SECRETARÍA DE SEGURIDAD Y PROTECCIÓN CIUDADANA SUBSECRETARÍA DE PLANEACIÓN, PREVENCIÓN, PROTECCIÓN CIVIL Y CONSTRUCCIÓN DE PAZ COORDINACIÓN NACIONAL DE PROTECCIÓN CIVIL CENTRO NACIONAL DE PREVENCIÓN DE DESASTRES

INFORME DE MAPAS PRÁCTICOS DE LOS VOLCÁNES NEVADO DE TOLUCA, CITLALTEPETL, CAMPOS MONOGENÉTICOS CHICHINAUTZIN, MICHOACÁN-GUANAJUATO Y JALAPA-NAOLINCO Subdirección de Riesgos Volcánicos Dirección de Investigación

Contenido

 Introducción  Metodología  Resultados  Conclusiones  Referencias

INTRODUCCIÓN

El presente reporte expone el seguimiento de trabajos realizados con anterioridad como es:

 Metodología para la evaluación de zonas susceptibles a presentar vulcanismo (parte 2), 2015

 Metodología para la identificación de los peligros asociados al vulcanismo monogenético en México (parte 3), 2016.

 Modelación de derrames de lava en los campos monogenéticos de Chichinautzin, Xalapa-Naolinco y Michoacán-Guanajuato (parte 1) 2018

 Mapas prácticos de peligro de los volcanes, Ceboruco, Colima, Citlaltépetl, Chichonal y Tacaná (Parte 1) 2018.

El objetivo fue generar mapas prácticos de peligros volcánicos para los volcanes Nevado de Toluca y San Martín Tuxtla. Además de mejorar y optimizar la metodología para determinar zonas susceptibles a presentar vulcanismo con el Análisis multiobjetivo-multicriterio aplicados a tecnología SIG que permite ponderar que permita determinar zonas susceptibles a vulcanismos en campo volcánicos.

Actualmente son pocos los estudios sobre la evaluación de zonas susceptibles a presentar vulcanismo, por ende, no es tarea fácil la generación de mapas de peligros volcánicos en campos monogenéticos y mucho menos generar mapas prácticos. Sin embargo, en años recientes se han desarrollado códigos computacionales como los programas QGIS VolcAnic Suscep Tibility (QVAST, por sus siglas en inglés) y Hazard Assessment Event Tree (HASSET, por su siglas en inglés).

Para México debido a los pocos estudios realizados a los campos monogenéticos, dificulta el uso de programas computacionales, como los mencionados anteriormente.

Finalmente, el presente informe propone una metodología cualitativa para aquellos campos monogenéticos que cuenten con poca información, además de la propuesta de mapas prácticos para volcanes poligenéticos.

MAPAS DE PELIGROS DE CAMPOS MONOGENETICOS

VORIS

HASSET

METODOLOGÍA

La Subdirección de Riesgos Volcánicos cuenta con un catálogo de 46 volcanes considerados posiblemente activos, modificado a partir de la base de datos del Programa de Vulcanismo Global del Instituto Smithsoniano de los Estados Unidos; con ello se realizó la Evaluación de Riesgo Relativo de los volcanes de México (Figura 1) basada en la metodología del cálculo del riesgo propuesta por Ewert et al. (2005) y Ewert (2007).

Figura 1. Clasificación del riesgo relativo de los volcanes mexicanos

Los resultados reflejaron un total de 28 volcanes activos, 15 campos monogenéticos y tres calderas, además de 4 volcanes situados en el extranjero, uno en Estados Unidos de América, muy cercano a la frontera norte y los otros tres en Guatemala pero que pueden afectar el sur del país.

En principio, se seleccionaron estructuras volcánicas poligenéticas, y que además cuenten con mapa de peligros. Además este informe incluye una metodología para determinar zonas de reactivación magmática en campos monogenéticos. Para ambos casos se recopilación información bibliográfica de su historia geológica, depósitos piroclásticos, reconstrucciones eruptivas y modelaciones.

Con base en un Modelo Digital de Elevación (DEM), por medio de la plataforma virtual del INEGI, y utilizando la interfaz Laharz_py, se integraron y realizaron las reproducciones de los mapas de peligro de los volcanes Nevado de Toluca y Los Tuxtlas.

Adicionalmente el presente trabajo, también aborda una metodología para la identificación de zonas susceptibles reactivación magmática en campos monogenéticos. Con la información disponible de los CVCh, CVMG y CVX, recolectada en el proyecto “Derrames de lava en los campos monogenéticos

2018” del Centro Nacional de Prevención de Desastres (CENAPRED), se llevó a cabo la metodología por medio de la Evaluación Espacial Multicriterio (EMC), la cual se utilizó para realizar algebra de mapas con los datos de edad e índice de juventud de estructuras volcánicas, así como datos de fallas y fracturas.

PROCESADO DE DATOS

Para el caso de los volcanes poligenéticos se llevó acabo la modelación de lahares y cono de energía, por medio de la intefaz LAHARZ_PY.

INTERFAZ DE LAHARZ_PY Laharz_py. Es un módulo que se ejecuta en un Sistema de Información Geográfica, diseñado por el USGS. Se basa en un modelo semi- empírico que delimita zonas de peligro de inundación por lahar en un Modelo Digital de Elevación (Schilling, 1998). Escrito en el lenguaje de programación Python (Python Software Foundation, 2013), como un conjunto de herramientas para su uso en ArcMap®. Laharz_py es un modelo computacional que usa descripciones estadísticas de las áreas inundadas por eventos de flujo masivos pasados para pronosticar áreas que probablemente serán inundadas por sucesos hipotéticos futuros.

Para crear zonas de peligro de inundación por lahar, el módulo Laharz_py restringe el procesamiento de sólo aquellas celdas que forman corrientes dentro de drenajes creando y utilizando las redes de hidrología de superficie.

La finalidad es el desarrollo de rejillas hidrológicas para dar “movimiento” pendiente abajo para crear zonas de peligro de inundación y obtener un GRID con dirección preferencial y depósitos de flujo.

El procesamiento contempla lo siguiente:

La función de dirección de flujo calcula la dirección hacia fuera de cada celda en el DEM y almacena esas direcciones en una rejilla de dirección de flujo,

La función de acumulación asigna a cada celda de la cuadrícula de acumulación de flujo, un valor que es la suma del número de celdas que fluyen en él.

Laharz_py identifica las celdas en la cuadrícula de la acumulación de flujo que tiene valores mayores que un umbral de corriente especificado por el usuario y almacena las ubicaciones de cada celda en una red de corriente (ESRI, 1994).

Además, es necesario realizar los conos de energía que nos indican los depósitos dejados alrededor de un volcán por varios fenómenos (Sheridan, 1979). El cono de energía se define como la referencia a un vértice que coincide generalmente con la cumbre del volcán y la pendiente determinada por una relación de caída vertical (H) a una distancia horizontal (L). Los valores de la relación H/L que define los límites “cercanos al volcán” o “zona de peligro proximal” se extienden en un rango de 0.1 a 0.3, dependiendo del tamaño y el tipo del evento proximal.

Laharz_py opera con el supuesto de que la inundación por lahar comienza en el límite de la zona de peligro proximal y continua aguas abajo, a mayor distancia del volcán, a partir de ahí comienza la construcción de zonas de inundación con la creación de secciones, calculando el área planimétrica y la transversal (Figura 2). Sin embargo, las áreas de los flancos del volcán, donde se pueden originar los lahares, son difíciles de predecir.

Figura 2 Mapa preliminar de lahares del volcán Nevado de Toluca en la interfaz Lahar_Z

Metodología para los campos mongenéticos

La implementación del Evaluación Espacial Multicriterio (EMC) fue necesario un sistema de estandarización, dado que las variables de los datos originales se expresan en unidades de medidas diferentes, con rangos muy distintos y con una amplia gama de posibilidades de interpretación en función a la adecuación del objetivo (Eastman, 1999). Se generaron así mapas en las que las variables se adecuaron para clasificarlos en 7 rangos.

Una vez elaborados los mapas se prosiguió con la evaluación y combinación de las variables mediante un análisis de evaluación espacial multicriterio.

El proceso de la información recabada, el análisis estadístico y la elaboración de mapas de los parámetros, para visualizar los diferentes cambios en los datos, se generaron en el software ArcMap® 10.1 con un sistema de coordenadas UTM y una proyección ITRF 1992 Lambert Conformal Conic.

Evaluación Espacial Multicriterio (EMC)

La EMC se define como un conjunto de técnicas orientadas a asistir en los procesos de toma de decisiones, mediante la descripción, ordenación, jerarquización y selección de alternativas de acuerdo a los objetivos planteados (Gómez y Baredo, 2005). Se basa en integrar todos los criterios y alternativas en una matriz de evaluación, donde la columna principal contiene los criterios, la fila principal las alternativas, y en el interior de la matriz la asignación de valores según los criterios. (Barredo-Cano, 1996).

Para la asignación de valores se optó por utilizar el proceso analítico jerárquico (Analytical Hierarchy Process o AHP, Saaty. 1977) el cual permite un enfoque más objetivo que la simple asignación de pesos, ya que aplica una combinación en la cual sólo dos criterios se consideran a la vez. De este modo, es más probable producir un grupo de pesos robusto (Eastman, 2003).

