Geomorfología del volcán San Juan, Nayarit, México: Reconstrucción morfológica y sus implicaciones volcanológicas
Geomorphology of San Juan volcano, Nayarit, Mexico: Morphological reconstruction and volcanological implications
Raúl Alvarado-González1, Sergio Salinas2,*, José Irán Bojórquez-Serrano3, Isaac Quijada-Mendoza1, José Juan Zamorano-Orozco1
1 Departamento de Geografía Física, Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México. Circuito de la Investigación Científica, Ciudad Universitaria, Coyoacán, 04510, CDMX, México.
2 Departamento de Geografía, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad Nacional Autónoma de México. Circuito Interior, Ciudad Universitaria, Coyoacán, 04510, CDMX, México.
3 Unidad Académicade Agricultura, Universidad Autónoma de Nayarit. Unidad Académica de Agricultura, Universidad Autónoma de Nayarit. Carretera Tepic-Compostela km 9, Xalisco, 63780, Nayarit, México.
* Autor para correspondencia: (S. Salinas) This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.
Cómo citar este artículo:
Alvarado-González, R., Salinas, S., Bojórquez-Serrano, J.I., Quijada-Mendoza, I., Zamorano-Orozco, J.J., 2025, Geomorfología del volcán San Juan, Nayarit, México: Reconstrucción morfológica y sus implicaciones volcanológicas: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 77(3), A240425. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2025v77n3a240425
Manuscrito recibido: 28 de Noviembre, 2024. Manuscrito corregido: 23 de Marzo, 2025. Manuscrito aceptado: 23 de Abril, 2025.
RESUMEN
Por medio del mapeo geomorfológico detallado, interpretación de imágenes de satélite, levantamiento de columnas estratigráficas e interpretación de los depósitos y sus morfologías, se propone un modelo de evolución geomorfológica y de dinámica eruptiva para el antiguo y actual edificio del volcán San Juan, Nayarit. El levantamiento geomorfológico permitió reconocer ocho regiones morfogenéticas, las cuales fueron la base de una cartografía a detalle que diferenció formas de relieve de acuerdo con su génesis, procesos de modelado y morfología específica. Se reportan evidencias morfológicas y estratigráficas del colapso de un antiguo edificio denominado en este estudio como pre-San Juan (>33 ka), mismo que originó un depósito de avalancha de escombros. Para después, emplazar un domo del cual se produjeron flujos piroclásticos de bloques y cenizas. La actividad pliniana subsiguiente (Pómez Tepic) configuró la morfología en herradura del cráter actual, así como los hummocks con facies mixtas y de bloques, que constituyen parte del piedemonte del volcán San Juan (algunos de ellos llegaron a la planicie de Tepic). La actividad finaliza con el emplazamiento de un domo del cual descendieron coladas de lava al este y al norte (<14 ka). El análisis geomorfológico y estratigráfico pone en evidencia la peligrosidad del volcán San Juan, su dinámica eruptiva y muestra una amplia variedad de productos emitidos (efusivos como explosivos). Esta diversidad de estilos eruptivos del volcán San Juan, coloca a los habitantes de la capital del Estado de Nayarit y pueblos de sus alrededores (Xalisco, El Refugio, entre otros), en inminente peligro volcánico.
Palabras clave: volcán San Juan, cartografía geomorfológica, depósito de avalancha de escombros, flujos de bloques y cenizas, evolución morfológica, historia eruptiva.
ABSTRACT
Through detailed geomorphological mapping, interpretation of satellite images, stratigraphic columns, and interpretation of deposits and their morphologies, a model of geomorphological evolution and eruptive dynamics is proposed for the old and present building of San Juan volcano, Nayarit, Mexico. The geomorphological survey allowed us to recognize eight morphogenetic regions. Detailed mapping of each region consisted of the recognition of genesis, modeling processes, and specific landforms. Morphological and stratigraphic evidence of the collapse of an ancient building called in this study pre-San Juan (>33 ka), which originated a debris avalanche deposit. Subsequently, a dome was emplaced from which pyroclastic block and ash flows were produced. The subsequent Plinian activity (Tepic Pumice) configured the horseshoe morphology of the current crater, as well as the hummocky terrain with mixed and blocky facies, which are part of the eastern outskirts of the San Juan volcano (some of them reached the Tepic plain). The activity ends with the emplacement of a dome from which lava flows descend to the east and north (<14 ka). The geomorphological and stratigraphic analysis highlights the hazard of the San Juan volcano, its eruptive dynamics, and a wide variety of volcanic products (effusive and explosive). This diversity of eruptive styles of the San Juan volcano places the inhabitants of the state capital and surrounding populations (Xalisco, El Refugio, among others) in imminent volcanic hazard.
Keywords: San Juan volcano, geomorphological mapping, debris avalanche deposit, block and ash flows, morphological evolution, eruptive history.
1. Introducción
La cartografía geomorfológica tiene como principal objetivo, obtener un inventario de las formas del relieve a partir de su génesis, forma y dinámica actual (Lugo-Hubp, 1991; Quesada y Zamorano, 2019). En terrenos volcánicos recientes, este tipo de estudios definen el entorno natural y sus diferentes etapas de formación.
El volcán San Juan (2 240 m s. n. m.) es un estratovolcán de composición andesítica-riodacítica del Plioceno-Cuaternario (Gastil et al., 1979; Demant, 1979, 1981), que se emplazó a 2 km al norte del volcán Cerro Alto (2 245 m s. n. m.) en el estado de Nayarit, México; se localiza en el extremo occidental del Cinturón Volcánico Mexicano (CVM), como se muestra en la Figura 1. Tiene una morfología de domo truncado en la parte superior y se caracteriza por presentar flujos de lava con una morfología reciente (escarpados frentes de lava, levees y crestas de compresión). Los reportes históricos de su actividad son confusos, pero algunos reportes le atribuyen erupciones al Cerro San Juan en los años 1742 y 1820 (referencias en Luhr, 2000).
Su morfología con rasgos primarios, así como los reportes de actividad reciente, indica que el San Juan es un volcán activo. Considerando que al suroeste del volcán se ubica la ciudad de Tepic, capital del estado de Nayarit, con una población superior a 425 000 habitantes (INEGI, 2020), su estudio geológico y geomorfológico resulta indispensable.
El objetivo de este trabajo es elaborar, mediante un análisis geomorfológico, una cartografía regional y detallada del volcán San Juan, Nayarit, México. La cartografía regional permite establecer regiones morfogenéticas, mientras que la detallada se enfoca en las formas individuales del relieve, sus asociaciones genéticas, de modelado y sus características específicas, las cuales definen cada unidad morfogenética. Todo ello con el propósito de determinar la evolución geomorfológica y volcánica del área.
