Origen y evolución del volcán Pico de Orizaba

El volcán Pico de Orizaba o Citlaltépetl se localiza en el extremo oriental del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM) entre los estados de Puebla y Veracruz (97º 16’ O y 19º 02’N) (^{Rossotti, 2005}) (Figura 1). Es un estratovolcán construido sobre rocas calizas y lutitas de edad Cretácica (^{Yáñez-García y García-Durán, 1982}; ^{Carrasco-Nuñez et al., 2021}). El material que ha emitido es de composición calci-alcalino, desde basaltos a riolitas y cubre un área de ~1,000 km² (^{Carrasco-Núñez y Gómez-Tuena, 1997}; ^{Carrasco-Núñez, 2000}). La evolución del Pico de Orizaba, igual que la de otros estratovolcanes, incluye repetidas fases de construcción y destrucción del edificio volcánico principal (^{Carrasco-Núñez y Gómez-Tuena, 1997}) y se pueden distinguir tres periodos eruptivos (^{Carrasco-Núñez, 2000}).

Figura 1 El volcán Pico de Orizaba (PO) forma parte del CVTM y se localiza en la porción oriental. La Barranca Seca y su afluente, la Barranca Ojo Salado se ubican al noreste del Pico de Orizaba. Los recuadros en rojo indican los sitios de estudio, en dos sectores altitudinales de la barranca. 

El primer periodo empezó con la construcción del paleo-volcán Torrecillas durante el Pleistoceno medio, cuya actividad estuvo dominada por erupciones efusivas. Este periodo finalizó con el colapso del edificio Torrecillas alrededor de 0.25 Ma. y la formación de una avalancha de escombros en el flanco noreste, denominada Jamapa (^{Carrasco-Núñez y Rose, 1995}). La siguiente etapa inició alrededor de 0.2 Ma. con la formación del paleo-volcán Espolón de Oro, que estuvo conformado por diferentes secuencias de lava y concluyó hace 16 500 años A.P. con el colapso del volcán, lo que provocó una avalancha de escombros nombrada Tetelzingo (^{Carrasco-Núñez et al., 2006}). Por último, el cono actual, denominado Citlaltépetl, se construyó sobre restos de los volcanes ancestrales hace 16 500 años A.P. Durante la formación de este cono también ocurrieron las tres erupciones explosivas más relevantes del volcán (^{Carrasco-Núñez y Gómez-Tuena, 1997}). La primera, fechada hace aproximadamente 13 000 años A.P, consistió en una secuencia de ignimbritas de composición riolítica (^{Carrasco-Núñez, 1993}; ^{Carrasco-Núñez y Rose, 1995}). La siguiente, ocurrida entre 9000 y 8500 años A.P., es el evento explosivo más importante del volcán durante el Holoceno y se conoce como Ignimbrita Citlaltépetl (^{Carrasco-Núñez y Rose, 1995}). Por último, en el año 4100 A.P., la destrucción de un domo central generó una serie de flujos piroclásticos (^{De-la Cruz Reyna y Carrasco-Núñez, 2002}).

En el Holoceno tardío y en la época prehispánica, el Pico de Orizaba presentó erupciones efusivas de lavas dacíticas, formando un cono que fue ganando altura e inclinación con el tiempo (^{Carrasco-Núñez, 2000}; ^{Alcalá-Reygosa et al., 2020}). La compleja evolución del Pico de Orizaba ahora le confiere una clara asimetría alcanzando las mayores alturas en su sector oriental (4000 m - 4500 m), mientras que en el occidental no se superan los 3000 m desde su base (^{Parrilla y Zamorano, 1996}).

Lahares en el Pico de Orizaba

La actividad lahárica ha sido recurrente en área del Pico de Orizaba desde el Cuaternario. El colapso del paleo-volcán Torrecillas, hace 0.25 Ma, formó una avalancha de escombros llamada Jamapa que se transformó en un lahar denominado Excola (Hubbard et al., 2007), el cual llegó hasta la costa del Golfo de México como un flujo hiperconcentrado (^{Carrasco-Nuñez et al., 2006}). Posteriormente, el derrumbe del paleo-volcán Espolón de Oro también causó una avalancha que rápidamente se transformó en un lahar llamado Tetelzingo, cuyos materiales llegaron a la costa (^{Carrasco-Núñez et al., 2006}).