La escala de medida establecida para la asignación de ponderaciones es una escala numérica de 17 valores o jerarquías (Figura 3), que va desde un valor mínimo de 1/9 (el menos importante) hasta 9 (el más importante).

Figura 3 Escala de 17 jerarquías para la construcción de la matriz de comparación por pares, modificado de Eastman (1997).

La asignación de valores para realizar a ponderación se basado en los parámetros de referencias previas y puntos de vista tomando en cuenta las características propias del área en estudio (Aceves-Quesada et al. 2006)(Tabla 1).

Tabla 1 Matriz de Comparación. Índice de Fallas y Edad Estructuras Sismos Juventud Fracturas Edad 1 3 5 7 9 Índice de 1/3 1 3 5 7 Juventud Estructuras 1/5 1/3 1 3 5

Fallas y 1/7 1/5 1/3 1 3

Fracturas

Sismos 1/9 1/7 1/5 1/3 1

En la tabla 2 se muestra la matriz resultante y los pesos generados, que miden la importancia relativa de cada factor en comparación con el resto de factores. De este modo, los factores con mayor peso ejercen una influencia superior de ese criterio en el mapa final resultante.

La integración de los mapas, con los pesos ponderados define el índice de susceptibilidad, esto se realizó con algebra de mapas en ArcMap® 10.1

Tabla 2 Matriz Resultante

Edad Índice de Estructuras Fallas y Sismos Eigen Wj Juventud fracturas vector (Pesos) Edad 0.56 0.64 0.52 0.43 0.36 2.51 0.50 Índice de 0.19 0.21 0.31 0.31 0.28 1.30 0.26 Juventud

Estructuras 0.11 0.07 0.10 0.18 0.20 0.67 0.13

Fallas y 0.08 0.04 0.03 0.06 0.12 0.34 0.07 fracturas Sismos 0.06 0.03 0.02 0.02 0.04 0.17 0.03

TOTAL 1.00

Realizada la EMC, se obtuvieron las ponderaciones para cada factor, que posteriormente con algebra de mapas se obtiene el mapa final de peligros (Tabla 3).

Tabla 3 Factores de ponderación

EDADES 0.51281281 IND. JUV. 0.26149906 ESTRUCTURAS 0.12897642 FALLAS Y FRACT 0.0337653 SISMOS 0.3333518

Después de la obtención de las zonas susceptibles a magmatismo se procedió a realizar simulaciones por derrame para ello se usó el plugin Q_Lhava. Aunque este proceso se realizó en un proyecto anterior, fue necesario reproducirlo, debido a que la finalidad es, generar un mapa de peligro.

Q-LavHA. Se utilizó el plugin “Quantum-Lava Hazard Assessment” (Q-LavHA; Mossoux et al., 2016) de acceso abierto, el cual se integra en el software QGIS, también de código abierto. Esta aplicación simula la probabilidad de inundación de derrames de lava tipo aa, de uno o varios centros de emisión (como un punto, una línea o una superficie) distribuidos espacialmente en un Modelo Digital de Elevación (MDE) utilizando un enfoque iterativo.

La lava es un fluido viscoso con límite elástico, capaz de propagarse no solo por la pendiente más inclinada, también lateralmente, llenar depresiones y superar obstáculos morfológicos (Sigurdsson et al., 2015). En Q-LavHA, la propagación de lava de un frente de flujo canalizado se determina con base en el modelo probabilístico de Felpeto et al. (2001).

A partir del centro de erupción el modelo supone que el flujo se propaga a través del DEM desde un píxel fuente a uno de sus ocho píxeles circundantes (Figura 4). Para determinar el siguiente píxel a lo largo de la trayectoria del flujo de lava, se calcula una probabilidad de flujo para cada uno de los ocho píxeles que rodean el píxel central alcanzado por la línea de flujo (Mossoux et al., 2016).

Figura 4 Diagrama que muestra la representación esquemática del píxel central y sus píxeles circundantes

En la aplicación son contemplados unos factores de corrección (Hc: Espesor mínimo, Hp: Espesor máximo) y una longitud máxima (Lmax). Estos determinan la propagación del flujo y, por tanto, permiten a la lava superar pequeños obstáculos topográficos o rellenar depresiones. (A. Rodríguez et al., 2019). Con base en la selección de parámetros de entrada, se calcula para cada pixel un número predefinido de líneas de flujo (iteraciones), que posteriormente es combinado en función de los parámetros de simulación activados para expresar la probabilidad de pixeles a ser inundados por la lava (Mossoux et al., 2016).

Q-lavha propone tres modelos para la simulación de flujos, se dividen en modelos determinísticos, basados en la resolución de las ecuaciones de transporte, y en modelos probabilísticos, donde la topografía juega el papel principal en la determinación del camino seguido por la colada de lava. (A. Rodríguez et al., 2019).

Se utilizó el Modelo probabilístico de Longitud máxima (Lmax). Donde se definió

una longitud máxima (expresada en metros) hasta donde puede fluir la lava. Q- LavHA considera la longitud máxima como la distancia recorrida por la línea de flujo de lava y no la distancia en línea recta. El flujo se propaga aleatoriamente desde un punto de emisión y cada iteración se detiene cuando la línea de flujo alcanza una longitud máxima especificada. (Mossoux et al., 2016).

La manera más simple de modelar la terminación del flujo de lava consiste en extender su distribución hasta alcanzar una longitud máxima (Damiani et al., 2006; Felpeto et al., 2001; Tarquini y Favalli, 2013). Este modelo se usó por el poco conocimiento sobre las propiedades del flujo de lava disponible.

Para evaluar la precisión del flujo de lava simulado, se puede calcular un índice de aptitud (FI). Este índice compara el flujo de lava simulado con un flujo de lava real (Favalli et al., 2009). El área de solapamiento entre el flujo real y el flujo de lava simulado se divide por el área total cubierta por los dos flujos (A. Rodríguez et al., 2019). Para interpretar la simulación y su uso eficaz en la gestión del riesgo, es importante evaluar la falta de coincidencia entre el flujo simulado y el flujo real, ya sea por una sobreestimación o subestimación del área inundada por la simulación El FI varía entre cero y uno, cuanto más cerca esté FI de uno, más importante es la superposición y mejor será el flujo de lava simulada correspondiente al flujo de lava real (Cisneros, 2018).

Paleo-Topografía. Para la simulación de los derrames es necesario realizar un proceso llamado validación, para ello, se usaron, en el caso del campo Chichinuatzin, datos y cartografía del volcán Xitle, ya que es uno de los volcanes monogenéticos mejor estudiados. El volcán Xitle es uno de los más jóvenes en el CVCh (Martin del Pozzo, 1982), es un cono de ceniza de 150 m de altura ubicado en la parte suroeste de la cuenca de México, en la Ciudad de México. Su actividad comenzó con una emisión de tefra seguida de la formación de un cono de lava parásita más pequeño, el Xicontle, al oeste de Xitle y luego por una serie de varios flujos de lava que se extendieron cuesta abajo sobre un área de 70,2 km2, principalmente a la parte noreste de Xitle.

La re-construcción de la paleo-topografía consistió en crear nuevas curvas topográficas en el área del flujo, tratando de reproducir la superficie previa donde se emplazó. En ArcMap® 10.1 se digitalizó el derrame a partir de una imagen (Figura 3), donde con un Modelo Digital de Elevación (DEM) de INEGI se obtuvieron las curvas de nivel cada 10 m de la zona, para después borrar las curvas del área del derrame. La asignación de los valores de cota a cada una de las nuevas curvas se realizó con la herramienta De Topo a Raster, un método de interpolación diseñado específicamente para crear modelos digitales de elevación (DEM) hidrológicamente correctos. El método interpola los valores de elevación imponiendo restricciones que aseguran una estructura de drenaje conectado y la correcta representación de crestas y arroyos a partir de los datos de curvas de nivel de entrada (Figura 5). Como dato extra, se calculó de volumen del derrame, se utilizó la herramienta Cut Fill, de ArcMap® 10.1. El cual calcula el

área del flujo y compara la diferencia de las alturas del derrame original y el derrame removido obteniendo el volumen.

Figura 5 Izquierda: DEM con flujo de lava, Derecha: DEM con el flujo de lava removido

Validación

La validación se basó en iteraciones del software, variando los parámetros de longitud, espesor (Hc) e incremento del espesor (Hp) del flujo de lava, hasta obtener el alcance y área de cobertura del flujo de lava (Tabla 4). Para la calibración se utilizó uno de los flujos de lava del Volcán Xitle, respetando el mismo centro de emisión cartografiado para la lava.

Tabla 4 Parámetros morfométricos y estándares calibrados usados para en la simulación. (*) longitud real del flujo de lava Parámetros Xitle Tipo de lava a'a UTM (X,Y) (476661.181,2127879.511) Resolución 30 X 30 m DEM Lmax(m) 6136* X 1.197=7350 Area (m2) 3170700 Volumen (m3) 53606963.67 Hc(m) 2.5 Hp(m) 10 Iteraciones 7500

Tras calibrar los parámetros, el resultado muestra, el patrón del flujo bien representado en el canal principal (Figura. 6). Las probabilidades sobreestimadas, se observan en tres zonas: en el extremo sur cercano al centro de emisión, a la mitad del recorrido del flujo, en zonas llanas y en la parte final del recorrido del flujo simulado. Las probabilidades subestimadas se observan, principalmente, en el borde SE cerca de la fuente de emisión, y en las zonas donde se bifurca el flujo (Figura. 6).

