Los volcanes de la Región

del Volcán Parícutin



Principal


La Región del Volcán

Comunidades del Parícutin

El Volcán Parícutin

Excursión al Parícutin

Retorno al Parícutin: El Libro

Caja-Objeto del Parícutin 2016

75 Aniversario en Ciencia Nicolaita

Museos de la Memoria: El Proyecto

Referencias actualizadas

Contacto

Ligas de interés




Modelo digital 3D de la Región del Volcán Parícutin


Introducción

La Meseta Purépecha y sus volcanes

Los volcanes de la Región del Volcán Parícutin

Edad de los volcanes de la RVP

Referencias


Revisitando los volcanes de la Región del Parícutin: morfología, petrología y edad,  Pedro Corona Chávez


Mapa geológco de la Región del Volcán Parícutin, Alain Demant (1981)

Mapa geológico de WIlliams, H. 1950. Volcanoes of the Parícutin region. U.S.Geological Survey Bulletin. 969B: p165-279.


Introducción

La observación del nacimiento y extinción del Volcán Parícutin representó un parteaguas académico en los estudios de vulcanología a nivel mundial. Los estudios que se realizaron día a día durante su proceso de erupción, generaron numerosos reportes científicos de las variaciones petrológicas, químicas y físicas (e.g. Fries y Guitiérrez, 1949). Al mismo tiempo, ya sea durante y después de su extinción se generaron importantes estudios (Foshag y González-Reyna, 1956; Luhr et al., 1993), los cuales representan una base y referencia fundamental en todo el mundo, para el estudio de un proceso de vulcanismo monogenético.

La cartografía regional, por medio de la descripción de las unidades geológicas expuestas en un área o un territorio, se plantea como base para estudiar e interpretar las relaciones entre los diversos procesos geológicos que ahí ocurrieron. El objetivo es evitar estudiar los procesos formadores de montañas de manera aislada. El Volcán Parícutin se encuentra ubicado en la Meseta Purépecha, la cual contiene numerosos edificios volcánicos, muchos de los cuales son similares al mismo Parícutin, y en muchos otros casos, son totalmente diferentes, ya sea en magnitud como en relaciones petrológicas y morfológicas. Williams (1950), presentó un trabajo fundamental, en el que por primera vez se describieron estos edificios volcánicos, estableciendo además una edad relativa entre ellos. Demant (1981), realizó una tesis doctoral en la Faja Volcánica Transmexicana, donde entre otras zonas, incluye un mapa con la ubicación y esquematización de los volcanes de la región del Parícutin. Posteriormente, Hasenaka y Carmichael (1985) y Hasenaka (1994), presentan un trabajo fundamental en el que agrupan la Meseta Purépecha, dentro del sector central de la Faja Volcánica Transmexicana y dentro de lo que ellos denominaron el Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato. El trabajo de estos últimos autores resulta fundamental, en cuanto realizaron por primera vez un conteo y descripción morfométrica de los diferentes edificios volcánicos, así como sucesivamente presentan datos petrológicos y geoquímicos (Hasenaka y Carmichael, 1987), mostrando las relaciones espaciales y proponiendo una migración temporal del vulcanismo de norte a sur. A pesar de su notable contribución, los resultados muestran una relativa generalidad, la cual después de más de treinta años, estos trabajos continúan citándose sin cuestionar su actualidad. Solo recientemente se observan algunas nuevas y exiguas contribuciones regionales (Siebe et al., 2014) o la descripción detallada de algunos edificios volcánicos de la región del Parícutin (RVP), como es el caso de El Metate (Chevrell et al., 2016).

A partir de una exhaustiva revisión bibliográfica, se observa que a pesar de la importancia de los estudios y aportes realizados desde del nacimiento del Volcán Parícutin en 1943, del cual hasta la fecha se sigue estudiando y, por lo tanto, aún se generan publicaciones que muestran nuevas contribuciones e interpretaciones del Parícutin como edificio volcánico aislado (Larrea et al., 2017). Sin embargo, es notable que no se registren otros estudios referidos al resto de los edificios volcánicos de la región del Parícutin, que desde ahora denominaremos La Región Volcánica del Parícutin (RVP). En suma, los estudios de cartografía y de correlación geológica de la RVP, paradójicamente puede ser considerada como un área que ha sido pobremente estudiada e inexplorada.