1.1. ENTORNO GEOLÓGICO REGIONAL
El Cinturón Volcánico Mexicano (CVM) es un arco volcánico de edad Plioceno-Cuaternaria (Ferrari et al., 1997). Cruza el centro del país desde la costa del Pacífico (Nayarit) hasta la del Atlántico (Veracruz), con 1 000 km de longitud y una amplitud que varía de los 50 hasta los 250 km. En general, el volcanismo del CVM, está relacionado con esfuerzos tensionales y de compresión (Demant, 1982). Algunos modelos han tratado de explicar la relación que existe entre la ocurrencia de volcanes distribuidos o monogenéticos y las estructuras de emisión focalizada (Bertin et al., 2019). En la región occidental del CVM, la coexistencia de volcanes menores y mayores, puede ser dependiente de los regímenes de esfuerzos locales (Petrone, 2010).
Petrone (2010) argumenta que al norte del eje volcánico de Tepic-Zacoalco, el sistema de fallas inició como un régimen transtensional; en cambio, al sur, las fallas, con orientación NNW-SSE, mantuvieron un comportamiento normal. Por otra parte, otra propuesta que trata de explicar el volcanismo en todo el CVM indica que las estructuras volcánicas mayores se relacionan con sistemas de fallas perpendiculares a la zona de subducción, así como con bajas tasas de desplazamiento de las placas (Alaniz-Álvarez et al., 1998). Este modelo es inconsistente, ya que en el CVM la relación de estos esfuerzos y ubicación del magmatismo no cumple por completo esa regla (Suter, 1999), puesto que cada estructura volcánica se encuentra influenciada por múltiples sistemas de fallas.
El volcán San Juan se encuentra dentro del rift Tepic-Zacoalco (Figura 1; Stock, 1993). Esta morfoestructura se extiende desde la región de Chapala, en Jalisco, hasta la costa de Pacífico, en Nayarit, con una longitud de 250 km y una dirección NW-SE (Rosas-Elguera et al., 1996); hasta confluir en un territorio de gran significado tectónico que se conoce como Punto Triple, en donde convergen tres fosas tectónicas dentro del CVM: Tepic-Zacoalco, Colima y Chapala-Acambay. Este territorio refleja etapas tempranas de eventos tipo rifting continental, cuyo origen y dinámica se asocia a la Placa Rivera y al Bloque Jalisco (Stock, 1993; Luhr, 2000). El proceso de ruptura o rifting, cesó en el Mioceno, de acuerdo con Luhr et al. (1985), contemporáneo a las etapas tardías de apertura del golfo de California. Los movimientos de ruptura no han sido constantes a lo largo del tiempo, se ven interrumpidos por periodos de calma, que terminan cuando el proceso de divergencia se reactiva; el ciclo es recurrente en este territorio. En este sentido, se fundamenta un evento de extensión del Plioceno-Cuaternario, caracterizado por un movimiento horizontal hacia el NE del rift Tepic-Zacoalco.
Este fenómeno se reconoce por múltiples e independientes sistemas de fallas de tipo normal, así como evidencias de una actividad volcánica que, por varios kilómetros, mantiene una dirección preferencial NW-SE (Ferrari et al., 1997).
Las manifestaciones volcánicas ocurridas en el rift presentan dos etapas: la primera, corresponde a un evento máfico, en parte de afinidad alcalina, activo de los 11 a 8 Ma en el centro-este de Nayarit y la región de Guadalajara (Ferrari et al., 1997). La segunda se presentó hace 7 y 5.5 Ma; no se tienen datos específicos sobre ella, pero se interpreta terminó con una vigorosa actividad volcánica, que se puede reconocer en el presente por la existencia de conos de escoria, domos dacíticos-riolíticos y volcanes complejos de composición andesítico-dacítica (Ferrari et al., 1997; Ruiz-Mendoza et al., 2021).
Durante el Cuaternario fueron emitidos magmas con afinidad calco-alcalina, alcalina de tipo interplaca y peralcalina evolucionada. Los principales focos de emisión (volcanes compuestos y domos complejos), responsables de la expulsión de estos materiales, son los siguientes, de NW a SE: San Juan, Sangangüey, Tepeltitic, San Pedro, Ceboruco y Tequila (Luhr, 2000; Petrone et al., 2003); a estos se asocian edificios volcánicos menores de composiciones andesíticas, dacíticas, riolíticas y basálticas (Demant, 1982).
1.2. GEOLOGÍA DEL VOLCÁN SAN JUAN
El volcán San Juan se localiza al oeste de la ciudad de Tepic, anteriormente clasificado como un volcán andesítico con actividad prehistórica (Luhr, 1978), emplazado sobre flujos ignimbríticos provenientes del volcán Las Navajas emplazados hace 0.2±0.1 Ma (Nixon et al., 1987), es uno de los volcanes potencialmente más peligrosos del sector occidental del CVM.
Actualmente, algunos estudios han reconocido una dinámica eruptiva compleja para el volcán San Juan, caracterizada por presentar episodios explosivos y efusivos, con una heterogeneidad en la composición de los productos emitidos que van de andesitas a riodacitas (Luhr, 2000). Los estudios realizados por Demant (1979, 1981) y Luhr (2000), reportan que el volcán ha pasado por diferentes etapas en su historia eruptiva (Figura 2). Demant (1979), menciona una fase inicial del San Juan (Sj1), en donde se construye un domo dacítico; tiempo después, se destruye de forma parcial por violentas explosiones que configuraron la caldera del edificio principal, evidencia de esto es el depósito de pómez de caída en sus alrededores (Demant, 1979; Figura 2). Por otro lado, Luhr (2000) menciona una primera etapa, que enmarca el crecimiento de la estructura principal durante los últimos ca. 100 000 años y finaliza con el emplazamiento de flujos piroclásticos datados en 23 ka.
La segunda fase (Sj2) para Demant (1979) se inicia con el crecimiento de un domo y el emplazamiento de una colada de ~1 km de longitud (Figura 2). Luhr (2000), por el contrario, refiere la formación de una caldera, consecuencia de la erupción pliniana que dio origen a un depósito de pómez de caída, denominado como Pómez Tepic, al cual le asigna una edad, de acuerdo con fechamiento por radiocarbono de ca. 14 ka.
La aparición de un pequeño cono piroclástico sobre la porción cumbral del flanco norte, así como la emisión de coladas de lava sobre la misma ladera, enmarca la tercera (Sj3) y última fase de actividad para Demant (1979). Por su parte, Luhr (2000) sitúa en esta etapa, la formación de un domo en el interior de la caldera y su colada asociada (de ~1 km de longitud), además de los flujos de lava localizados en la ladera norte (Figura 2).