Asimismo, en el valle Metlac al sureste del volcán Pico de Orizaba, se identificó una pequeña terraza del lahar Fortín, cerca de la ciudad suburbana Fortín de las Flores (Hubbard et al., 2007). Este lahar se formó a partir del depósito de una avalancha de escombros que aún no se ha fechado, sin embargo, las evidencias de erosión indican que se trata de un depósito relativamente antiguo (^{Carrasco-Núñez et al., 2006}).

Recientemente, en la Barranca Jamapa, ubicada al norte del edificio volcánico principal, ^{Figueroa-García et al. (2021)} llevaron a cabo una reconstrucción espacial y temporal de lahares, a partir de disturbios en los anillos de árboles, los lahares que identificó ocurrieron en 1931, 1960, 1968, 1975, 1999, 2012, 2014 y 2016. Además, con ayuda del software RAMMS (Rapid Mass Movement Simulation), se realizó el modelado de los flujos que impactaron los árboles y se calibraron los volúmenes obtenidos con paleo-indicadores PSI (altura de la cicatriz de impacto).

Condiciones bio-físicas de la Barranca Seca

La Barranca Seca se localiza al noreste del Pico de Orizaba, y nace en el cono del volcán a ~5000 msnm (Figura 1). Se desarrolló en los productos volcánicos del Cuaternario correspondientes a los tres periodos eruptivos del volcán. Bordea al sur el Complejo de domos Chichimecos, por lo que su ladera norte está compuesta por la estructura de estos domos y sus flujos de lava. La ladera sur de la barranca está formada por una secuencia de flujos de lava pertenecientes al Torrecillas, al Espolón de Oro y al Citlaltépetl. En el sector de menor altitud de la barranca, aflora el basamento de rocas calizas y lutitas cretácicas en el fondo y en las laderas de la barranca (^{Carrasco-Núñez, 2000}; ^{Macías, 2005}).

La presencia de materiales no consolidados en el flanco norte del volcán, como depósitos morrénicos y depósitos piroclásticos, sumado a la fuerte inclinación de las laderas y a las lluvias torrenciales que se presentan en la zona, sobre todo en la temporada de huracanes, ha favorecido la ocurrencia de lahares y procesos de remoción en masa a lo largo de la Barranca Seca y su afluente, la Barranca Ojo Salado. En la zona es posible reconocer formas del relieve asociadas a estos procesos geomorfológicos, como terrazas, coronas de desprendimiento y lóbulos (Figura 2). Con frecuencia el paso de dichos procesos ha dejado diferentes daños en el bosque.

Figura 2 A) Barranca Seca en el sector B, donde es posible observar procesos de remoción en masa y en el fondo del canal, material movilizado por lahares. B) Barranca Ojo Salado, en la foto se aprecian dos terrazas laháricas, una a cada lado del canal. 

La distribución de la vegetación en la Barranca Seca depende principalmente de la altitud. En la zona, se desarrollan bosques de Abies sp., Pinus sp., Quercus sp., Alnus sp. y Juniperus sp. (^{Cisneros, 1981}; ^{Ávila y López-Mata, 2001 Rzedowski, 2006}). Estas comunidades se presentan como masas mixtas y se extienden entre 2000 y 4000 msnm. Algunas especies han demostrado tener potencial para hacer reconstrucciones drendrogeomorfológicas en anteriores investigaciones como Pinus hartwegii (^{Bollschweiler et al., 2010}; ^{Franco-Ramos et al., 2017b}; ^{Figueroa-García et al., 2021}), Abies religiosa (^{Franco-Ramos et al., 2016a} y ^b; ^{Franco-Ramos et al., 2019}) y Pinus ayacahuite (^{Bollschweiler et al., 2010}).