El valor de la longitud del flujo de lava real (6136 m) como valor de Lmax, no permite simular el flujo hasta el frente de la lava real y, por tanto, se realiza una adecuación por un factor de 1.197, con el cual se consigue alcanzar la distancia del flujo. Para la precisión del flujo de lava simulado, se calculó el índice de aptitud (Fi), por tanto, el grado de solapamiento del flujo simulado alcanzó un 52%, un 37% es sobreestimado y un 11% es subestimado respecto al flujo real.

Figura 6 Probabilidad de inundación del flujo simulado. (Izquierda). Zonas de Inundación del flujo de lava simulado. (Derecha)

RESULTADOS

Nevado de Toluca (NT), Estado de México: El volcán NT, también es conocido, en lengua náhuatl, como Xinaltecantl, está situado en las coordenadas 19 ° 11′N; 99 ° 76′W, posee una altitud de 4,680 msnm, en la cima tiene un cráter abierto de 2 kilómetros de diámetro, en el interior se encuentra el domo dacítico “El Ombligo”, formado hace 10,500 años, y divide el Lago del Sol y el Lago de la Luna. La estructura se sitúa en el centro-oeste del Estado de México y en la colindancia se ubica el valle de Toluca.

En la actualidad es considerado un volcán en reposo y el séptimo en la escala de Riesgo Relativo (CENAPRED, 2018) debido que su última erupción presentada,

hace 3,140 ± 195 años.

Figura 7 Cráter del Nevado de Toluca, domo El Ombligo separando los lagos del Sol y de la Luna

Los primeros estudios geológicos del Nevado de Toluca fueron realizados por Ordoñez (1902), Flores (1906), Waitz (1909). Posteriormente Bloomfield y Valastro (1974, 1977) y Bloomfield et al., (1977) realizaron estudios estratigráficos y determinaron las erupciones de hace 28,000, 24,000 y la de 11,600 años. Más tarde Cantagrel et al., (1981) clasifica la actividad en dos periodos, comprendidas entre 1.60 ± 0.12 y 1.23 ± 0.15 Ma y las de hace 100,000 años. Sin embargo Vázquez (2002) y, Aceves at al., (2006) proponen una cronología de cinco etapas que, además contempla eventos climáticos globales.

En general la historia eruptiva está caracterizada por, dos colapsos, dichos eventos produjeron flujos piroclásticos (Macías et al., 1997). Además, se tiene registró de cuatro erupciones plinianas y una ultrapliniana con edades de 45,000, 36,000, 24,000, 12,040 y 10,445 años depositando la Pómez Rosado, Pómez Ocre, Pómez Toluca Inferior, la Pómez Toluca Intermedia y la Pómez Toluca Superior (Arce, S. J. L. 1999), respectivamente . Dichas explosiones generaron caídas de cenizas y flujos piroclásticos. Así mismo, ha presentado seis erupciones vulcanianas, las cuales, solo se tiene fechamiento de la formación del flujo La Pómez Blanca con una edad de, 26,610 ±1,208 (Macías et al., 1997), el flujo de pómez La Ciervita de 24,000±500, el flujo de cenizas Las Huertas con una edad de 15,340±150 años (Newton y Metcalf, 1999) y el flujo de pómez MF2 de 13,400±350 años (Cervantes de la Cruz, 2001). También, la actividad del volcán ha presentado destrucción de domo con formación de flujos de bloques y cenizas, formando los depósitos como Zacango y El Capulín, con edades de 37,000±1,125 años y 28,925+625/-580 años, respectivamente (Bloomfield y Valastro, 1977; Macías et al., 1997). El último registro que se tiene de su actividad está fechada en

3.3 ka BP y produjo flujos piroclásticos y oleadas (Macías et al., 1997), aunque Bloomfield y Valastro, (1977) reportaron leve actividad fumarólica durante el siglo XIX.

Morfología: La región de volcán y en la periferia del volcán se encuentra acompañado de domos y conos volcánicos. En la cima la estructura tiene un cráter en forma de herradura, abierta hacia al noreste.

Las principales rasgos estructurales que gobiernan la región son los sistemas de fallas Taxco-Querétaro (NNE-SSW), San Antonio (NE-SW y Tenango (E-W) (García- Palomo et al., 2000; Bellotti et al., 2006). El fallamiento que ha regido la morfología de la zona, ha definido dos características particulares, una al norte y otra al sur (Figura 8). La primera se caracteriza por pendientes suavemente inclinadas, entre los 6 y 8 ° y, acompañada de barrancas con poca profundidad como el Arroyo Grande. La segunda, presenta una morfología más abrupta con una pendiente mayor a los 20° (Norini et al., 2004), donde se distinguen valles hondos como la Barranca del Muerto con una profundidad de 450m, con una orientación nor- noroeste, misma alineación que las fallas regionales.

En lo que respecta a la hidrológica, la zona del volcán forma parte de la región Lerma-Santiago-Pacífico, donde su principal afluente es el río Lerma, ubicado en la porción NE del volcán (INEGI 2010) (Figura 5), sin embargo, en la periferia solo se observan afluentes y ríos secundarios de 1º a 4º orden. Así también se caracteriza por circos glaciales

Peligros Volcánicos: El primer mapa de peligros de Nevado de Toluca fue realizado por Aceves-Quesada et al., (2006), resultando un mapa con áreas susceptibles a ser afectadas en caso de presentar una nueva erupción. En dicho mapa se observan los límites definidos por zonas de peligro clasificados por categorías de bajo, medio, alto y muy alto.

Figura 8 Mapa de estructural (derecha) (modificado de Torres-Orozco et al., 2017). Mapa de la red hidrológica del Volcán Nevado de Toluca (izquierda)

Para el primer caso consideró una erupción pliniana como la ocurrida hace 10,500 años que cubriría un área de poco más de 5,552.27 km². Para el nivel medio corresponde a una erupción con flujos piroclásticos, lahares y lluvia de ceniza, básicamente para una actividad de destrucción de domos, como la ocurrida hace

37,000 años y 28,000 años, así como, la pliniana de hace 24,000, incluyendo nuevamente la de 10,500 años con un alcance de afectación mayor hacia el sureste de 60.4 km, 47 km al norte, 34 km al este y un poco más de 4.5 km al oeste. Con respecto a la zona de probabilidad alta, consiste en afectaciones por lahares, flujos de bloques y ceniza, flujos de ceniza y pómez, principalmente al sur con un alcance de 46 km, 27.2 al norte, 22.7 al este y 4.5 km al oeste; y finalmente para la probabilidad muy alta implica todos los productos volcánicos sin importar el tipo de erupción afectando primordialmente al norte, este y sur en un radio aproximadamente de 15 km.

Un segundo mapa de peligro existente fue realizado por Capra et al., (2008) que contempla peligros por flujos de ceniza y bloques, lahares, avalanchas de escombros y nubes de ceniza. La autora caracteriza los límites y alcances de los flujos de bloque y ceniza, entre los 3 y 19 kilómetros, aproximadamente, con direcciones preferenciales al sureste, siendo este el de máximo alcance, el segundo más extenso al noroeste, seguido del este y los de menor alcance al norte y suroeste. En el caso de los lahares delimita un diámetro de aproximadamente de 12 kilómetros, zona de mayor peligro proximal, aunque el mayor alcance esta al sur. Además señala que los lahares pueden viajar distancias hasta los 29 kilómetros hacia el sur, 13.3 kilómetros al sureste y norte; por último 10 kilómetros al noroeste.

El mapa práctico de peligro propuesto (figua 9), está basado con la información publicada por Aceves-Quesada et al., (2005), Capra et al., (2008), Macías et al., (1997), Cantagrel et al., (1981, Bloomfield y Velastro (1974, 1977) y modelaciones por parte de CENAPRED. A partir de dicha información se establecieron los alcances, las mayores afectaciones y escenarios de media y alta peligrosidad.

En la propuesta para el mapa práctico del volcán Nevado de Toluca considera un alcance para todos los peligros desde los 12.5 km al sur, 7.5 km al este, 7.0 al norte y 8.0 al oeste. Para los alcances de los lahares o flujos de lodos se determinó una distancia hasta 46 km al sureste, 25 km al este y para el sector norte, noreste y este con un alcance de hasta 13 km. Cabe recalcar que los lahares del sureste se encausan sobre las barrancas la Cienega, Tenancingo y Almoloya, las cuales cruzan las poblaciones de Tenango de Degollado al sureste, Coatepec Harinas al sur e Ixtapan de Sal al sureste del volcán, sin embargo existen comunidades que conectan a estas poblaciones, lo que implica que todas las comunidades son altamente propensas a ser inundada por lahares. Por otra parte, en la zona norte y este, los flujos de lodo tienen menor alcance pero contrariamente mayor densidad de causes que están dirigidos a la Ciudad de Toluca de Lerdo y a las poblaciones que están colindantes a la misma. Finalmente para el resto de los sectores, los flujos de lodos se encausarían solo hacia el este, donde cruzan al norte del poblado Temascaltepec de González a 30 km a partir del cráter.

Figura 9 Mapa práctico del volcán Nevado de Toluca.