En este documento se presenta una breve revisión de la RVP, partiendo del estudio pionero de Williams (1950): “Volcanoes of the Parícutin región”. Por medio de una base actual de datos geográficos del INEGI, así como asistido por el manejo de los sistemas de información geográfica (SIG) e imágenes de Google Earth, se generaron y se ponen a disposición -ya sea en el texto, como material suplementario-, las imágenes de la Región Volcánica del Parícutin (RVP). Por otro lado, con la finalidad de que en este número especial de la Revista Ciencia Nicolaita, pueda estimular nuevos estudios de geología regional y local de los diferentes edificios volcánicos de la RVP, se presenta una breve revisión de los datos morfométricos, petrológicos y geocronológicos publicados hasta la fecha.

 

La Meseta Purépecha y sus volcanes

La Meseta Purépecha forma parte del CVMG y representa una de las regiones fisiográficas más notables de Michoacán. Se refiere a una región fisiográfica de altiplano (plateau), que se caracteriza por mostrar en sus zonas relativamente bajas, llanos con formas colinares de baja pendiente, con una altura basal media entre 2200 y 2,400 m s.n.m, en donde se concentran y resaltan números conos y edificios volcánicos de diversas dimensiones, incluyendo el Volcán Parícutin.

El paisaje de la Meseta Purépecha, está dominado por la formación de numerosos edificios volcánicos y sus productos de derrames de lava y depósitos piroclásticos. La altura de los edificios volcánicos es variable y presentan un desnivel entre 100 y 400 metros para los conos volcánicos simples, así como >800 metros para otros edificios volcánicos que revelan un mayor volumen y una mayor complejidad volcánica.

Considerando que los edificios volcánicos de la RVP mantienen bien conservada su geometría, por medio de un simple análisis de imagen, en muchos casos se facilita determinar una temporalidad relativa entre ellos.

Diversos estudios de geocronología y morfometría de los edificios volcánicos (Hasenaka y Carmichael, 1985; Hasenaka 1994; y referencias in), indican que los edificios volcánicos son de edad Cuaternaria y presentan una geometría y relaciones geométricas, que en promedio están caracterizadas por tener una relación entre el diámetro basal y el diámetro del cráter de 1/5 (Hco/Wco), así como por sus desniveles menores de 300 metros. Por otro lado, generalmente están constituidos por material de escoria volcánica, asociados con depósitos piroclásticos de caída y algunos derrames de lava, los cuales muestran una composición basáltico-andesítica.

 

Los volcanes de la Región del Volcán Parícutin (RVP)

Los límites del área de La Región Volcánica del Volcán Parícutin (RVP) que se considerará en este artículo fue delimitada por primera vez por Williams (1950); dentro un polígono rectangular aproximadamente de 49 x 40 km y un área de ~1954 km2, la cual está delimitada hacia el sur y suroeste con la ladera norte del estrato-volcán o Pico del Tancítaro con 3860 m s.n.m., al norte con la región del estrato-volcán Patamban y al este sureste con Uruapan y Paracho.

De acuerdo a un primer inventario de edificios volcánicos, Williams op cit, menciona que en esta área se concentraban más de 150 conos cineríticos y 20 grandes volcanes. Los cerros más altos se refieren al Tancítaro (3840 m), Purísima (3276 m), Angahuan (3260 m) y El Águila (3340 m). Por su parte los conos volcánicos presentan una altura variable entre 80 y 480 metros. Posteriormente, Demant (1981) presenta un mapa de la misma región, en la que esquematiza con mejor detalle los diferentes centros eruptivos de la región. Posteriormente, Hasenaka y Carmichael (1985), presentan un esquema generalizado de lo que ellos definen como el Campo Volcánico Michoacán – Guanajuato ó CVMG, en el cual se incluye la RVP: La mejor aportación de estos autores se refiere a la publicación de una serie de tablas, en donde incluyen los nombres y parámetros morfométricos de los diversos edificios volcánicos que ellos identificaron para el CVMG. El número y la tipología morfológica de los edificios volcánicos de la RVP de estos autores serán revisadas y discutidas adelante.

Con la finalidad de facilitar la descripción del vulcanismo reciente de la RVP, en la figura, se presenta un modelo digital de sombras de la zona de estudio. A partir de esta imagen es posible identificar con relativa elocuencia la distribución regional y relación entre los diferentes geoformas “cónicas” de los aparatos volcánicos. Por razones de espacio y resolución, para esta imagen solo se muestran como referencia las principales localidades de asentamientos humanos. Sin embargo, los nombres en purépecha para cada edificio volcánico fueron revisados a partir de los mapas de Williams (1950) y Demant (1981), los cuales a su vez después fueron cotejados y complementados, utilizando las hojas topográficas del INEGI escala 1: 50 000 (E13B29, E13B39, E14A21, E14A31).