En la vertiente oriental del Pico de Orizaba, sector en el que se ubica la zona de estudio, el clima varía de templado subhúmedo a semifrío en función del gradiente altitudinal (^{SEMARNAT, 2015}). Las precipitaciones se presentan en verano, aunque se pueden extender hasta otoño, dependiendo de los ciclones tropicales. En la estación climatológica Coscomatepec, que es la más cercana a la Barranca Seca, en esos meses se reportan de 318 mm (agosto) a 371 mm (junio) de lluvia promedio mensual, eso valores son muy similares a los que registran las estaciones Huatusco e Ixhuatlán del Café (^{CONAGUA-SMN, 2021a}). En muchos casos, las lluvias torrenciales se relacionan con huracanes que se desarrollan en el golfo de México y que aportan mucha humedad a la zona de estudio (^{SEMARNAT, 2015}).

Trabajo de campo

El trabajo de campo se realizó en dos salidas, una en abril y la segunda en diciembre de 2018. Consistió en la colecta de muestras (núcleos de extracción, cuñas y rodajas) con ayuda de barrenos de extracción tipo Pressler de 5 mm de diámetro y una motosierra. Se tomaron muestras de árboles con señales de afectación por procesos geomorfológicos (cicatrices de impacto, inclinación del tronco y sepultamiento) y de árboles sin disturbios aparentes para la elaboración de una cronología de referencia local, todo esto, siguiendo los protocolos de ^{Stoffel y Bollschweiler (2008)} y ^{Stoffel et al. (2010b)}.

El número de árboles muestreados fue 61, de tres especies de coníferas. Para analizar procesos de remoción en masa se tomaron muestras de 10 árboles de Pinus patula, 2 de Pinus hartwegii y 4 de Abies religiosa. En el caso de los lahares se muestrearon 13 árboles de Pinus hartwegii y 3 de Abies religiosa. Para realizar las cronologías de referencia se utilizaron 6 árboles de Pinus patula, 8 de Pinus hartwegii y 15 de Abies religiosa (Tabla 1).

Durante el trabajo en campo, también se hicieron dos levantamientos fotogramétricos sobre los sitios de muestreo con un dron Mavic Pro Platinum y con la aplicación Pix4DCapture. En el sector A (~2800 msnm), el vuelo se realizó sobre un deslizamiento, con una altura de 80 m y las imágenes se tomaron de manera oblicua. En el sector B (3410-3460 msnm), el vuelo se realizó sobre el frente de un flujo de lava, con una altura de 100 m y la toma de las imágenes fue cenital.

Análisis de laboratorio

En el laboratorio, la preparación de las muestras y el análisis se realizó de acuerdo con las técnicas propuestas por ^{Bräker (2002)}, ^{Stoffel y Bollschweiler (2008)}. Los pasos incluyeron el lijado de las muestras para resaltar los anillos de crecimiento, el pre-fechado a partir de Skeleton plot, y posteriormente, la medición del ancho de los anillos con un sistema de medición Velmex (^{Robinson y Evans, 1980}) y un micrómetro de precisión 0.001 mm, conectado a una platina deslizable y a una computadora con el programa TSAP-Win (^{Rinn, 2003}) instalado. Para la validación del fechado del conjunto de muestras se utilizó el programa COFECHA (^{Holmes, 1983}), el cual permite conocer la intercorrelación estadística entre las series de ancho total de anillo y con ello validar que el fechado haya sido correcto;, el valor de intercorrelación mínimo que se utiliza como parámetro de referencia es 0.32 (P<0,01).

Después se identificaron las anomalías de crecimiento de los individuos afectados por procesos geomorfológicos y se elaboró a manera de inventario una tabla de eventos dendrogeomorfológicos, donde se consideró el tipo de disturbio, la intensidad y el año de evento por cada muestra. La intensidad de los disturbios se definió en cinco niveles de acuerdo con los criterios de ^{Stoffel y Corona (2014)}. La tabla de eventos dendrogeomorfológicos se exportó a un Sistema de Información Geográfica (ArcMap 10.1), para caracterizar la distribución espacial y temporal de los eventos geomorfológicos reconstruidos. Por último, para validar las reconstrucciones de los eventos geomorfológicos anuales o sub-anuales, se compararon con datos de precipitación de tres estaciones climatológicas de la Comisión Nacional del Agua (CONAGUA) (Coscomatepec, Huatusco e Ixhuatlán del Café) y con la base de datos de huracanes de la CONAGUA.