Volcán San Martín Tuxtla, Veracruz. Es un escudo volcánico también conocido en lengua náhuatl como Titépetl, está situado en las coordenadas 18° 33’ N, 95° 12’ W (Figura 10) y tiene una altitud de 1,659 msnm., presenta una forma alargada en dirección noroeste-sureste, en la cima cuenta con un cráter somital de 1 kilómetro. Este volcán se encuentra rodeado por un campo volcánico monogenético conformado por conos de tefra y maars. Tanto el volcán como el campo monogenético forman parte de un macizo volcánico llamado Campo Volcánico Los Tuxtlas, independiente del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano. (Espíndola et al., 2010).

En la actualidad es considerado un volcán en reposo y el vigésimo primero en la escala de Riesgo Relativo (CENAPRED, 2018) junto con el Campo Volcánico Los Tuxtla.

Figura 10 Volcán San Martín Tuxtla, cubierto por selva

Una peculiaridad de este volcán es que forma parte de Campo Volcánico Los Tuxtlas. Según Nelson y González Caver (1992) y Nelson et al. (1995) determinaron por medio de dataciones que la actividad volcánica se encuentra dividida en dos series, separados por un periodo de calma. La primer serie o la más antigua va del Oligoceno-Mioceno (7 a 2.6 Ma) y conforma la porción sureste y oeste del Campo Volcánico, mientras que la segunda o la joven va del Plioceno-Holoceno (0.8 Ma) y se ubican en la cima de la serie vieja e incluye la formación del San Martin, conos de ceniza y maars alrededor del mismo. (Stephen, et al 1992).

Las erupciones recientes del volcán San Martin Tuxtla ocurrieron en los años 1532, 1664 y 1793. Esta última manifestación fue relatada por Moziño (1869), aportando datos sobre alcances por ceniza, así como los espesores, además de la

descripción detallada de la morfología del cráter interno. Mientras que la narrativa de la erupción de 1532 (Campos y Santiago, 2010), obligo a los pobladores a migrar al actual San Andrés Tuxtla; y la posible erupción de 1664 estudiada por Espíndola (2010, 2012). En general se conoce que los principales productos de las erupciones de 1664 y 1793 fueron las caídas de ceniza que causaron afectaciones en las ciudades cercanas de Santiago Tuxtla, Andrés Tuxtla y Catemaco, siendo los relatos del evento de 1664 los que sugieren que esta erupción fue similar a uno de los eventos individuales en 1793. Espíndola (2012) describe que los principalmente productos emitidos de la erupción de 1793 son derrames de lava hacia el noreste a más de 3.5 km, caída de ceniza, lapilli hasta Oaxaca y Tapachula y la producción de lahares, además de la formación de dos conos cineríticos en el interior del cráter somital,

Morfología de la zona. La región del volcán predominan más de 350 conos de tefra y maars, distribuidos sobre los lineamientos que gobierna la zona como la Falla lateral izquierda Veracruz, con una orientación nor-noroeste - sur-sureste, (Andreani et al., 2008) que se prolonga hasta Coatzacoalcos, cruzando los tres edificios volcánicos Terciarios adicionales, Santa Marta, San Martín Pajapan y el Cerro El Vigía (Zamora y Espíndola, 2010). La zona presenta una densa selva tropical a causa de un clima cálido húmedo a cálido subhúmedo, lo que permite gran precipitación fluvial formando zonas aluviales formadas por las cuencas de los ríos Papaloapan y Coatzacoalcos, lo que provoca que los aportes fluviales creen una llanura con abundantes pantanos (Figura 11).

Figura 11 Mapa hidrológico del Volcán San Martín (izquierda). Mapa estructural del volcán San Martín (INEGI 2010).

Con respecto a la red hidrológica en la región del volcán San Martín, presenta un patrón de drenaje paralelo y un escurrimiento superficial de 1º, 2º y 3º orden. Algunos afluentes superficiales nacen alrededor del volcán y desembocan en el Golfo de México, principalmente los que fluyen hacia los sectores norte, noreste y este, el resto fluyen hacia la oeste y suroeste hacia la cuenca de Papaloapan.

Mapa de Peligros Volcánicos: El mapa práctico de peligro propuesto (Figura 12) está basado principalmente en Sieron et al., (2014), quienes fueron los primeros en realizar un mapa completo de peligro del volcán San Martin, a pesar que no se cuenta con suficiente información y estudios sobre el área.

La historia eruptiva de este volcán es compleja. Espíndola (2010), determinó que es complicado conocer la evolución de los eventos magmáticos, tanto de la zona del volcán como del campo monogenético, debido a la meteorización de los depósitos y a la densa cubierta vegetal, sin embargo es bien conocido que el edificio ha generado flujos de lava, depósitos de cenizas, escoria y considerando que se encuentra ubicado en una zona de clima cálido húmedo y cálido semicálido húmedo (INEGI, s.f.) con precipitaciones anuales abundantes (> 4.500 mm / año), los lahares resultan ser un fenómeno muy común en la zona (Sieron et al., 2014).

A casusa de esto se realizaron modelaciones y se determinó un alcance de 5.5 km de radio para la zona expuesta a todos los peligros y hasta 20.5 km en línea recta pala flujos de lodo. En caso de un escenario como el propuesto en el mapa, gran parte de las poblaciones al noroeste, oeste y suroeste del volcán serían afectadas, sobre todo las localidades por donde pasa directamente un lahar son Santiago Tuxtla al suroeste, La Nueva Victoria al nornoroeste y Arroyo de Oro al noreste, que se encuentran a una de distancia de ~15 km, ~12 km y ~14 km, respectivamente. Sin embargo, esto no exenta a las comunidades que se encuentran alrededor del volcán a sufrir daños en caso de que éste se reactive o detone un lahar.

Es importante considerar que las afectaciones por el volcán no contemplan los peligros de campo monogenético, para ello es importante realizar el mapa para este caso.

Figura 12 Mapa práctico del volcán San Martín.

Campo Volcánico Chichinautzin (CVCH). El campo se ubica en el centro de la República Mexicana, forma parte de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) (Siebe, et al., 2004). Se localiza entre los paralelos 98°- 99°W y meridianos 18°- 19°N; extendiéndose desde los flancos del volcán Popocatépetl en el Este, hasta las faldas del Nevado de Toluca en el Oeste (Delgado-Granados, H. & Villalpando- Cortés, 2008). En el CVCh hay estructuras con edades entre 1.2 y 0.9 Ma en su porción oeste y sur; y menores de 0.04 Ma en su mayor parte (Siebe et al., 2004a; Arce et al., 2013b). Los principales lineamientos estructurales tienen una alineación preferencial E-W (Márquez et al. 1999).

El campo comprende más de 221 estructuras volcánicas (Velasco-Tapia y Verma, 2001), cuyas rocas varían desde basaltos a dacitas, cubriendo un área aproximada de 2,400 km² (Márquez et al., 1999) De acuerdo con Velasco y Verma (2001) en la región predominan tres tipos de estructuras volcánicas: conos de escoria, que representan el 91% de los aparatos (Márquez González, 1998), ubicados en la parte central y occidental del campo (Martín del Pozzo, 1982,Bloomfield, 1975) ej. Volcanes Chichinautzin y Tláloc (Swinamer, 1989); volcanes escudo con flujos de lava con el 4.5%, concentrados en la parte oriental (Velasco-Tapia y Verma, 2001), ej. Volcán Pelado y el volcán Teuhtli (Swinamer, 1989), y domos de lava con flujos de lava de tipo couleé o low-dome con el 4.5% restante (Cas y Wright, 1996), ubicados en el centro y occidente del campo (Velasco-Tapia y Verma, 2001), ej. Domo Xicomulco y la Gloria (Márquez, et al., 1999). Para este informe se tomaron datos de estructuras volcánicas del catálogo de Márquez et al. (1999). Adicionalmente se añadieron estructuras volcánicas, con base en cartas geológicas del Instituto Nacional de Estadística y Geografía (INEGI), sumando en total 243 estructuras.

Referente a las edades en el mapa de edades se observa 5 zonas importantes donde las estructuras tienen edades menores a 4200 Ma. Estas zonas se encuentran en el centro del CVCh, al sur de la Ciudad de México, La zona de mayor área se ubica entre el Volcán Xitle y Chichinautzin, dos de los volcanes más jóvenes.

En cuanto a dataciones y datos de Índice de Juventud, se tomó de Jaimes-Viera et al. (2018), aunque no abarca todas la estructuras del campo, para ello se realizó una interpolación por Spline, para estimar valores a estructuras que carecen de información. La interpolación por Spline resulta en una superficie suave que cambia gradualmente y que pasa exactamente a través de los puntos de entrada. En el mapa de Índice de juventud se observa que las estructuras con mejor índice de 0.28 a 0.5, se encuentran en el sur del CVCh, en Morelos cerca de Cuernavaca, donde las estructuras forman una línea casi vertical. Otros puntos importantes se hallan en el Este del campo, cerca de Amecameca y en el Oeste cerca del Volcán Tezontepec, en el Estado de México.

En el mapa de Densidad de Estructuras la mayor concentración se encuentra en el centro y este del CVCh, donde hay estructuras que están a menos de 2 km de

distancia. Esta área va en dirección E-W desde Amecameca hasta el Ajusco y de Tlalpan en el norte a Tepoztlán en el Sur.