Con el objetivo de mostrar con mayor elocuencia un acercamiento regional del paisaje volcánico de la RVP, se sugiere comparar la figura anterior con el modelo digital de elevaciones en tercera dimensión que se presenta al incio de la página, en donde es posible identificar con mayor facilidad el desnivel real entre los edificios volcánicos. Notar como la pendiente regional muestra una tendencia regional, la cual baja de altura de manera drástica hacia el sur-sureste, para converger hacia el sistema de drenaje de la cuenca del Río Cupatitzio y de Nuevo Urecho.

Sin lugar a dudas, la estructura volcánica más notable se refiere al estratovolcán del Tancítaro, la cual ha sido bien definida de composición prevalentemente andesítica (Williams, 1950: Ownby et al., 2007). La geoforma resalta por su altura y fuerte pendiente y, si bien, es posible observar la geometría basal semicircular de este gran edificio volcánico, la pendiente y sobre todo la geoforma de su cima ya no puede ser referida a una forma cónica ideal de un estrato-volcán. Para su comparación, considere el lector que la dimensión y forma de este edificio volcánico debería ser comparable a la forma cónica perfecta que actualmente se observa en el Volcán de Fuego de Colima. De hecho, la característica de una geoforma erosionada, ya sea en la cima, como en las laderas del Tancítaro, ya ha sido previamente estudiada y de acuerdo a Ownby et al., 2007, se han registrado al menos dos grandes colapsos: i) entre 500 mil años en la ladera oeste y ii) de alrededor de 200 mil años en la ladera este. El desmembramiento de este gran edificio volcánico ha dado lugar a un gran volumen de depósitos de avalancha y lahares, los cuales durante su colapso han rellenado en gran parte la base de la cuenca del Bajo Balsas (Ownby et al., 2007).

Por otro lado, también a partir de estas simples imágenes, es oportuno hacer notar que a pesar de la abundancia y predominancia de los conos volcánicos (tipo Parícutin), también presentan una notable diferencia en dimensión, volumen y altitud en relación con los edificios de tipo escudo (e.g. Angahuan y C. El Aguila), los cuales muestran una relación aproximada y proporcional de 1/40.


Edad de los volcanes de la RVP

En relación con su temporalidad, es decir con la edad en la que se emplazaron los diferentes edificios volcánicos de la RVP, es oportuno mencionar que ya desde la década de 1950, se había descrito de manera general una cronología relativa entre los aparatos volcánicos (Williams, 1950). Las unidades geológicas más antiguas de la región se refieren a las rocas plutónicas y volcánicas que se exponen al sur de Uruapan, a lo largo del Rio Cupatitzio y en la Planta Hidroeléctrica Zumpinito, las cuales fueron ya reconocidas por Williams (1950), denominándolas Formación Zumpinito y asignándoles una edad genérica del Eoceno. Recientemente, se han obtenido edades isotópicas en una cuarzo-monzonita que aflora a la altura de Matanguarán y presentan edades entre 38-43 millones de años (Schaaf et al., 1995). Por otro lado, en relación con la edad de los diferentes edificios volcánicos de la RVP, basado en un orden simple de superposición relativa entre ellos (sobreyace/infrayace), así como en su índice de disección de drenaje, que indicaría el nivel de exposición y erosión, Williams (1950), estableció una primera temporalidad relativa indicando que el Volcán de San Marcos sería el más antiguo, seguido de otros centros eruptivos “coalescentes” como el cerro del Aguila de Paracho, cerros de Angahuan, La Purísima y Los Hornos, para culminar con el vulcanismo más joven referido a los diferentes cónos volcánicos de menor dimensión, nominados por este autor como “Younger Volcanoes”. La edad más joven de los conos volcánicos, en efecto es relativamente simple de confirmar, en cuanto muchos de estos centros eruptivos se apoyan directamente en las laderas semi-erosionadas de los grandes edificios volcánicos o bien, se encuentran distribuidos en una serie de llanos semi-planos que muchas veces cortan estos mismos aparatos de mayor dimensión.

Para este artículo, se presenta una compilación bibliográfica, encontrándose 32 edades isotópicas que se han realizado y publicado hasta el momento en la RVP. Para su fácil visualización, todas estas edades fueron proyectadas en un modelo digital de sombras.


En principio, excepto la edad del C. Aguila de Paracho (60.1 ka), resulta evidente una amplia concentración de los datos obtenidos para su fechamiento en la porción sur, así como un gran vació de datos hacia el centro y norte de la RVP. Por otro lado, en relación con las edades obtenidas, en efecto, la más antigua se refiere al cuerpo plutónico de Matanguarán (Formación Zumpinito, Williams, 1950), la cual se refiere a una roca de composición de cuarzo- monzonita que fue fechada con una edad de 37.9 millones de años (Schaaf et al., 1995).