Por otra parte, el procesamiento de las imágenes obtenidas de los levantamientos fotogramétricos se realizó en el software Agisoft PhotoScan Professional, con el que se generó un Modelo Digital de Elevación (MDE) y un ortomosaico de cada vuelo. La resolución del MDE que corresponde al sector A fue de 4.85 cm/pixel, mientras que el MDE del sector B tuvo una resolución de 8.61 cm/pixel. Estos materiales, permitieron identificar las formas de relieve asociadas a procesos geomorfológicos, así como ubicar de manera precisa los árboles muestreados.

Dendrocronología

A partir de las coníferas analizadas se elaboraron tres cronologías de referencia, correspondientes a cada una de las especies y cuya validación del fechado se realizó con el software COFECHA. La cronología de Pinus patula abarcó de 1976 a 2017, se construyó con 15 series y se obtuvo una correlación de 0.452 (P<0,01). En el caso de Pinus hartwegii la cronología cubrió de 1951 a 2018, y también se usaron 15 series que tuvieron una correlación de 0.509 (P<0,01). Por último, la cronología de Abies religiosa abarcó de 1956 a 2018, se construyó a partir de 24 series que obtuvieron una correlación de 0.626 (P<0,01). Los valores de intercorrelación del mínimo de significancia que establece COFECHA es 0.32 (P<0,01), de modo que el fechado de las tres cronologías es correcto.

Posteriormente, las series de crecimiento de las tres coníferas se trataron con ayuda del programa ARSTAN para eliminar las tendencias de la edad (anillos internos anchos y anillos externos estrechos) y maximizar la señal climática. El resultado de este proceso fue la obtención de gráficas del Índice de Ancho de Anillo (IAA) para cada especie (Figura 3). Los años por arriba de la media (valor 1) se asocian a periodos húmedos, mientras que aquellos por debajo de la media pueden representar temporadas de sequía. Así, los periodos húmedos son: 1957-1960, 1981-1986 y 2015-2018, mientras que los periodos secos abarcan 1955-1958, 1970-1977, 1998-2004 y 2013-2015. Estas series estandarizadas también fueron de utilidad como curvas de referencia para descartar las variaciones en el ancho de los anillos provocados por anomalías climáticas y con ello determinar los disturbios por procesos geomorfológicos.

Figura 3 Comparación del Índice de Ancho de Anillo o IAA de las tres especies de coníferas utilizadas para hacer referencias dendrocronológicas y/o reconstrucciones dendroclimáticas. 

En general, el comportamiento de las tres curvas del IAA sigue un patrón similar. Esto sugiere que los árboles de una región responden a las condiciones ambientales de manera semejante aun cuando no son de la misma especie. No obstante, es preciso indicar que las curvas de Pinus hartwegii y Abies religiosa, que tuvieron los valores más altos de correlación en COFECHA (0.509 y 0.626, respectivamente), son las que presentan un patrón mejor definido. Es posible que la diferencia con el IAA de Pinus patula se deba a los problemas de crecimiento de esta conífera, ya que presentó un importante número de anillos falsos y a que algunas muestras tenían disturbios asociados a caída de rocas.

Dendrogeomorfología

El registro de los disturbios o señales en los anillos de crecimiento empezó en 1956, no obstante, debido a que su intensidad era baja y a que no había suficiente evidencia para asociarlos a algún proceso geomorfológico, la reconstrucción de los procesos geomorfológicos se realizó desde 1983 hasta el 2018.

El número total de disturbios asociados a procesos de remoción en masa y a lahares en las barrancas Seca y Ojo salado fueron 99, de los cuales los TRD y las cicatrices de impacto tuvieron mayor presencia. Los disturbios asociados a procesos de remoción en masa fueron 29 y los principales fueron cicatrices de impacto (45%) y TRD (21%). En el caso de los lahares, el número total de disturbios fue 70, y los más frecuentes fueron: TRD (61%) y cicatrices de impacto (20%) (Tabla 2).