Respecto a la Pómez Tepic, Luhr (2000) la dividió en superior, intermedio e inferior; establece variaciones en la magnitud de las explosiones y el volumen del material expulsado. La Pómez Tepic se dispone en radios irregulares con 10 y 15 km de longitud, en cualquier dirección a partir de la cima del volcán San Juan (Figura 2). El espesor no es homogéneo, pero es más potente en las vertientes orientales, mientras que, en las laderas del poniente, decrece de manera significativa. Con respecto al volumen de material emitido durante la erupción pliniana, Luhr (2000) reporta un estimado de 5.6 km3. Los flujos de lava emitidos por el San Juan son masivos, con morfología en bloques densos o poco vesiculados, con primarias morfologías de lóbulos y márgenes claros. Petrológicamente, han sido descritos como andesitas de dos piroxenos (Nixon et al., 1987) y recientemente como andesitas y riodacitas con hornblendas (Luhr, 2000).
2. Materiales y metodología
Para la elaboración de la cartografía geomorfológica se utilizó información topográfica (INEGI, 2019) y la imagen de satélite Landsat (resolución 30 m) del área de Tepic, Nayarit. El mapa geomorfológico regional tuvo como punto de partida la interpretación satelital y se complementa con información bibliográfica de índole geológica (Demant, 1979, 1981; Gastil et al., 1979; Nixon et al., 1987; Luhr, 2000). Para una mejor caracterización de las formas del relieve se efectuó un diagnóstico dinámico a partir de la aplicación de técnicas morfométricas, específicamente altimetría, inclinación del terreno, energía del relieve, densidad y profundidad de la disección, con base en la metodología de Lugo-Hubp (1991), y revisitado por Quesada y Zamorano (2019), que permitieron conocer las asociaciones y el arreglo entre los diferentes tipos de relieve y sus procesos modeladores, esto permitió la división del relieve en regiones morfogenéticas. Para la realización del mapa detallado se interpretaron 130 fotografías aéreas a dos escalas (1:75,000; 1:20,000 de INEGI, 1978 y 1970, respectivamente). De esta manera fue posible identificar y delimitar caracteres particulares en cada región morfogenética. El análisis del relieve tiene como base la fragmentación a partir del reconocimiento de cambios en la inclinación y geometría.
Posteriormente, de acuerdo con su vocación, se determinan ambientes o procesos que lo modelan e interactúan. Aquí se incluye la naturaleza volcánica de la región, con ello se clasifican las formas de acuerdo con los rubros genéticos clásicos (Lugo-Hubp, 1991; Quesada y Zamorano, 2019). La verificación y clasificación de las zonas donde los procesos y formas observadas presentaban un alto dinamismo o dificultad en su delimitación y origen se realizaron mediante la planificación de tres campañas de campo. En estas salidas de verificación, se levantaron columnas estratigráficas de los productos volcanoclásticos reconocidos. En cada afloramiento se elaboraron croquis geomorfológicos y descripciones macroscópicas de los productos emitidos. Además, se interpretaron los componentes de los depósitos piroclásticos identificados. Con esta información se construyeron columnas estratigráficas, cuya distribución y correlación con las formas superficiales permitieron esclarecer una parte compleja de la evolución e historia eruptiva del volcán San Juan.
3. Resultados
3.1. REGIONES GEOMORFOLÓGICAS Y SU MODELADO
Se definieron ocho regiones geomorfológicas, cada una integrada por formas de relieve con características similares en cuanto a génesis, morfología, procesos de modelado, evolución y edad. Estas son: el volcán San Juan, el volcán Cerro Alto, y relieves asociados al volcán pre-San Juan, laderas de explosión (caldera de Tepic), complejos volcánicos, campo basáltico Malinal, piedemonte y planicies (Figura 3). Dentro de estas regiones se realizó un mapeo detallado, en donde reconocieron unidades geomorfológicas (Figura 4), que por su diversidad serán referidas dentro de cada dominio. A continuación, se describen las principales formas de relieve mapeadas (Figuras 3 y 4).
3.1.1 VOLCÁN SAN JUAN
Su morfología es compleja, el edificio principal está constituido por flujos de lava, presenta un cráter abierto a manera de caldera (subregión morfogenética etiquetada como 1a en la Figura 3), coronado por un domo del que descendió una colada de lava (subregión 1b en la Figura 3), en su cima se encuentra un cono de escoria de cráter abierto, del cual fueron emitidos flujos de lava que se vertieron al norte (1c en la Figura 3).
a) Estructura central y lavas asociadas (1a) de la porción cumbral del volcán San Juan
Se caracteriza por la morfología en herradura, abierta hacia el este y sepultada en su porción norte por flujos de lava. Su forma es elíptica, con eje mayor de ~2.4 km y menor de 2 km, con una altura variable en el borde norte con 340 m y el sur de 160 m (Figura 4). Esta unidad contiene las laderas interiores o atrio, así como un incipiente labio de cráter en el borde S y SW. En lo que respecta al modelado, se reconoce disección incipiente originada por cauces dispuestos en un patrón radial-subdendrítico poco denso e integrado (Figura 4). Las lavas asociadas a esta unidad se disponen de forma semiradial, con aproximadamente once flujos de lava emplazados al W, E y NE. La longitud de estas coladas varía de 1.4 a 4.6 km.
b) Domo y flujo de lava (1b)
Se localizan dentro del cráter del San Juan, marca la conclusión de la emisión explosiva de pómez. Su altura es de 260 m, mientras que el eje basal mayor y menor rondan 1.16 y 0.74 km, respectivamente. En esta estructura es posible reconocer cresta de compresión que indican la dirección de los flujos, tiene una porción deprimida en la cima, que corresponde con el centro emisor. La lava emitida es de composición andesítica-dacítica (Luhr, 2000), se emplaza sobre una ladera con ~30° de inclinación, alcanza ~1 km de longitud (Figura 5). Otros rasgos destacables de este flujo son la ausencia de un modelado fluvial en superficie, presencia de escarpes frontales y laterales, altura relativa inferior a 10 m, así como la falta de la cubierta piroclástica (específicamente del depósito de caída de pómez).
c) Cono de escoria y lavas septentrionales (1c)
Se localiza en el borde norte del cráter principal, su morfología es cónica, aunque presenta algunas irregularidades. El diámetro de su base es de 700 m, mientras que su altura relativa fluctúa entre 70 y 100 m. El cráter, si bien es circular, no está cerrado, se encuentra fragmentado y escalonado (en zig-zag), producto de un pequeño deslizamiento al NW. Las coladas de lava forman un amplio abanico (Figura 4). Se reconocen, al menos, diez lóbulos sobrepuestos entre sí y con distintas longitudes (5 km máximo), algunos presentan levées en superficie, mientras que otros dan lugar a escarpes y llanos volcánicos. Son las formas más recientes del área de estudio.