En cambio, en el mapa de densidad estructural, se digitalizaron datos estructurares de artículos de Arce et al. (2019), Campo-Enríquez et al. (2015) y A. Márquez et al. (1999) se obtuvo un total de 534 fracturas y 20 falla geológicas dentro del campo. La mayor concentración de fallas, fracturas y lineamientos se observa en el Noroeste del CVCh, a una zona que corresponde a la Sierra de las Cruces, aunque la mayoría de las estructuras volcánicas del CVCh se hallan alineadas en fallas geológicas en el centro del campo.

En cuanto los sismos, se utilizó 282 eventos sísmicos registrados dentro del campo por el Servicio Sismológico Nacional (SSN) desde la década de 1970 hasta diciembre de 2019, con magnitudes que oscilan entre 1.2° a 4.2° y profundidades desde 1 km hasta 40 km. A los datos recabados se les realizó un análisis de Densidad Kernel, que permitió identificar zonas con la mayor concentración de datos, es decir, identificar las áreas más activas. El resultado indica que estos se centran en el sur del campo, en el estado de Morelos, cerca de Cuernavaca, con magnitudes de 3.1 a 3.8. Otra zona con una importante concentración es en la Ciudad de México, con magnitudes de 1.3 a 2.6 (Figura 13).

Figura 13 Mapas de Densidad de Estructuras Volcánicas, densidad estructural, densidad de sismos, índice de juventud y mapas de densidad radiometrica.

Como resultado final, el mapa de susceptibilidad, muestra las zonas que de surgimiento de un nuevo volcán. Este mapa es la interpretación y reclasificación de los resultados derivados de la evaluación multicriterio (Figura 13) Con el mapa resultante se estableció una escala de peligro, en donde el valor más bajo tiene un valor de 1.49 y 6.6 el más alto. Así podemos observar ocho diferentes zonas susceptibles, las cuales se ubican en el centro de campo, siete de ellas al sur de la Ciudad de México, en las delegaciones de Milpa Alta y Tlapan. Y una en el Estado de México, el municipio de Juchitepec.

Los mapas de susceptibilidad se pueden usar para realizar una probabilidad de ocurrencia de diferentes lugares y, por lo tanto, producir mapas de riesgo (Bartolini et al., 2013; Felpeto et al., 2001; Tarquini y Favalli, 2013).

Figura 14 Mapa de Susceptibilidad al surgimiento de un nuevo volcán

Simulación de derrames de Lava

Después de determinar las zonas susceptibles, se realizaron simulaciones de derrames de lava con el plugin Q-Lavha 2.0. Los parámetros considerados para realizar las simulaciones fueron determinados a partir de la validación de un flujo de lava del volcán Xitle, Se realizaron simulaciones en cuatro zonas susceptibles dentro del campo, para alcances de 6, 10 y 15 km de longitud.

Zona 1

Para el Punto 1 con coordenadas (504013.506, 2110605.914) cercano al municipio de Juchitepec en el Estado de México. En este punto la dirección del derrame se bifurca hacia el Sur y el Este, afectando algunas localidades, Juchitepec al Este y al Sur las poblaciones de San Felipe Neri y San Sebastián la cañada, en el municipio de Tlalnepantla, en Morelos (Figura 15).

Figura 1 Simulaciones Zona 1. De derecha a Izquierda: 6, 10 y 15 km.

Zona 2

El Punto 2 con coordenadas (481785.514, 2110548.458) se ubica cerca del cono de escoria Guespalapa, en el límite de la Ciudad de México y Morelos, entre la delegación Tlalpan y el municipio Huitzilac correspondientemente. En este punto hay dos direcciones del derrame, una hacia el Sur y otra Norte, afectando principalmente a la localidad de Cuajomulco en Morelos (Figura 16).

Figura 16 Simulaciones Zona 2. De derecha a Izquierda: 6, 10 y 15 km.

Zona 3

El Punto 3 con coordenadas (476348.859, 2120429.669) se ubica cerca del volcán Pelado, en la delegación Tlalpan de la Ciudad de México. Tras la simulación en el

punto la dirección principal del derrame tiende hacia Noreste, aunque en la simulación de 15 km, el flujo se divide en dos, uno hacia el norte afectando la población de San Miguel Ajusco y otra hacia el Este afectando la población de San Miguel Topilejo (Figura 17).

Figura 17 Simulaciones Zona 3. De derecha a Izquierda: 6, 10 y 15 km.

Zona 4

El Punto 4 con coordenadas (467700.095, 2124742.753) se ubica cerca del volcán Jumento, entre las delegaciones Tlalpan y La Magdalena Contreras en la Ciudad de México. Tras la simulación la dirección principal del derrame tiende al Este, hasta chocar con el volcán Ajusco, en donde a partir de ahí, cambia su dirección hacia el Noreste. Las poblaciones de San Nicolás Totoloapan y Héroes de Padierna, se encontrarían entre las más afectadas (Figura 18).

Las simulaciones de lava, toman la dirección de los escurrimientos conforme, a la topografía de la zona, el cual se puede visualizar, con un mapa de cuencas (Figura 19). A partir de esto, se observan dos direcciones principales, al Norte hacía en la cuenca de México y al Sur, descargando hacia el Estado de Morelos, a las subcuencas de los rios Yautepec y Aplataco.

Figura 18 Simulaciones Zona 4. De derecha a Izquierda: 6, 10 y 15 km.

Como parte final se realizó un Mapa de Peligros (Figura 19), en donde se resumen los derrames simulados, de todas las zonas susceptibles al nacimiento de un volcán, con los alcances a 15 km, además de las posibles poblaciones que se verían afectadas. Es muy probable que el nuevo volcán monogenético sea basáltico, tenga lavas fluidas y emisión de cenizas, ya que los volcanes más jóvenes tienen estas características. (Nieto-Torres, et al, 2018) La erupción del volcán Xitle inició de manera “estromboliana” cuando magma basáltico rico en gases llegó desde profundidades mayores a 50 km (manto superior) a la superficie (Cervantes y Wallace, 2003a; b). Para tener una idea de las afectaciones, se puede basar en los daños del volcán Xitle, el cual tuvo un área de afectación que cubren un área de aproximadamente 70 km2.

Figura 19 Mapa de cuencas y mapa de derrames

Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato (MGVF). Esta localizado en la parte centro-occidental del cinturón volcánico mexicano(MVB) , contiene cerca de 400 volcanes de tamaño medio además de 1000 pequeños conos monogenéticos producidos por actividad monogenética(Hasenaka,1994) , incluyendo maars, domos y conos de ceniza, entre los que se encuentran ~377 pequeños volcanes andesíticos de tipo escudo y en menor cantidad estratovolcanes como el Tancítaro y Patamban; todas estas estructuras están distribuidas en una superficie de unos 40,000 km2 , el campo se ubica entre los meridianos 100°0’ y 103°20’ W, y entre los paralelos 18°0’ y 21°0’ N, se extiende por toda la parte norte de Michoacán y la porción sur de Guanajuato (Corona-Chávez et al., 2006). Está limitado estructuralmente al oeste por el rift de Colima, al este por el sistema de fallas Taxco–Querétaro, al norte por la falla del Bajío y al sur por la Trinchera de Acapulco. Es el campo monogenético más grandes del Cinturón Volcánico Mexicano (MVB) (Hasenaka, 1994; Hasenaka y Carmichael, 1985).

En el CVMG (Figura 20) se encuentran una gran variedad de estructuras volcánicas monogenéticas, como conos de escoria, volcanes en escudo pequeño, domos de lava, maares, anillos de tobas y derrames de lava (Hasenaka y Carmichael 1987; Hasenaka 1994). Más del 90% de las estructuras volcánicas en el CVMG son conos de ceniza, con una densidad media de 2.5 conos por 100 km2 y una dimensión promedio de 90 m de altura con 800 m de diámetro basal y, un cráter de 230 m de diámetro, dando un volumen promedio de 0.021 km3 (Hasenaka y Carmichael, 1985).

Figura 20 Ubicación del Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato

El CVMG inició su desarrollo en el Plioceno tardío, aunque su actividad se incrementa a partir del Pleistoceno y es más abundante durante el Holoceno (Hasenaka y Carmichael 1985, Ban et al. 1992, Guilbaud et al. 2012, Siebe et al. 2014, Pola et al. 2015, Reyes-Guzmán et al. 2018, Osorio-Ocampo et al. 2018). Las edades obtenidas por medio de métodos radiométricos (40K/40Ar y 40Ar/39Ar) y de radiocarbono (C14), los resultados nos dan edades desde los 0.076 mil años hasta los 51900 años (Delgado-Granados et al. 1993, Guilbaud et al. 2011, 2012, Chevrel et al. 2016,). Los volcanes más jóvenes del CVMG son el Jorullo (1759-1774) y el Paricutín (1943-1952), ambos volcanes se encuentran dentro de las zonas con mayor densidad de volcanes (Hasenaka y Carmichael 1985b, Guilbaud et al. 2011.

Un total de 1040 estructuras volcánicas en el MGVF fueron identificadas a partir de mapas topográficos y fotografías aéreas (publicados por DETENAL, Ciudad de México en una escala 1:50000) en conjunto con observaciones de campo. El total incluye 901 conos, 43 domos, 13 volcanes jóvenes tipo escudo con conos superpuestos, 22 anillos de tobas o maars y 61 derrames de lava con centros eruptivos ocultos (Hasenaka y Carmichael, 1985).