Distribución y frecuencia de procesos de remoción en masa

La fuerte inclinación de las laderas (>45°) en la Barranca Seca ha favorecido la ocurrencia de procesos de remoción en masa en esta zona. En los dos sectores altitudinales que se estudiaron existe evidencia geomorfológica y daños visibles en los árboles asociados a estos procesos geomorfológicos. En sector A (~2,800 msnm) se analizó un deslizamiento rotacional ubicado en la ladera norte de la barranca. La edad de los árboles que crecieron sobre el depósito después del evento permitió definir una edad mínima para el deslizamiento. Con el fin de obtener un dato más preciso sobre la edad de los árboles, y como consecuencia del relieve, se calibraron los árboles localizados sobre este depósito para corregir los anillos faltantes en las muestras. Así, el árbol más longevo tiene una edad de 57 años (1960 el anillo más interno), de modo que la edad mínima para este deslizamiento se estima durante esos años y se asume que el material del depósito alcanzó un periodo de estabilidad a partir 1960, lo que permitió el crecimiento de la vegetación (Figura 4).

Figura 4 Distribución y frecuencia de la caída de rocas en el depósito de un deslizamiento localizado a ~2,800 msnm en la Barranca Seca. Los triángulos indican la ubicación de los árboles afectados, y el tamaño de las figuras está en función de la antigüedad de los eventos, mientras más antiguo más grande. La obtención de las fotos con el dron fue oblicua, por lo que las coordenadas del modelo sombreado son aproximadas. 

Además, los árboles localizados en este depósito registraron disturbios por caídas de rocas debido al retroceso de la corona del deslizamiento. El sector más activo del depósito es el oriental (Figura 4). Los árboles ubicados en esa porción registran el mayor número de eventos por caída de roca y en algunos casos coinciden con los eventos que se presentan en árboles de otros sectores del depósito. Los eventos que destacan por el número de árboles que los registran y el número de disturbios que presentan son 1995, 2002, 2011 y 2014.

Por otro lado, en el sector B (3410-3460 msnm) se localizaron árboles afectados por procesos de remoción en masa en la ladera sur de la Barranca Seca (Figura 5). En la porción occidental del mapa se ubican dos árboles que presentaban tejidos callosos y TRD en sus anillos de crecimiento, tales disturbios generalmente se asocian a impactos y, en este caso, el contexto geomorfológico en el que se encontraban los árboles indica que dichos impactos fueron causados por la caída de rocas. Los disturbios en los anillos indican que estos procesos ocurrieron en 1983, 2000, 2001 y 2015.

Figura 5 Distribución y frecuencia de procesos de ladera, en el sector B de la Barranca Seca. En la porción occidental, se encuentran árboles afectados por caída de rocas. En porción oriental, se identificaron árboles sobre el depósito de un deslizamiento que fueron afectados por posteriores movimientos del material del depósito. 

En la porción oriental del mapa (Figura 5) se identificó un deslizamiento traslacional, que presenta una morfología bien definida y escasa vegetación arbórea, por lo que se sugiere que se trata de un proceso reciente;, esta suposición se confirma con la edad de los árboles muestreados sobre el deposito, que va de 6 a 31 años. El material del depósito permanece inestable, lo que ha favorecido posteriores movimientos de menor dimensión que impactaron, sepultaron e inclinaron pequeños renuevos de Pinus hartwegii que crecieron sobre el depósito del deslizamiento. Los disturbios en los anillos de árboles indican que el movimiento de material del depósito ocurrió en 2000, 2001, 2003, y el más reciente en el 2017.