3.1.2. VOLCÁN CERRO ALTO
Su edificio está constituido de lava y depósitos piroclásticos. La parte superior presenta un sistema de laderas dispuestas radialmente, conformando una morfología cónica. Se definieron dos edificios. El más antiguo se encuentra parcialmente sepultado por flujos más recientes, evidencia de una superposición de períodos de actividad y productos emitidos. De acuerdo con Demant (1979, 1981), la edad aproximada de esta estructura es de un millón de años. El cono de este volcán tiene un diámetro de 1.5 km y altura relativa de 340 m. Se encuentra disecado por escurrimientos que forman un patrón de drenaje radial a subdendrítico, de baja densidad (Figura 4), con corte vertical menor a 20 m de profundidad. En lo que respecta a las lavas asociadas, se reconocen dos grandes grupos de flujos, el primero al S y SW del complejo volcánico (sierra de San Juan), corresponde a la primera fase eruptiva y constructiva de un edificio volcánico antiguo. El segundo grupo cubre una menor área, y se asocia con la estructura más reciente. Estos derrames se hallan hacia el E y W. Tienen una longitud máxima de 4.6 km y son de composición dacítica y riodacítica (Demant, 1979, 1981; Luhr, 2000).
3.1.3. RELIEVES ASOCIADOS AL VOLCÁN PRE-SAN JUAN
La diversidad de productos volcánicos de tipo explosivo y efusivo al acumularse de manera secuencial sobre un relieve preexistente, y sobre sí mismos, modifica y en algunos casos da origen a otras formas del relieve como, laderas y lomeríos.
Las laderas tienen una distribución amplia en el sector oriental, desde la base del edificio del San Juan y hasta una distancia de ~6 km (Figura 4). Su altura relativa oscila de los 40 hasta los 280 m. Estas superficies presentan una red de drenaje con diseño paralelo, bien integrado y desarrollado. Tales condiciones de modelado responden a la poca consolidación de los materiales que la constituyen. Se ha favorecido la extracción de materiales para la construcción, lo cual ha contribuido a la creación de numerosas canteras (minas a cielo abierto).
Los lomeríos del sector E y NE del volcán San Juan, definen relieves acumulativos que se distinguen de los anteriores por su morfología ondulada, tabular y de montículos aislados. Sualtura relativa varía de acuerdo con la distancia al foco emisor (pre-San Juan y San Juan), los proximales alcanzan 160 m, mientras que los distales 20 m. El modelado fluvial está representado por patrones de drenaje subparalelos y subdendríticos, aunque en algunos casos no es posible definir un diseño debido a su incipiente desarrollo.
Otras formas de relieve dentro de la región son las laderas de colapso, originadas durante fases explosivas. Se presume que ocurrió en una estructura denominada aquí como el pre-San Juan. Su existencia se infiere por dos escarpes situadas al E del edificio (Figuras 3 y 4). También se presentan valles colmatados por material piroclástico a manera de alvéolos alargados y dispersos. Su origen tiene relación con tres procesos: erosión fluvial, que labra un valle; colmatación parcial del valle, por material piroclástico de flujo y/o caída; y de retrabajo fluvial.
3.1.4. CALDERA DE TEPIC
Se localiza en el extremo NE de la zona de estudio. Es una estructura de forma circular con ~ 4 km de diámetro abierta, ~200 m al oeste. Su génesis se asocia con actividad explosiva de gran magnitud. Presenta algunos focos eruptivos (modelados) en el centro, que pueden ser evidencia de un antiguo proceso de resurgencia. Sus laderas interiores muestran ángulos de inclinación de más de 30° (Figura 5), altura relativa de 40 m en el borde W y 100 m en el SW. En este mismo sector se presenta un piedemonte, que define la transición entre las laderas de la caldera y la planicie de inundación al interior. Su inclinación varía entre los 6 y 12 grados (Figura 5), se originó por la acumulación de materiales volcánicos y detritos de acarreo fluvio-gravitacional. Este tipo de relieves favorece el uso de suelo agrícola y urbano, sin embargo, trae como consecuencia peligros geomorfológicos de flujos o coladas de detritos que pueden “atascar” drenajes y alcantarillas.
Dentro de la caldera se han reconocido superficies planas, que favorecen los asentamientos humanos. En sus suelos se practica la agricultura intensiva (caña de azúcar). Fue posible reconocer 3 tipos de planicies de inundación: estacional, extraordinaria y permanente (Figura 4). La primera se distribuye en la porción centro-este, su dinámica la condiciona el periodo de lluvias de la región ( junio-septiembre). La planicie extraordinaria ocupa un área considerable e irregular, de ligera inclinación hacia el centro de la caldera. Su límite superior lo definen los bordes de un incipiente piedemonte volcánico, mientras que el inferior lo representa una frontera poco definida entre la planicie de régimen estacional y permanente. Su funcionamiento se debe a precipitaciones de gran magnitud y larga duración. La planicie de inundación permanente se encuentra en el centro-este. Representa la porción más deprimida de este grupo.
3.1.5. COMPLEJOS VOLCÁNICOS
Se detectaron 101 estructuras volcánicas con variaciones en su dinámica eruptiva, composición, tamaño, grado de modelado y morfología. Los complejos volcánicos se agruparon en tres subregiones: Noroeste (5a), Centro-norte (5b) y Sureste (5c), mostrados en la Figura 3. Las formas que integran cada una de estas tres zonas, son: conos de escoria con cráter cerrado y forma cónica original, y con cráter abierto en forma de herradura. Su morfología fue definida por erupciones de lava fluida, que no permitieron la acumulación de material hacia el flanco de transcurrencia (Figura 4). Otros se asocian con posibles derrumbes de una porción del edificio, posiblemente syn-eruptivos. Otros conos, en cambio, se encuentran cubiertos por una potente capa de piroclastos, por lo que tienen una cima convexa (26 edificios volcánicos) de morfología redonda o en cúpula y laderas de poca inclinación (Figura 4). También se hallaron conos con cráter cerrado, con rasgos primarios evidentes en su porción cumbral (labio de cráter; atrio y fondo de cráter). En este rubro se distinguieron tres estructuras, la primera localizada entre los volcanes San Juan y Cerro Alto, las dos restantes corresponden a los edificios La Huerta y El Presidio (es la estructura afectada por escarpes de falla, al sur del volcán Astal), ubicados al SE y NW del San Juan, respectivamente (Figura 3).
