México se han usado distintas especies de coníferas de bosque
templado con gran potencial dendrogeomorfológico como el Abies
religiosa (Bollschweiler et al., 2010; Franco-Ramos et al., 2016a y 2016b,
2019a), Pinuss sp (Bollschweiler et al., 2010; Stoffel et al., 2011; Franco-
Ramos et al., 2013, 2017, 2019a), Alnus jorullensis (Franco-Ramos et
al., 2019b) y Juniperus monticola (Alcalá-Reygosa et al., 2018). Aún
con las limitaciones y problemas de fechado del Juniperus deppeana
reportados por Molina-Pérez (2018), se comprobó que la especie tiene
potencial para aportar información en cuanto a la dinámica de procesos
geomorfológicos en rangos altitudinales menores a los 2500 m s.n.m.,
en el centro de México (Adams, 2014).
Si bien, en este estudio el muestreo de J. deppeana fue limitado
y se obtuvo poca evidencia por flujos de escombros, sugerimos que
la especie es sensible y fechable, por lo tanto, puede servir para re-
construir procesos geomorfológicos de los últimos cientos o decenas
de años atrás en México; siempre y cuando se realice una adecuada
estrategia de muestreo dendrogeomorfológico, un tamaño de muestra
representativa (mínimo ~50 árboles) y por lo menos cuatro núcleos con
barreno Pressler por cada individuo en las distintas caras del tronco,
así como en los distintos sectores de los valles o barrancas de estudio.
CONCLUSIONES
La identificación y mapeo de unidades geomorfológicas, así como
su relación con parámetros dendrocronológicos del J. deppeana, permi-
tió fechar algunos flujos de escombros (2007, 2010 y 2013) y, a partir
de la edad del arbolado, asignar edades mínimas de relieve (levées,
superficies onduladas y terrazas), así como proponer algunas fases de
estabilización geomórfica.
Dentro del contexto dendrocronológico, la especie presentó
problemas de crecimiento y dificultades para el fechado que tiene
relación con factores exógenos locales como la pendiente, la calidad
del sustrato, diversos procesos geomorfológicos, etc. o bien, con
fenómenos climáticos regionales como las sequías en el centro del país.
Sin embargo, la especie fue capaz de proveer información clave para
la reconstrucción de flujos de escombros, a partir de las supresiones
y excentricidad de los anillos de crecimiento. Estos disturbios se
pudieron cartografiar con el objetivo de reconocer zonas con mayor
inestabilidad del terreno.
La combinación de parámetros como la distribución de edades y
número de disturbios en árboles de J. deppeana colonizando los de-
pósitos, son indicadores de la estabilidad del terreno, ya que proveen
Figura 8. Dinámica de los canales de la parte media y alta del flujo de escombros. a) Diciembre del 2007, b) mayo del 2011, c) julio del 2012, d) marzo del 2013,
e) noviembre del 2014, f) febrero del 2015.
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Pablo-Pablo et al.
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0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600
2280
2260
2240
2220
2200
2180
2160
2140
2120
7–10
11–12
13–14
15–16
17–18
19–20
21–22
23–24
Parteaguas
Escarpe principal
Río intermitente
Árboles
Distancia (m)
Altitud (m s.n.m.)
A
B
Edad del arbolado
Leyenda
a)
b)
Figura 9. Distribución espacial de la edad máxima del arbolado en el VP y VO. a) Mapa de la edad de Juniperus deppeana en los valles del Cerro Tenextepecuaco.
Se empleó una interpolación Spline en un Sistema de Información Geográfica (SIG). b) Perfil longitudinal (sur a norte) del flujo de escombros del Valle Poniente
(VP). La edad del arbolado más viejo o máxima corresponde a la edad mínima del relieve o estabilización geomórfica.
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información sobre el último evento que arrasó la vegetación en los
valles. Los resultados revelaron que por lo menos hace 24 años en el
Valle Poniente, y 21 años para el Valle Oriente, no se han presentado
flujos de escombros de gran magnitud. Esta información es de vital
importancia para la generación de inventarios y mapas de peligro por
flujos de escombros en la Sierra Norte de Puebla, ya que en la mayoría
de los casos se desconoce el régimen de eventos en esta región con ele-
vada vulnerabilidad ante procesos de esta índole durante la temporada
de lluvias, convirtiéndose así en una herramienta útil en el análisis del
riesgo, y potencialmente extensible a otras regiones de México.
AGRADECIMIENTOS
Los autores agradecen al Dr. Lorenzo Vázquez Selem por el uso
de su equipo de medición y análisis dendrocronológico. Un agrade-
cimiento especial al Dr. Ángel Francisco Nieto Samaniego, al Dr. Luis
Ángel Rodríguez Sedano, así como al árbitro anónimo, por sus exce-
lentes recomendaciones que permitieron afinar el manuscrito original.
Finalmente queremos agradecer a Oscar Ramírez y Juan Pablo, por su
apoyo durante el trabajo de campo.
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Manuscrito recibido: noviembre 15, 2019
Manuscrito corregido recibido: marzo 16, 2020
Manuscrito aceptado: marzo 16, 2020