Distribución y frecuencia de lahares

En el segundo sector B (3410-3460 msnm) se colectaron muestras de árboles con disturbios localizados cerca de cauce de la Barranca Seca y de la Barranca Ojo Salado con la finalidad de reconstruir lahares (Figura 6). Los eventos más importantes asociados a lahares por su distribución espacial son 1983, 1991, 2000, 2012. Estos eventos se identificaron en árboles de ambas barrancas. Otros eventos importantes por el número de árboles que los registraron y por el número de disturbios que generaron en los anillos de crecimiento son 2001, 2003, 2012, 2014 y 2015. El 2012 es el que más destaca, tanto por su distribución espacial como por el número de disturbios que generó (28), los principales asociados a este evento fueron cicatrices de impacto y realces de crecimiento.

Figura 6 Distribución de árboles afectados por lahares en las barrancas Seca y Ojo Salado entre 3,410-3,460 msnm. Las barras indican la ubicación de los árboles afectados por estos procesos. 

En ambas barrancas se observa que los árboles afectados por lahares se restringen a ciertos sectores. Esto se debe a que hay zonas en donde los árboles no están cerca de los cauces y, por tanto, no están al alcance de los flujos. Sin embargo, eso no significa que los lahares no hayan tenido mayor distribución espacial.

Por otro lado, se hizo una comparación entre la ocurrencia de procesos de remoción en masa y lahares para analizar la conexión temporal que existe entre estos procesos y se encontró que los años que tienen mayor coincidencia son: 1983, 2000, 2001, 2003, 2006, 2014, 2015, 2017. Es importante resaltar que, si bien es posible observar cierta relación entre las tres reconstrucciones, es evidente que existe mayor vínculo entre los eventos asociados a lahares y procesos de remoción en masa que se localizan en la misma posición altitudinal (sector B) de la barranca (Figura 7).

Figura 7 Reconstrucción temporal de procesos geomorfológicos en las barrancas Seca y Ojo Salado en dos niveles altitudinales. 

Series dendrocronológicas y IAA

Las cronologías de referencia corroboran el potencial dendrocronológico de las tres coníferas analizadas a pesar de los problemas de crecimiento que presentaron, como anillos perdidos en el caso de Pinus hartwegii y anillos falsos en Pinus patula; la especie con menos anomalías de crecimiento fue Abies religiosa. En trabajos previos se habían utilizado muestras de Pinus hartwegii (^{Bollschweiler et al., 2010}; ^{Franco-Ramos et al., 2017b}; ^{Figueroa-García et al., 2021}) y Abies religiosa (^{Franco-Ramos et al., 2016a} y ^b; ^{Franco-Ramos et al., 2019}) en reconstrucciones dendrogeomorfológicas con buenos resultados, pero, no se había probado el potencial de Pinus patula para este fin. Los resultados obtenidos en esta investigación muestran que esta especie también es útil para analizar procesos geomorfológicos.

La anatomía propia de cada especie condiciona el crecimiento de los anillos de árboles, sin embargo, la comparación del IAA de las tres coníferas permitió identificar un patrón general entre las series. Eso fue importante, porque proporcionó una cronología de referencia de cada especie que ayudó a fechar las muestras de árboles con disturbios y también fue una base de la reconstrucción de procesos geomorfológicos, ya que permite asociar los disturbios causados por estos procesos en los anillos de árboles, con años de mayor precipitación, que puede ser un desencadenante.

Por otra parte, las actividades antrópicas, como la tala clandestina de árboles o los incendios en la zona de estudio, pudieron haber eliminado a los árboles longevos, por lo que las cronologías de las tres especies son cortas, la más extensa es la de Pinus hartwegii que abarca 68 años, desde 1951 hasta el 2018. Esta situación representó una limitante para esta investigación, porque se descartaron árboles que pudieron contener información ambiental valiosa de la zona.