Los edificios en herradura (explosión lateral) corresponden a los volcanes El Tacote y Coatepec, localizados al sur (Figura 4). Su origen se asocia a procesos explosivos de derrumbe. Ambas estructuras están disectadas por barrancos con una profundidad de 50 y 80 m respectivamente, están dispuestos en un patrón radial-subdendrítico (Figura 4). También se reconocieron domos con morfología de cúpula (10 estructuras), sus alturas relativas van de los 40 a 320 m, con ejes mayores de 400 m a 1.6 km y menores de 300 a 800 m. Los disecan barrancos dispuestos en patrones radiales-paralelos. En algunos de estos domos es posible observar coladas de lava cortas provenientes de la base. Algunos edificios volcánicos modelados están coronados por circos erosivos (12 estructuras). Es posible que estos volcanes se hayan expuesto a agentes erosivos durante un largo periodo. Algunos edificios volcánicos se muestran destruidos y/o sepultados de forma parcial (12 estructuras al SE y E). Son volcanes que han perdido la mayoría de sus rasgos originales, como consecuencia de un intenso modelado fluvial y actividad volcánica posterior efusiva y explosiva. Los relictos volcánicos antiguos (7 estructuras), corresponden a remanentes de edificios volcánicos o lavas antiguas, donde la erosión ha borrado por completo la morfología original, o han quedado sepultados por distintos eventos volcánicos posteriores (Figura 4).
En lo que respecta a los flujos de lava asociados, se diferenciaron de acuerdo con su morfología específica, a manera de lenguas, producto de flujos largos (de 200 m a 5 km de longitud), de amplitud variable (de 200 m a 2.4 km) y en algunos casos con límites escarpados (frentes de lava). El relieve preexistente condicionó su movilidad y expansión, esto se observa en la posición altitudinal relativa (Figura 4) que guarda ciertas coladas con respecto a otras. Algunas coladas ubicadas al NW, S y SE, del área de estudio presentan escarpes de fallas, muchas de ellas de tipo normal con dirección preferencial NW-SE (Figura 4), resultado de la tectónica regional, ocurrido posterior a la emisión de los flujos, factor que influyó en su emplazamiento y modelado. Todas las lavas presentan una cobertura de distinto espesor de material de pómez de caída emitido por el volcán San Juan. Las lavas asociadas a domos representan flujos aislados, en el sector N y NW (Figura 4). Este grupo está constituido por diez estructuras, cuatro de ellas lavas de composición ácida (riolítica y dacítica), su longitud varía entre 200 y 500 m.
La dinámica fluvial es el proceso de modelado más importante sobre las coladas de lava, presenta patrones de drenaje dendríticos y subdendríticos. Una constante observada en algunas de estas coladas, es la presencia de circos de erosión en las cabeceras de los cauces que las disecan (Figura 4).
3.1.6. CAMPO BASÁLTICO MALINAL
Este tipo de relieve ocupa la porción SW del área de estudio, se trata del relieve volcánico más antiguo, datado en ca. 23 Ma (Demant, 1979, 1981; Blanco, 1990). Como testigos de esta antigüedad en el relieve, están presentes formas cóncavas, a manera de anfiteatro, de dimensiones variables y laderas abruptas (circos de erosión fluvial). Su desarrollo y evolución se deben a procesos de erosión remontante. Es conveniente mencionar, que en esta área se observaron rasgos de procesos gravitacionales activos, sin embargo, por lo pequeño de su dimensión y la escala del mapa geomorfológico (Figura 4), no se representan.
3.1.7. PIEDEMONTE
Representa una zona de transición con dirección a la planicie y se distribuye al E y NE de la Sierra de San Juan (Figura 3). Es una rampa con pendiente de 2 a 6 grados (Figura 5). Su origen es mixto, con acumulación de productos piroclásticos de caída y flujo, en la base (endógeno) y depósitos de acarreo fluvial en la porción distal y superficial (exógeno). Esta superficie se encuentra disectada por un drenaje poco integrado y de configuración subparalela y subdendrítica. En este sector se reconocieron tres procesos que intervienen con la dinámica fluvial: erosión, que labra un valle; colmatación parcial, por material piroclástico de flujo y caída; y de retrabajo fluvial de los piroclastos. En conjunto, definen valles complejos (colmatados por material piroclástico) constituidos de depósitos de avalancha, flujos de bloques y ceniza y pómez (véase apartado de Estratigrafía más adelante), provenientes del volcán pre-San Juan y San Juan.
3.1.8. PLANICIES
Son superficies horizontales de ligera inclinación (Figura 5), que representan el nivel de base de toda la zona de estudio. Son formas acumulativas constituidas por detritos, con inclinación máxima de 3 grados y una dinámica determinada por inundaciones, misma que sirve para diferenciarlas entre sí, en: Proluvial lacustre, localizada al E, es un área susceptible a inundaciones extraordinarias (se reportan con regularidad en temporada de lluvias), cuando el aporte de agua es superior al promedio, o al presentarse fenómenos meteorológicos de gran magnitud. Lacustre (ciénagas), corresponde al área conocida como El Pantanal, ubicado al E del volcán Coatepec y permanente inundada, con ~60 cm. Esta unidad representa un relicto del ambiente lacustre de la región y evidencia un manto freático cercano a la superficie.
El Río Mololoa, localizado en el extremo NE (al norte de Tepic), es una corriente permanente que drena parte de los escurrimientos provenientes de la Sierra de San Juan y es uno de los principales afluentes del río Santiago. Los rasgos significativos de este cauce los marca la poca profundidad (menos de 2 m), la pérdida de competencia, que se traduce en la disminución de su capacidad erosiva y de transporte, lo que favorece el desarrollo de meandros. Se define como una corriente erosivo-sedimentaria. En la actualidad, la dinámica del río Mololoa es controlada por un canal de rectificación fluvial, con lo cual, el cauce natural ha quedado abandonado. Sin embargo, durante la temporada de lluvias o la presencia de un fenómeno meteorológico extraordinario, las aguas reconocen su antiguo cauce, dando lugar a inundaciones que afectan a la población de Tepic, infraestructura y áreas de cultivo en toda la llanura de inundación (Nájera et al., 2016).