De acuerdo a Hasenaka y Carmichael (1985) la distribución de las estructuras volcánicas respecto de la Trinchera Mesoamericana no es homogénea. Pocos volcanes se encuentran a menos de 200 km de la trinchera, la mayor

concentración se encuentra en la zona entre 250 km y 300 km de la trinchera, donde se encuentran aproximadamente el 75% de los volcanes, a partir de los 300km el número de volcanes va disminuyendo, el cono de ceniza más lejano se encuentra a unos 440 km de la trinchera y a 380 km se encuentra una concentración local que corresponde al cluster mar de Valle de Santiago.(Hasenaka,1985)(Figura 21).

Figura 21 Distribución de los volcanes en el CVMG. Tomada de Hasenaka y Carmichael (1985)

La densidad general de los volcanes en el MGVF es de 2.5 volcanes / 100 km 2 (1040 volcanes / 40,000 km2). La densidad más alta encontrada en el campo es de 11/100 km 2 se calcula para la región de Paricutín (141 volcanes / 1250 km 2). (Hasenaka, 1985).

En el mapa de densidad de estructuras (Figura 22) se observa que la mayor concentración de estructuras se ubica en 4 zonas, la primera en el sector suroeste cerca de Apatzingán, la segunda se encuentra en el sector centro-oeste cerca del municipio Uruapan, la siguiente zona está en el sector centro-sur, y la última zona de mayor concentración se ubica en la región noreste muy cerca de Valle de Santiago.

En la figura 22, para el caso de las fallas y fracturas se puede observar que la mayor concentración se encuentra en la región centro-norte, así como también en la zona suroeste y centro-sur, al compararlo con el mapa de densidad de estructuras (Figura 22) podemos observar que las zonas donde hay menor densidad de estructuras es donde hay mayor concentración de fallas y fracturas, esto puede deberse probablemente a que las fallas se encuentren cubiertas por los recientes derrames de lava.

La mayor concentración de sismos de encuentra en la zona suroeste cerca del volcán Paricutín, otra zona se encuentra cerca del volcán Jorullo en la región centro-sur y también otra zona con concentración de sismos se ubica en la oeste del CVMG entre los municipios Acámbaro y Maravatío.

Para los mapas de edad (Figura 15) e índice de juventud (Figura 22), podemos observar que la zona con edades más jóvenes se encuentra en la región Oeste cerca del municipio Uruapan, al observar esta zona en el mapa de índice de juventud se puede ver que esta zona tendrá un mayor índice de juventud, otra zona con edades jóvenes se encuentra en el sector centro sur correspondiente al volcán Jorullo.

Realizado el álgebra de mapas se obtuvo como resultado, el mapa final de peligrosidad (Figura 22) en el cual se pueden observar las zonas con mayor probabilidad a presentar nueva actividad magmática, estas zonas con mayor peligro se encuentran en la región centro-oeste , cercana al municipio de Uruapan, Zacapu y Pátzcuaro, respectivamente.

Realizada la EMC y la MCP para obtener las ponderaciones de cada criterio, se realizó el álgebra de mapas, para esto fue necesario un mapa para cada criterio (Figura 12-16), el resultado fue el mapa final de peligrosidad (Figura 22).

En el mapa final de peligrosidad se observan 4 zonas con mayor probabilidad a presentar nueva actividad magmática, para cada zona se propuso un punto de emisión de acuerdo a las características geológicas e historia eruptiva de cada zona posteriormente en cada punto se realizaron simulaciones para derrames de lava, las simulaciones se realizaron en el software QLavHA, y se ingresaron diversos parámetros en cuanto al máximo alcance del derrame.

Para cada uno de los puntos propuestos se generaron simulaciones por medio de Q_Lavha con la función Maximum Length, la cual corresponde a una simulación por distancia desplazada de derrames de lava, incorporando parámetros de antiguos flujos de la zona. Finalmente los resultados obtenidos arrojan las posibles áreas afectadas o de inundación. Dichas simulaciones se cuantifican por probabilidad, representada con valores de 0 a 1, los valores en rojo indican la mayor probabilidad; por el contrario los valores más cercanos al cero, señalados en color amarillo, tienen una menor probabilidad de inundación.

Para los 4 puntos propuestos (Figura 23) se realizaron simulaciones por alcance recorrido propuestos de 1,2,3,4,5 km, sin embargo, en algunos puntos debido a la topografía presente en el área no se obtuvo el alcance propuesto

Figura 22 Mapas de Densidad de Estructuras Volcánicas, densidad estructural, densidad de sismos, índice de juventud y mapas de densidad radiometrica.

Figura 23. Zona de mayor susceptibilidad a magmatismo

SIMULACIONES

Para el Punto 1 (2494390.75, 830841.21) cercano al municipio de Uruapan, se realizaron simulaciones por alcances recorridos propuestos de 1, 2, 3, 4,5 km (Tabla 5). En este punto se puede observar que la dirección del derrame recorre una dirección de flujo hacia el suroeste, afectando a algunas localidades como la comunidad La Basilia y el Fraccionamiento El Capulín, al ingresarle una distancia

de 55,000 m llega a tener un alcance de 4.88 Km, y el derrame llega hasta un punto muy cercano al municipio de Uruapan (figura 24).

Tabla 5 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 1

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5,000 m 15-20m 1.2 km 10,000 m 15-20 m 2 km 20,000 m 15-20m 2.90 km 35,000 m 15-20 m 3.98 km 55,000 m 15-20 m 4.88 km

Figura 24. Simulaciones realizadas por alcance para el punto 1, con alcance de 1 a 5 km

En el Punto 2 (2475576.98, 832715.09), se realizaron simulaciones por alcances recorridos propuestos de 1, 2, 3, 4,5 km (Tabla). En este punto la dirección del flujo es hacia el noreste, posteriormente al aumentar el alcance ingresado provoca un cambio de dirección en el flujo que no permite que el alcance obtenido sea mayor y aunque los alcances ingresados son los mismos que para el punto 1, el máximo alcance obtenido es de 3.49 Km (figura 26).

Tabla 6 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 2

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5,000 m 15-20m 1.2 10,000 m 15-20 m 1.9 20,000 m 15-20m 2.87 35,000 m 15-20 m 3.4 55,000 m 15-20 m 3.47 70,000 m 15-20 m 3.49

Figura 26 Simulaciones realizadas por alcance para el punto 2, con alcance de 1 a 5 km

En el punto 3 (867758.02, 2507924.76) al igual que en los puntos de simulación anteriores se hicieron simulaciones para obtener alcances de 1, 2, 3, 4, 5 Km (Tabla 7), en este punto el derrame tiene una dirección noroeste y el máximo alcance obtenido es de 4.3 km para un alcance ingresado de 70,000 m, este derrame podría llegar a afectar a las comunidades de Vista Hermosa, La Quinta Evangelina, El Pueblito, Rancho Alegre, y Los Llanos (Figura 26).

Figura 37 Simulaciones realizadas por alcance para el punto 2, con alcance de 1 a 5 km

Tabla 7 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 3 Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5,000 m 15-20m 1.13 km 10,000 m 15-20 m 1.8 km 20,000 m 15-20m 2.8 km 35,000 m 15-20 m 3.4 km 55,000 m 15-20 m 4.05 km 70,000 m 15-20 m 4.5 km

Finalmente, en el punto 4 (2527373.92, 837309.70), se puede observar que el flujo tiene una dirección noroeste aunque posteriormente al aumentar el alcance ingresado tiene un ligero cambio hacia el noreste, asimismo al tener un alcance de 4.5 Km puede llegar a afectar a las comunidades de Ajuno, San Miguel Nocutzepo, Tocuaro y Uricho (Tabla 8) (Figura 38)

Tabla 8 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 4

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5,000 m 15-20m 1.07 km 10,000 m 15-20 m 1.85 km 20,000 m 15-20m 2.9 km 35,000 m 15-20 m 3.7 km 55,000 m 15-20 m 4.04 km 70,000 m 15-20 m 4.3 km

Figura 28.Simulaciones realizadas por alcance para el punto 4, con alcance de 1 a 5 km

Para poder corroborar la dirección del flujo de los puntos propuestos (Figura 29) en las diferentes áreas de peligro, se realizó un mapa de cuencas hidrográficas en el que se pudieran observar la dirección principal del patrón de drenaje presente en cada una de las ellas para verificar la dirección de flujo que fluiría los derrames de lava.

Figura 29. Mapa con las simulaciones hechas en Q-LavHA

Figura 30 Mapa con el patrón de drenaje para cada cuenca en las zonas de peligro

En el mapa de cuencas realizado (Figura 30) se pude observar que el flujo simulado, sigue el patrón de drenaje de cada cuenca en la que se presenta , en el caso del punto 1 el flujo se dirige hacia el sur, para el punto numero 2 el derrame tiene una dirección noreste y después tiene un cambio hacia el noroeste , en el punto 3 el punto de emisión propuesto se encuentra casi en el límite de dos cuencas, por lo tanto el flujo principal tiene una dirección hacia el noroeste y una pequeña parte del derrame se dirige al este ; en el punto 4 el derrame tiene una dirección nor-noreste el cual sigue la dirección del patrón de drenaje obtenido .