Relación entre los procesos geomorfológicos, fenómenos hidro-meteorológicos y disturbios en los anillos de crecimiento

A partir del análisis dendrogeomorfológico se determinó que las cicatrices de impacto fueron los disturbios más comunes asociados a procesos de remoción en masa, principalmente caída de rocas, con 45%. En trabajos previos en los Alpes franceses, también se encontró que la respuesta más frecuente por caída de rocas son las cicatrices de impacto (^{Favillier et al., 2017}; ^{Mainieri et al., 2019}). Respecto a los deslizamientos, investigaciones del centro de Europa (^{Šilhán, 2021}; ^{Chalupová et al., 2021}) demostraron que los anillos excéntricos y la madera de reacción son las respuestas más evidentes en los anillos de árboles. En este trabajo, algunas muestras ubicadas en el sector B, presentaron esos disturbios al ser inclinados por el peso del material movilizado ladera abajo. En cuanto a los lahares, ^{Salaorni et al. (2017)} encontraron que el disturbio más común en Larix cajanderi, fueron los TRD (37%). Valores similares reportaron ^{Bollschweiler et al. (2007)} con flujos de escombros, donde la anomalía más frecuente en Larix decidua Mill. y Picea abies (L.) Karst, fueron los TRD (36%). En esta investigación, también destaca la presencia de TRD, pero únicamente en los árboles de Abies religiosa, con 61% del total.

Los procesos geomorfológicos estudiados pueden tener diferentes detonantes, dependiendo del contexto físico en donde ocurran, no obstante, destacan las lluvias torrenciales como una de las principales causas, como lo demuestra ^{Tichavský et al. (2017)} y ^{Chalupová et al. (2021)}. Sin embargo, otro factor detonante de los lahares suele ser el aporte súbito de agua por el derretimiento de glaciares (^{Salaorni et al., 2017}), o los sismos en el caso de deslizamientos y caída de rocas (^{Stoffel et al., 2019}).

El conocimiento de que los anillos de crecimiento de algunas coníferas del centro de México se pueden formar en dos etapas, de manera aproximada la madera temprana se forma de marzo-mayo y la madera tardía de junio-octubre (^{Franco-Ramos et al., 2016a}), hace posible que las reconstrucciones dendrogeomorfológicas tengan una resolución subanual y con ello identificar los posibles detonantes de los procesos geomorfológicos. En este trabajo, el 52.6% de los disturbios se identificaron en la madera temprana, mientras que el 47.4%, se encontraron en la madera tardía.

Algunos de los eventos registrados en los anillos de los árboles (2005, 2011, 2014, 2012, 2017), coinciden con huracanes y tormentas tropicales que llegaron al territorio mexicano por la costa del océano Atlántico. Los eventos reconstruidos se pudieron comparar con los datos de precipitación de las estaciones climatológicas más cercanas al sitio de estudio (Coscomatepec, Huatusco e Ixhuatlán del Café),

En el 2005, la tormenta tropical “José” arribó a Veracruz entre el 22 y el 23 de agosto. La estación Coscomatepec registró un aumento en la precipitación en esos días, con 116 mm acumulados en 3 días. Poco después, el huracán “Katrina” pasó cerca del territorio veracruzano provocando precipitaciones que se registraron en la misma estación, con un total 101 mm del 29 al 31 de agosto (^{CONAGUA-SMN, 2021a} y ^b). Las muestras que registran el evento del 2005 presentan el disturbio en la madera tardía, por tanto, es posible que dichos fenómenos hidrometeorológicos causaran este evento.

En el 2011, dos tormentas tropicales que llegaron al territorio de México por el Atlántico generaron importantes precipitaciones en el área de estudio. La primera, llamada “Arlene”, se formó los últimos días de junio. Durante la inestabilidad, aumentó notablemente la precipitación con registros de 160 mm en 1 día, en la estación Huatusco y 115 mm en Ixhuatlán del Café. La segunda tormenta, llamada “Harvey” se desarrolló del 18 al 22 de agosto y causó fuertes precipitaciones, en la estación Ixhuatlán del Café se reportaron 108 mm acumulados en 2 días (^{CONAGUA-SMN, 2021a} y ^b). La posición del disturbio en el anillo del 2011 también coincide con la temporada de huracanes.