La llanura de inundación se localiza en el extremo NE del área de estudio. Es una superficie que, durante las crecidas estacionales o extraordinarias (de un río con canal único y, por lo general, meandriforme), funciona como aliviadero, ante la necesidad de evacuar o “acumular” temporalmente mayores caudales, por lo que el cauce habitual aumenta su área. Este tipo de unidades coinciden con el primer rellano o escalón sobre el cauce original. Las obras de rectificación del río Mololoa, encauzadas a prevenir las inundaciones, han hecho que la llanura pierda su carácter natural, lo que se traduce en una reducción de agua y modificación irreversible del ambiente (Figura 4). Por otro lado, las construcciones se realizaron por encima del nivel de la llanura de inundación, que aunado a un fuerte proceso de azolvamiento, durante las crecidas, se rebasa su capacidad, desborda y de manera inmediata el agua reconoce su nivel altitudinal original más bajo.
3.1.9. FORMAS ASOCIADAS
En el mapa geomorfológico (Figura 4) se representan rasgos lineales y otras formas complejas del relieve, mismas que se encuentran indistintamente dentro de las ocho regiones.
a) Relieve volcánico
Labio de cráter (borde de cráter), define el límite superior de un edificio volcánico, es la frontera entre las laderas interiores y exteriores del cráter. Su morfología se relaciona con lo reciente de los edificios volcánicos o con un modelado fluvial pobremente establecido. El atrio (laderas interiores de cráter), define una depresión a manera de embudo en la cima de los volcanes. Su morfología puede ser circular; de semicircular a irregular. Fondo de cráter, es la porción más deprimida del cráter, de forma irregular. Su forma es plana, ligeramente ondulada o poco inclinada. Levées, son cordones de lava paralelos, dispuestos en los flancos del flujo principal, al que limitan a manera de bordes. Se originan por un enfriamiento y apilamiento en los flancos de bloques que encauzan una corriente de lava. Frentes de lava (escarpes litológicos), se presentan en las porciones frontales y laterales de los flujos lávicos indistintamente de su composición, su inclinación varía entre 30° y >45° (Figura 5). Llanos volcánicos son depresiones o planicies intermedias formadas entre flujos de lava sucesivos o delimitadas por domos y edificios volcánicos. Estas depresiones actúan como cuencas de sedimentación temporal, donde se acumulan materiales piroclásticos de caída — principalmente ceniza y pómez— provenientes de los conos adyacentes. Su morfología suele ser suavemente ondulada, con drenaje incipiente o localmente endorreico, y su conformación responde tanto a la dinámica de los episodios eruptivos como a los procesos de los depósitos piroclásticos.Abanicos piroclásticos, son formas complejas originadas por la descarga de sedimentos, al desembocar la corriente en un relieve no confinante. En el área, se han identificado tres unidades de este tipo, su origen se explica por el acarreo de material piroclástico: pómez y ceniza del San Juan. El máximo desarrollo lo alcanzaron al cesar la actividad eruptiva y son las formas más recientes de este rubro.
b) Relieve tectónico
Escarpes de falla, resultado de un conjunto de sistemas de fallas normales de gran longitud (cubiertas en algunos sectores por distintos materiales volcánicos), presentan un arreglo ortogonal y dirección preferencial NW-SE (Figura 4). Estas estructuras desmiembran edificios volcánicos y coladas de lava. Valle estructural, se localiza en el extremo NW de la zona de estudio, presenta una longitud de 5.6 km, y anchura de 50 m a 400 m, el fondo va de casi plano a poco inclinado, con 12 grados como máximo (Figura 5). Su dinámica se restringe al desarrollo de un incipiente piedemonte y relleno paulatino de carácter estacional, que define un proceso erosivo-sedimentario. Laderas superiores del valle, son superficies inclinadas, estrechas y alargadas, de geometría cóncava, convexa y recta, pueden presentarse escalonadas o conjugadas. Están presentes en zonas de relieve antiguo o anterior a los volcanes San Juan y Cerro Alto. Circos activos, son característicos del S, SE, W y SW del área, donde presenta una mayor densidad. Circos inactivos, presentes en los sectores NE y NW de la zona. Se forman por intensos procesos de erosión, que se interrumpen por la presencia de rocas resistentes al efecto erosivo.
c) Relieve antrópico
Minas a cielo abierto (canteras), se localizan al E y NE del volcán San Juan (Figura 4). Las unidades geomorfológicas donde tiene lugar esta práctica son los lomeríos y laderas complejas.
d) Relieve Fluvial
Cauces erosivos, se localizan en todas las unidades de relieve, en algunos casos su trabajo se restringe a la cobertura de pómez de caída, que tiene una amplia distribución en la zona de estudio. Mantos, se originan por la yuxtaposición y coalescencia de abanicos, se trata de superficies continuas y de poca inclinación (Figuras 4 y 5). Muestran la transición entre el complejo volcánico Sierra de San Juan y las unidades con un nivel altitudinal menor.
3.2. INTERPRETACIÓN DE COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS
Al oeste de la ciudad de Tepic, se reconocieron múltiples afloramientos con depósitos piroclásticos de características específicas y con una distribución particular (Figura 6). Esto permitió subdividirlos en tres unidades principales, separados por dos paleosuelos y son: depósitos de avalancha de escombros, flujos de bloques y ceniza, y depósito de caída de Pómez Tepic.
3.2.1. DEPÓSITOS DE AVALANCHA DE ESCOMBROS
Es la unidad inferior de la secuencia, presenta un espesor variable (debido a que no aflora su base) de ~15 a 6 m. Es un depósito masivo, con un límite superior, irregular u ondulado en ciertos sectores (Figura 7A); algunos afloramientos presentan una matriz constituida por material de tamaño de lapilli y bloques (arena hasta grava), también contiene material fino, de ceniza media y fina (arena fina a limo). El depósito es heterométrico, con bloques mayores de 6 m y clastos de color gris y rojizos (posiblemente dacita-andesita y basalto). Inmersos en el depósito se observan grandes bloques altamente fracturados que guardan una cierta continuidad, descritos como estructura de rompecabezas (Dufresne et al., 2021), la mayoría son rocas porfiríticas con una textura equigranular y microvesiculada, con una matriz vítrea de color gris a rojiza, con fenocristales de plagioclasa y feldespato potásico de hasta 3 mm y escasos piroxenos (ca. 1 mm). El depósito muestra variaciones laterales, en donde se observa un incremento del material fino (Figura 7B), descrito como facies mixtas en la literatura (Palmer et al., 1991; van Wyk de Vries y Delcamp, 2015; Dufresne et al., 2021), aunque predomina la facies de bloques. La superficie del depósito denota una morfología de hummocks que pasa desapercibida al presentarse como lomeríos aislados o en pequeños campos de geometrías convexas poco pronunciadas (Figura 7). El depósito se localiza principalmente en las faldas inferiores del volcán San Juan (Figura 6) a una distancia máxima aproximada de 9 km (distancia entre la sección B12 y el punto central de cráter actual; Figura 6) con un coeficiente de fricción (H/L) de 0.13, típico de depósitos de avalancha de escombros (DAE) con un volumen un poco menor a 1 km3 (Siebert et al., 1987). Las características estratigráficas observadas son típicas de los DAE, originados por el colapso de un flanco del edificio volcánico. Cuando el colapso se asocia con actividad magmática posterior, se denominan colapsos tipo Bezymianni o Santa Elena (Capra 2000; Roverato et al., 2021). El actual edificio del volcán San Juan presenta dos escarpes (norte con ~400 m de altura y sur ~220 m, con un rango de pendientes de 30 a 45 grados (Figura 5), en conjunto definen una morfología en herradura, la presencia de una colada de lava interrumpe la continuidad de la forma mencionada, en su porción media. La abertura del cráter, medida desde sus extremos, alcanzaría una longitud aproximada de 1 360 m. Estos rasgos podrían ser la evidencia de una estructura previa, denominada en este estudio como pre-San Juan.