CAMPO VOLCANICO XALAPA-NAOLINCO. El CVXN se ubica en el sector oriental del Cinturón Volcánico Transmexicano, entre los meridianos 96º 20’ – 97º 20’ W y paralelos 19º 20’ – 19º 40’ N, geográficamente se sitúa en la porción central del estado de Veracruz y al este del estado de Puebla, a su vez, está limitado al este por el Golfo de México, al oeste por el volcán Cofre de Perote y al suroeste por el Pico de Orizaba (figura 31), el CVXN tiene más de 50 volcanes monogenéticos, la mayoría conos ceniza y escoria , y unos pocos cráter de explosión, volcanes en escudo de tamaño pequeño a mediano y anillos de toba(Rodríguez et al., 2010) .

En el CVXN albergan 140 estructuras volcánicas, de las cuales 134 fueron inferidas por Negendank et al. (1985), Siebert y Carraso (2002), Espinasa- Pereña (2008) y Rodríguez et al. (2010) y 6 fueron inferidas con base en las cartas geológicas del SGM, principalmente corresponden a conos de escoria y menor proporción a volcanes escudo y anillos de toba (Negendank et al., 1985; Siebert y Carrasco, 2002; Espinasa- Pereña, 2008; Rodríguez et al., 2010).

Estudios previos indican que las edades de los volcanes y sus depósitos asociados oscilan alrededor del Pleistoceno tardío-Holoceno (Negendank, 1985; Siebert y Carrasco, 2002; Rodríguez et al., 2010), la actividad más reciente ocurrió hace 850 y 910 años BP, fue generada por El Volcancillo (Siebert y Carrasco, 2002).

El basamento antiguo, previo al inicio del volcanismo, consiste en rocas calcáreas del Mesozoico que forman parte de la topografía montañosa de la Sierra Madre Oriental, así como algunos complejos de rocas plutónicas y metamórficas cerca del Cofre de Perote (Yáñez y Garcia, 1982). Sobreyaciendo este basamento, afloran secuencias clásticas del Terciario que se extienden hasta la cuenca de Veracruz.

El vulcanismo inició con la emisión de lavas fisurales al norte del campo (Chiconquiaco) con las unidades más antiguas fechadas con entre 6 y 7 millones de años (Ma) (Ferrari et al., 2005; López-Infanzón, 1991), sobreyacidos por otros flujos de lava que afloran cerca de Actopan con edades alrededor de 2 Ma (Ferrari et al., 2005).

El CVX en sí fue descrito por primera vez por González-Mercado (2005), refiriéndose a una secuencia de rocas volcánicas formadas a partir de volcanes monogenéticos distribuidos en los alrededores de la Ciudad Xalapa. Este autor reporta el análisis morfométrico de 20 volcanes monogenéticos clasificados en cuatro tipos de estructuras (conos de escoria, conos de lava, volcán tipo escudo y anillos piroclásticos), que juntos abarcan una superficie de 905 km2. Rodríguez et al. (2010) consideran que dentro de un área de unos 2,400 km2 en la parte central del estado de Veracruz, alrededor de Xalapa, se encuentran más de 50 volcanes monogenéticos. La mayoría de ellos son conos de escoria, en menor proporción pequeños volcanes escudo y domos de lava.

Estudios previos del CVX indican que las edades de los volcanes y sus productos oscilan alrededor del Pleistoceno tardío-Holoceno (p. ej. Negendank, 1985; Siebert y Carrasco-Núñez, 2012; Rodríguez et al., 2010) con base en fechamientos de Argón/Argón, Potasio/Argón y radiocarbono. Los conos de escoria más antiguos del CVX son el Cerro Estropajo con 2.5 Ma, Cerro Colorado 3 con 2.2 Ma, La Malinche con 2.1 (Rodríguez et al., 2010); aparte de los volcanes Las Lajas 1 y 2 y Cerro Roma con 5 a 7 Ma (según el Servicio Geológico Mexicano) y Pacho Viejo con alrededor de 2 Ma (Rodríguez et al., 2010). Una edad similar (2.2 Ma, Rodríguez et al., 2010) también tienen los depósitos de ignimbrita El Castillo que cubren gran parte del CVX. Posteriormente inicia la actividad en el área del Cofre de Perote (CP) (fase 1 del CP; 1.3-0.51 Ma) con flujos y domos de lava. Una lava en la cercanía del Acatlán fue fechada en 1.2 Ma (López-Infanzón, 1991), pero el cono tiene un aspecto morfológico mucho más joven. Una segunda ignimbrita (Xaltipan) fue emitida desde Los Humeros alrededor de 0.42 Ma (Ferriz y Mahood, 1984). Lavas masivas se emitieron desde el CP, representando la fase principal de la construcción del escudo; también nacieron dos conos de escoria con edades similares (Zimpizahua con 0.39 y Acamalín con 0.29 Ma, Rodríguez et al., 2010).

La última fase del CP se concentró en la cima con flujos de lava evolucionados (0.25 Ma). Al sur de Xalapa nació Las Lomas (0.25 Ma, Siebert y Carrasco-Nuñez, 2002) y al Norte Cerro Mocho (0.19 Ma, Rodríguez et al., 2010). El Cerro Macuiltépetl se fechó con 0.08 Ma (Rodríguez et al., 2010) y emitió primero un gran escudo de lava (gran parte del área urbanizada de Xalapa) y un cono de escoria en la cima. Al Norte, La Joya 1 nació alrededor de 40,000 años BP (Siebert y Carrasco-Núñez, 2002).

Las lavas asociadas al grupo La Joya se emplazaron al SE hasta encontrarse con el escudo del Macuitépetl. Los demás conos del grupo La Joya son más jóvenes que 40,000 años, pero más viejos que 3000 años BP (Siebert y Carrasco-Núñez, 2002), edad del flujo de lava Coatzintla rodeando La Joya 4.

CP tuvo en segundo evento de colapso alrededor de 11-13,000 BP (depósitos Xico). Al norte de Xalapa se formó Rincón de Chapultepec (2980 a AP=fecha del flujo de lava emitido). La actividad volcánica más reciente ocurrió en el Volcancillo, el cual produjo dos flujos de lava muy extensos: el flujo de lava Toxtlacuaya que fluyó hacia el complejo La Joya (edad de 910 años AP, longitud de 12 km) (Siebert y Carrasco-Núñez, 2002) y el flujo Río Naolinco que viajó hasta 50 km de su fuente y es ligeramente más joven que Toxtlacuaya.

Figura 31 Ubicación del Campo Volcánico Xalapa-Naolinco

Realizada la EMC y la MCP para obtener las ponderaciones de cada criterio, se realizó el álgebra de mapas, para esto fue necesario un mapa para cada criterio el resultado fue el mapa final de peligrosidad (Figura 32).

Figura 32. Mapas de Densidad de Estructuras Volcánicas, densidad estructural, densidad de sismos, índice de juventud y mapa de densidad radiometrica.

En el mapa de densidad de estructuras (Figura 32) se observa que la mayor concentración de estructuras se ubica en 2 zonas, la primera en el sector noroeste cerca del municipio Las Vigas de Ramírez, la segunda se encuentra en el sector suroeste al norte del municipio de Chilchotla, muy cerca del límite estatal Puebla – Veracruz, hay otros puntos donde se concentran gran cantidad de estructuras volcánicas, sin embargo los puntos principales son los mencionados anteriormente.

En la figura 32, para el caso de las fallas y fracturas se puede observar que la mayor concentración se encuentra en la región centro y suroeste del campo volcánico, al compararlo con el mapa de densidad de estructuras podemos observar que las zonas donde hay menor densidad de estructuras es donde hay mayor concentración de fallas y fracturas, esto puede deberse probablemente a que las fallas se encuentren cubiertas por los recientes derrames de lava.

La mayor concentración de sismos se encuentra en el sector noroeste del CVXN, alrededor de la zona con mayor concentración también hay pequeñas regiones en las cuales se encuentran zonas con altas cantidades de estructuras, sin embargo, no tienen tanta concentración como la zona principal

Para los mapas de edad de índice de juventud, se observa que la zona con edades más jóvenes se encuentra en la región noroeste del campo volcánico, al observar esta zona en el mapa de índice de juventud se puede ver que esta zona tendrá un mayor índice de juventud, otra zona con edades jóvenes se encuentra al sur muy cerca de los municipios Coatepec y Xico.

Al igual que para el CVMG , para este campo también se realizó el álgebra de mapas , y se obtuvo como resultado, el mapa final de susceptibilidad (Figura 33) en el cual se pueden observar las zonas con mayor probabilidad a presentar nueva actividad magmática, estas zonas con mayor peligro se encuentran en la región noroeste, cercana a los municipios Las Vigas de Ramírez , Coacoatzintla , Naolinco, y otra región que podría representar peligro se encuentra al sur del campo volcánico , cerca de los municipios Xico y Teocelo.

En el mapa final de peligrosidad se observan 7 zonas principales las cuales presentan mayor probabilidad a presentar nueva actividad magmática, para cada zona se propuso un punto de emisión de acuerdo a las características geológicas e historia eruptiva de cada zona posteriormente en cada punto se realizaron simulaciones para derrames de lava, las simulaciones se realizaron en el software QLavHA, y se ingresaron diversos parámetros en cuanto al máximo alcance del derrame.