El huracán “Ernesto” llegó a territorio mexicano con categoría I en agosto del 2012 provocando fuertes lluvias en el centro y sur del país (^{CONAGUA-SMN, 2021b}). La estación climatológica Ixhuatlán del Café registró precipitaciones de 132 mm el día 9 de ese mes y en la estación Huatusco 133 mm el mismo día (^{CONAGUA-SMN, 2021a}). Se identificaron 12 muestras que registraron este evento y presentan cicatrices de impacto en la madera tardía (Figura 8). Por lo tanto, es muy probable que el lahar del 2012 lo causaran las intensas lluvias que trajo el huracán Ernesto ocurrido del 1 al 10 de agosto. Sin embargo, no se descarta que el agua generada por la fusión parcial de la base del glaciar de Jamapa y el aporte de material morrénico, haya favorecido la ocurrencia de este evento (^{Sieron et al., 2021}).

Figura 8 Muestra de Pinus hartwegii en la Barranca Seca con una cicatriz de impacto por el lahar de 2012. Nótese que el disturbio se encuentra en la madera tardía de ese año. 

La tormenta tropical “Hanna” comenzó a formarse en la frontera sur de Veracruz el 19 de octubre del 2014, lo que causó fuertes precipitaciones en esa zona. La estación Huatusco registró un total de 114 mm en 2 días durante la inestabilidad (^{CONAGUA-SMN, 2021a} y ^b). Se identificaron 4 muestras que presentaron disturbios en la madera tardía del 2014 (Figura 9).

Figura 9 Muestras de árboles que registraron los eventos del 2014 y 2017. (A) Cuña de Pinus hartwegii con impacto por lahar en la madera tardía del 2014 y 2017. (B) Sección trasversal de un árbol de Pinus hartwegii que presenta una cicatriz de impacto por un deslizamiento en la madera tardía del 2017. El material que impactó el árbol también lo inclinó, por lo que el año siguiente se generó un anillo excéntrico y madera de compresión. 

La posición de los disturbios en el anillo del 2017 de las muestras coincide con la temporada de huracanes de ese año (Figura 9). En agosto del 2017 el arribo del huracán “Franklin”, de categoría I, incrementó la precipitación en la región y en la estación Ixhuatlán del Café se registraron 54 mm en 1 día. Posteriormente, en septiembre del mismo año entró a Tecolutla, Veracruz el huracán “Katia” de categoría II, que generó precipitaciones de 96 mm en 3 días en la estación Ixhuatlán del Café (^{CONAGUA-SMN, 2021a} y ^b).

Los eventos reconstruidos en la Barranca Seca (1983, 1987, 1991, 1995, 2000, 2001, 2002, 2003, 2004, 2005, 2006, 2007, 2011, 2012, 2014, 2016 y 2017) asociados a procesos de remoción en masa y lahares, coincide con los resultados obtenidos en otros volcanes del centro-este del CVTM (Tabla 3).

Los eventos reconstruidos en la Barranca Seca que más se repite en otros volcanes son: 2000, 2001, 2005 y 2012. Los tres primeros se reportaron en las barrancas del volcán La Malinche (^{Franco-Ramos et al., 2019} y ^{Franco-Ramos et al., 2016b}), en el Rodadero (^{Stoffel et al., 2011}) y en la Barranca Nexpayantla (^{Franco Ramos et al., 2016a}). Al evento del 2001 se suma la Barranca Huiloac (^{Franco-Ramos et al., 2017a}) y al 2005 el valle La Teta (^{Franco-Ramos et al., 2017b}). Asimismo, el evento del 2012 se registra en cuatro barrancas, Alcalican (^{Prado-Lallande, 2017}), Nexpayantla, Axal y Jamapa (^{Figueroa-García et al., 2021}). Otros eventos importantes, son 1983, 1988, 1995 y 2003, estos eventos se reportan en tres barrancas, aunque no necesariamente en las mismas. Los únicos eventos de la Barranca Seca que no coinciden con ningún otro son el 2004 y el 2006.

El análisis de la frecuencia de procesos de remoción en masa y lahares en diferentes volcanes del centro de México sugiere que los procesos geomorfológicos no sólo fueron detonados por factores locales, sino por factores de alcance regional como lluvias torrenciales causadas por fenómenos hidro-meteorológicos (huracanes y tormentas tropicales).