3.2.2. FLUJOS DE BLOQUES Y CENIZAS
Por encima del depósito de avalancha de escombros se encuentra un depósito de pómez de color blanca, con una gradación normal a masiva, soportado clasto-clasto, con un espesor que varía gradualmente de acuerdo con relieve preexistente (Figura 7C), este depósito se correlaciona con la denominada Pómez Tepic descrita por Luhr (2000). El contacto entre estos depósitos se encuentra bien definido, pero puede distinguirse signos de alteración en la parte superior del DAE. Dentro de la secuencia de productos piroclásticos, presentes en las laderas orientales del edificio principal, se localizan por debajo del depósito de pómez de caída una secuencia piroclástica de varios metros de espesor. Reportada por Luhr (2000), como flujos piroclásticos que terminan con depósitos de oleadas piroclásticas sobre los que se depositó la Pómez Tepic y que fueron descritos como parte de la Unidad C.
Está constituida por bloques que presentan una gradación inversa a normal, en donde, comúnmente, los materiales finos (ceniza fina a gruesa) se encuentran en la base, mientras los medios y gruesos (lapilli y bloques de hasta 3 m) se disponen en la porción superior (Figura 8). Estos depósitos son litológicamente homogéneos en sus componentes, van desde ceniza fina hasta bloques, por lo que pueden ser interpretados como flujos de bloques y ceniza (FBC). Están compuestos por rocas con una textura traquítica, de color gris claro, su matriz es vítrea y presenta abundantes fenocristales de plagioclasa (hasta 4 mm), hornblenda (3 mm) y menor cantidad de piroxenos, feldespatos potásicos y biotita (de hasta 2 mm en su tamaño). Este tipo de productos ha sido asociado en la literatura con una actividad tipo Merapi (Boudon et al., 1993; Miyabuchi 1999; Saucedo et al., 2002) y tiene su origen a partir del colapso de un domo central o bien por la inestabilidad frontal de un flujo de lava (tipo Unzen) asociado a un domo exógeno o endógeno (Boudon et al., 1993; Ui et al., 1999; Abdurachman et al., 2000).
Cabe mencionar que en la cumbre del San Juan existe un domo exógeno, a este se asocia un flujo de lava que se desarrolló con dirección al este. Con seguridad, en este sector tuvo desarrollo uno anterior, de cuyo colapso es posible que se produjeran los FBC (Figura 6). De tal modo que el San Juan se puede considerar análogo, en cuanto a estilo eruptivo, con los volcanes Merapi y Unzen (Boudon et al., 1993; Ui et al., 1999). Entre el depósito de la Pómez Tepic y la secuencia de flujos de bloques y cenizas se encuentra un incipiente paleosuelo de tonalidades café claro a oscuro, areno-limoso que se desarrolló sobre este último depósito, que indica la terminación de este periodo eruptivo.
4. Discusión
4.1. RECONSTRUCCIÓN GEOMORFOLÓGICA DEL VOLCÁN SAN JUAN
El reconocimiento de las unidades geomorfológicas permitió jerarquizar genética y temporalmente las formas de relieve. Este inventario de los componentes del paisaje, junto con la interpretación de los depósitos visitados en campo, permitió proponer una serie de eventos que, en este estudio, explican la formación del volcanismo en la región de Tepic. La evolución geomorfológica del volcán puede dividirse en tres períodos, marcados por actividad efusiva y explosiva. De acuerdo con Luhr (2000), la estructura antigua del volcán San Juan (Etapa 1, denominada en este trabajo como pre-San Juan) no ha sido datada, pero debe ser más antigua de 33 ka. En el mapeo geomorfológico (Figura 4) se representa como una secuencia de coladas de lava (las cuales tienen una potente cobertura de piroclastos) en la ladera occidental, mientras que en las occidentales quedan relieves menores que sobresalen entre los productos emitidos recientemente, estos se localizan dentro de los complejos volcánicos asociados al volcán San Juan (Figura 3).
El relieve ocupado por el volcán Cerro Alto se reconoce parcialmente cubierto por esta etapa del volcán pre-San Juan, aunque es posible que las dos estructuras hayan presentado actividad en períodos coetáneos. Posteriormente, proponemos el colapso del pre-San Juan, esto emplazó un depósito de avalancha de escombros al oriente (Figura 9B), hoy día sepultado no solo por la posterior actividad piroclástica del San Juan, además por material fluvial y de retrabajo (Figura 8E), así como lacustre, debido a que existen algunos hummocks dentro del relieve definido como planicie (Figura 3). Seguida de esta actividad se emitieron flujos de lava de composición ácida (Figuras 9C y 9D) que produjeron FBC, actividad que sepultó y rellenó parcialmente el cráter en herradura y los relieves agrupados pertenecientes al volcán pre-San Juan (Figura 9E), así como parte de los complejos volcánicos del sector centro-norte (Figura 3). Esta etapa es el inicio de la formación del actual San Juan, el cual, de acuerdo con las dataciones de Luhr (2000), puede rondar de los 33 750 a los 23 010 años AP y que terminó antes de la emisión de la Pómez Tepic. Es posible que la actividad dómica del inicio de la formación del volcán San Juan, creara un “tapón” (Figura 9F) del conducto principal, lo que permitió una evolución del magma. Luhr (2000) argumenta procesos de cristalización fraccionada para explicar la geoquímica de la pómez emitida. En el punto de emisión del domo en la cima (Figura 9G), podría estar el cráter que implementó la columna eruptiva de la Pómez Tepic, ocurrida aproximadamente hace 14 770 AP.