Figura 33 Mapas de Densidad de Estructuras Volcánicas, densidad estructural, densidad de sismos, índice de juventud

Para cada uno de los puntos propuestos se generaron simulaciones por medio de Q_Lavha con la función Maximum Length, la cual corresponde a una simulación por distancia desplazada de derrames de lava, incorporando parámetros de antiguos flujos de la zona. Finalmente, los resultados obtenidos arrojan las posibles áreas afectadas o de inundación. Dichas simulaciones se cuantifican por probabilidad, representada con valores de 0 a 1, los valores en rojo indican la mayor probabilidad; por el contrario, los valores más cercanos al cero, señalados en color amarillo, tienen una menor probabilidad de inundación.

Las simulaciones de los 7 puntos propuestos (Figura 33) se realizaron simulaciones para diversos alcances recorridos propuestos, sin embargo, en algunos puntos debido a la topografía presente en el área no se obtuvo el alcance propuesto.

Figura 34 Mapa de susceptibilidad con los puntos de emisión propuestos

En el Punto 1 (701496.86, 2175074.32) cercano a la comunidad Las Vigas de Ramírez, se realizaron simulaciones por alcances recorridos propuestos de 2, 3, 4 y 5 km (Tabla 8). En este punto se puede observar que la dirección del derrame recorre una dirección de flujo hacia el este, afectando a algunas localidades como la comunidad Huichila, al ingresarle una distancia de 20,000 m llega a tener un alcance de 5.2 Km.

Tabla 8 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 1

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5000 10-20 2 Km 10,000 10-20 3 Km 15,000 10-20 4 Km 20,000 10-20 5 Km

Figura 35 Simulaciones realizadas para el punto 1

Figura 36 Simulaciones realizadas para el punto 2

En el punto 2 (699875.58, 2169319.80) se ingresaron los mismos parámetros que en el punto 1, sin embargo, en este punto se obtuvo un alcance menor, el máximo alcance fueron 4 Km que se obtuvieron al ingresar 20000 m, este flujo tiene una dirección norte y podría llegar a afectar a la comunidad Las Vigas de Ramírez (figura 36) (Tabla 9).

Tabla 9 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 2

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5000 10-20 2 km 10,000 10-20 3 Km 15,000 10-20 3.8 Km 20,000 10-20 4.2 Km

Figura 37 Simulaciones realizadas para el punto 3

En el punto 3 (706135.03, 2171221.81) se ingresaron los mismos parámetros que en los puntos anteriores, el derrame simulado no tiene una dirección preferencial debido a que la forma en que fluye es radial, la comunidad que podría ser

afectada es la comunidad La Joya cuando el derrame simulado alcanza una distancia de 4.2 Km figura 37) (Tabla 10).

Tabla 10 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 3

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5000 10-20 1 Km 10,000 10-20 2 Km 15,000 10-20 2.8 Km 20,000 10-20 5 Km

v

Figura 38 Simulaciones realizadas para el punto 4

Para el punto 4 (706413.83, 2166200.93) se realizaron simulaciones para obtener alcances de 2, 3, 4 y 5 Km, el derrame obtenido tiene una dirección este, y un máximo alcance de 5.4 Km que puede llegar a afectar a la comunidad de Mazatepec (Figura 38).

Tabla 11 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 4

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5000 10-20 2.3 Km 10,000 10-20 3.3 Km 15,000 10-20 4.3 Km 20,000 10-20 5.4 Km

Figura 39. Simulaciones realizadas para el punto 5

Tabla 12 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 5

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5000 10-20 1 Km 10,000 10-20 2 Km 15,000 10-20 3 Km 20,000 10-20 4 Km

En el punto 5 (716642.58, 2175951.53) se realizaron simulaciones para obtener alcances de 2, 3, 4 y 5 Km (Tabla 12), sin embargo el máximo alcance obtenido fueron 4 Km, el derrame simulado tiene una dirección sur-sureste , y podría llegar a afectar a las comunidades Los Planes (Cerro Gordo) y Coacoatzintla (Figura 39).

Figura 39.Simulaciones realizadas para el punto 6

Tabla 13 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 6

Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5000 10-20 1 Km 10,000 10-20 2 Km 15,000 10-20 3 Km 20,000 10-20 3.4 Km

En el punto 6 (726579.79 , 2166623.64) se realizaron simulaciones para obtener alcances de 2, 3, 4 y 5 Km (Tabla 13), sin embargo el máximo alcance obtenido fueron 3 Km , el derrame simulado tiene una dirección sur-sureste , y podría llegar a afectar a la comunidad San Antonio Paso del Toro (figura 40).

Figura 40. Simulaciones realizadas para el punto 7

En el punto 7 (712842.29, 2146818.23) al igual que para los puntos anteriores se hizo la simulación para 2, 3, 4 y 5 Km (Tabla 14), en este punto si se obtuvieron los 5 km de alcance al ingresar in alcance de 20000, el derrame simulado tiene una dirección sur-sureste (figura 40).

Tabla 14 Tabla de valores ingresados y alcances obtenidos para el punto 7 Alcance Ingresado Espesor Alcance Obtenido 5000 10-20 1 Km 10,000 10-20 2.5 Km 15,000 10-20 4.1 Km 20,000 10-20 5.6 Km

Figura 41.Mapa con las simulaciones realizadas en cada uno de los puntos propuestos

Para poder corroborar la dirección del flujo en las diferentes áreas de peligro, se realizó un mapa de cuencas hidrográficas en el que se pudieran observar la dirección principal del patrón de drenaje presente en cada una de las cuencas, con referencia los puntos propuestos (Figura 41).

Figura 42.Mapa con el patrón de drenaje de cada cuenca, para las zonas de peligro

En el mapa de cuencas realizado (Figura 42) se pude observar que los patrones de drenaje para el campo Xalapa presentan una dirección preferencial hacia el sueste, la mayoría desembocando el Golfo de México.

Conclusiones

El objetivo principal del presente proyecto era la elaboración de mapas prácticos para los campos volcánicos, Michoacán-Guanajuato y Xalapa Naolinco, cuyo objetivo es simplificar los mapas de peligro volcánico, unificando los mapas de peligro existentes para la zona, sin embargo, para el caso de los campos monogenéticos, Michoacán – Guanajuato, Xalapa – Naolinco y Michoacán- Guanaguato, no existe ningún antecedente de mapas de peligro, por lo cual se empezó por realizar un mapa de peligros para lavas.

A pesar que se tomo toma el escenario mayor o más probable e intermedio cabe aclarar que solo es para el área de todos los productos, sin embargo para los lahares se considera el de menor probabilidad, debido a que estos depende del área de detonarse y la cantidad de agua que aporte para su desplazamiento, por ejemplo el sucedido en san juan Tehuixtitlan, donde se formó por un deslizamiento debido al sismo que posteriormente en temporada de lluvia detono el lahar alcanzando distancias que según en el mapa de peligro se alcanzaría en un escenario intermedio según el volumen y el lugar de la detonación y los espesores esperados fueron para un lahar de baja probabilidad.

El mapa de peligros de lavas tiene como objetivo generar escenarios de derrames de lava en zonas que podrían manifestar actividad volcánica futura, dentro de los campos volcánicos monogenéticos Michoacán-Guanajuato, y Xalapa-Naolinco , para realizarlo se hizo una recopilación bibliográfica de la actividad que se ha presentado en la zona para los campos monogenéticos, aunque se reunió bastante no es suficiente, principalmente para el campo Michoacán – Guanajuato, el cual tiene una extensión muy grande, no obstante, para el campo volcánico Xalapa – Naolinco se tiene el mismo problema en el que solo en ciertas zonas se tiene información.

Para la obtención de las zonas en las cuales se podría manifestar nueva actividad magmática, se tuvo que buscar una metodología que diera como resultado las zonas con mayor probabilidad de inundación, sin embargo para poder encontrar dicha metodología fue necesario hacer una búsqueda en una gran cantidad de artículos debido que a que los mapas de peligros volcánicos generalmente no se hace en campos monogenéticos y se decidió que la mejor metodología era la evaluación multicriterio debido a que entre otras cosas , se puede realizar con los softwares disponibles.

Aunque actualmente se tiene la información necesaria para su realización es necesario reunir, llevar acabo más estudios, principalmente de edades, el cual, es el factor más importante en el presente proyecto, ya que si se tiene mayor información se obtendrán mejores resultados.

Una vez obtenidas las zonas con mayor probabilidad de inundación, se eligieron puntos de acuerdo con la actividad que sea presentado en el área, para posteriormente realizar una simulación el flujo de lava en caso de que se llegara a presentar actividad magmática. Las simulaciones se realizaron en el software Q-LavHA, sin embargo para el caso del Campo Michoacán-Guanajuato, al tener espesores muy grandes fue necesario ingresar un gran alcance y poder obtener al menos 5 kilómetros como resultado, en el caso del Campo Volcánico Xalapa- Naolinco sucedió algo similar aunque se ingresaron 20,000 metros únicamente se llegaron a obtener entre 3 y 5 km dependiendo de la topografía presente en el lugar, al tener áreas bastante grandes en las cuales se podría presentar nueva actividad volcánica y no poder realizar simulaciones en toda el área obtenida, se optó por realizar un mapa de cuencas, en el cual se incluya el patrón de drenaje de cada una de ellas, en el cual nos indique la dirección preferencial que fluiría en flujo en caso de haber nueva actividad magmática.

Finalmente, se logró diseñar mapas prácticos para los volcanes poligenéticos.

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