Esta actividad inicia la siguiente etapa de formación del actual volcán San Juan. El depósito de pómez de caída cubrió gran parte del relieve cercano al volcán (Figura 9H), aunque su actividad fue menguante (Figura 8D), culminó con el emplazamiento del domo y flujo de lava en la cima (1b en Figura 3). La última etapa, aunque no ha sido fechada, se infiere como holocénica y/o histórica con base en evidencias morfológicas primarias observadas en las lavas y en registros históricos. Se reportó actividad en 1742 (Sapper, 1917), aunque esta no ha sido confirmada (GVP, 2024).
4.2. RESPUESTA ESTRUCTURAL ASOCIADA A LOS ESCARPES DE FALLA
Uno de los aspectos más llamativos en el relieve anterior a la actividad del volcán San Juan, es el marcado desarrollo de escarpes de falla. Tanto los gradientes de inclinación (Figura 5), como la disposición de las estructuras volcánicas dentro del graben Tepic-Zacoalco (Figura 1), muestran un marcado control tectónico. La orientación de la sierra volcánica constituida por los volcanes Cerro Alto y San Juan puede ser resultado de un sistema extensivo de fallas con dirección N-S (Figura 3). El emplazamiento de los volcanes El Tacote y Coatepec podrían ser evidencia de una posible migración de la orientación del sistema de fallas con dirección NNW-SSE, similar a la que produjo el graben del Ceboruco o el eje volcánico Tepic-Zacoalco, referido por Petrone (2010). El colapso reportado en el presente trabajo, que generó el DAE, puede ser resultado de un debilitamiento estructural por efecto de los sistemas de fallas (Roverato et al., 2021), que dieron origen a la sierra, pero también la surcan de N-S. Estas fallas, de acuerdo con la orientación del colapso, podrían tener un comportamiento normal, esto se menciona debido a que existen trabajos de modelado en donde la orientación del colapso es perpendicular en caso de fallas normales, mientras que el colapso es oblicuo cuando se trata de fallas laterales (Acocella, 2005). Lo anterior puede reforzar la propuesta de la presencia de un sistema extensivo N-S por debajo del volcán San Juan.
5. Conclusiones
El análisis del relieve con un criterio morfogenético permitió integrar la información morfológica y geológica en una clasificación genética. La tipología geomorfológica tiene un amplio espectro de aplicación en territorios volcánicos afines a la zona de estudio. Este aspecto se refleja en una alternancia entre relieves volcánicos antiguos (Oligo-miocenos) y recientes (Cuaternarios).
Se reconoció una actividad, posiblemente de tipo Santa Elena y Merapi en el volcán San Juan. Lo anterior, a partir del análisis geomorfológico y estratigráfico. El análisis de los rasgos morfológicos particulares, como: escarpes de grandes dimensiones y de inclinaciones pronunciadas, desarrollados sobre un sustrato rocoso, así como un cráter en herradura, fue fundamental para la interpretación de estos tipos de actividad. Se confirmaron al identificar y clasificar los dos distintos depósitos volcánicos asociados con: avalancha de escombros y flujos de bloques y cenizas.
Con base en el reconocimiento estratigráfico de estos depósitos, se desarrolló un modelo evolutivo-eruptivo, donde se muestra una estructura antecedente al San Juan y que se denominó en este estudio como pre-San Juan. De este antiguo edificio proviene el depósito de avalancha que condicionó la morfología del actual volcán San Juan.
La evolución propuesta es la siguiente: a) Formación del antiguo pre-San Juan; b) Colapso de sector, destruye parcialmente al pre-San Juan, generó un depósito de avalancha de escombros; c) Emplazamiento de un domo al oeste del pre-San Juan; d) Crecimiento del domo hacia el Este, dentro del cráter en herradura; e) El domo produce colapsos gravitacionales; f y g) La repetida construcción y destrucción de los domos centrales produce FBC; h) El último domo formado en el cráter madura el sistema magmático para posteriormente implementar una columna plinianas y subpliniana, reportada por Luhr (2000).
Finaliza la actividad con el emplazamiento de un cono de escoria en la cima, del cual en su base recientemente fueron emitidos los flujos de lava que conforman el abanico al norte. La interpretación y análisis de las columnas estratigráficas, junto con el reconocimiento de las formas de relieve del volcán, permitió establecer una secuencia evolutiva geomorfológica como volcánica, misma que hizo evidente los cambios en el estilo eruptivo explosivo como efusivo del volcán San Juan.
El volcán San Juan debe ser considerado un volcán activo en actual estado de reposo. Los procesos geomorfológicos reconocidos en este trabajo deben ser considerados para futuros proyectos de planeación, conservación ecológica, de impacto ambiental y desarrollos urbanos o industriales en la región. Finalmente, se continuará con los estudios geológico-geomorfológicos para determinar la temporalidad de los depósitos reconocidos, su mecanismo de emplazamiento y morfología.
Material suplementario
Mapa geomorfológico del volcán San Juan en formato kmz.
Contribuciones de los autores
(1) Conceptualización: RAG, JJZO; (2) Análisis o adquisición de datos: SS; (3) Desarrollo metodológico/ técnico: RAG, SS, JIBS, IQM, JJZO; (4) Redacción del manuscrito original: RAG, SS, JIBS, JJZO; (5) Redacción del manuscrito corregido y editado: JIBS, IQM; (6) Diseño gráfico: RAG, IQM; (7) Trabajo de campo: RAG, SS, JIBS, JJZO; (8) Interpretación: RAG, SS, JIBS, IQM, JJZO; (9) Financiamiento: JIBS, JJZO.
Financiamiento
Esta investigación agradece el financiamiento recibido durante los trabajos de campo por el Centro Multidisciplinario de Investigación Científica de la Universidad Autónoma de Nayarit (a JIBS) y el Instituto de Geografía de la UNAM (a JJZO).
Agradecimientos
Gracias a Gutiérrez, R., Santos, M., y Salazar Márquez, A.A., por su apoyo en campo; también agradecemos a los revisores anónimos por sus valiosos comentarios y correcciones en el manuscrito. Además, apreciamos profundamente el trabajo realizado por el editor del Boletín, los editores invitados y la editora técnica, quienes hicieron posible la publicación de este trabajo.
Conflicto de intereses
Los autores manifestamos que no existe conflicto de interés con otros autores, instituciones o terceros sobre el contenido (total o parcial) del artículo.
Editor a cargo
Osvaldo Franco Ramos.
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La revisión por pares es responsabilidad de la Universidad Nacional Autónoma de México.
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