Después de esta edad del Oligoceno y de alrededor de 40 millones de años, se observa un gran hiatus, es decir que a las edades más antiguas que se han reportado, se reportan  muestras con edades menores a 1 millón de años, por lo tanto, serán reportadas en miles de años (ka). Por ejemplo, las edades del Pico del Tancítaro varían entre 254 y 209 ka. Sin embargo, Ownby et al. (2007) ha reportado una edad más antigua de 740 ka ubicada al sur de Peribán y que corresponde a un bloque aislado de Avalancha, por lo que el autor sugiere que las edades más antiguas del estratovolcán Tancítaro podría variar entre 1 y 1.5 millones de años.

Como se puede ver en la Figura anterior, los volcanes en escudo o de mayor dimensión, en realidad no son siempre los edificios volcánicos más antiguos como proponía Williams (1950), en cuanto se han reportado edades para edificios de menor dimensión, variando entre 730.11 ka (C. La Cruz), 305.1 ka (Tejamanil) y 298 ka (La Soledad). Entonces si consideramos la edad del C. Aguila (60.1 ka) y del Metate (4.5 ka), sugiere que, aunque naturalmente dependerá de una zona específica, el emplazamiento de ambos tipos de edificios volcánicos, es decir los conos volcánicos tipo Parícutin y los aparatos en escudo tipo c. Águila habría ocurrido en realidad en forma relativamente contemporánea.

En relación con el vulcanismo denominado histórico, es decir a aquellos eventos volcánicos en donde el ser humano pudo haber sido testigo, es oportuno señalar que dentro de las edades más jóvenes predominan los pequeños edificios volcánicos como el C. Perenchjuata (7.7 ka), La Alberca de San Juan (4.5), El Metate (4.5 ka), El Jabalí (3.83 ka) y por supuesto, El Volcán Parícutin con 75 años. De hecho, es muy probable que existan otras edades relativamente recientes o históricas, en cuanto se observan numerosos conos volcánicos y otros depósitos tipo spatter de menor volumen que se han emplazado directamente sobre las laderas de las grandes y medianas estructuras volcánicas en forma de escudo con edades menores de 40 mil años.

Por último, es importante señalar que existe otro criterio para estimar las edades de los conos cineríticos, se refiere al análisis del grado de intemperismo y erosión de los edificios volcánicos (Valentine et al., 2015). Este método establece básicamente que es posible estimar una edad considerando (y midiendo), a partir de un hipotético “nacimiento” o tiempo cero (T0), para continuar con un progresivo índice de destrucción del edificio volcánico por los procesos de erosión e intemperismo (Tn). Para estos estudios, en particular se utiliza el estudio de la forma del cráter, así como del desarrollo e índice de disección del drenaje fluvial de las laderas de un edificio volcánico. Estos estudios se conocen también como morfometría de volcanes; de los cuales hasta el momento esta región, solo ha sido estudiada por Hasenaka y Carmichael (1985) y Hasenaka (1994) y, aunque aporta importantes datos, pero considerando que su trabajo lo realizó en el entero CVMG, se limita en documentar ciertos parámetros morfométricos y una clasificación tipológica general que será discutida en el siguiente apartado.


Referencias

Ban, M., Hasenaka, T., Delgado-Granados, H., Takaoka, N., 1992. K-Ar ages of lavas from shield volcanoes in the Michoacan-Guanajuato volcanic field, Mexico. Geofísica Internacional 31: 467-473.

Cebriá, J.M., Martiny, B.M., López-Ruiz, J., Morán-Zenteno, D.J., 2011. The Parícutin calc-alkaline lavas: New geochemical and petrogenetic modelling constraints on the crustal assimilation process. Journal of Volcanology and Geothermal Research 201: 113-125.

Chevrel, M.O., Guilbaud, M.N., Siebe, C., 2016. The AD 1250 effusive eruption of El Metate shield volcano (Michoacán, Mexico): Magma source, crustal storage, eruptive dynamics, and lava rheology. Bulletin of Volcanology 78 (4): 1-32.

Connor, C., 1990. Cinder cone clustering in the Trans-Mexican volcanic belt: implications for structural and petrologic models. Journal of Geophysical Research 95: 19395-19405.

Corona-Chávez P. 2002. Parícutin: una de las doce maravillas naturales del mundo. Universidad de Michoacán, México. http://www.umich.mx/mich/volcan-paricutin/Paricu22.pdf.

Corona-Chávez, Pedro, Margarita Reyes-Salas, Victor Hugo Garduño-Monroy, Isabel Israde-Alcántara, Rufino Lozano-Santa Cruz, Ofelia Morton-Bermea y Elizabeth Hernández-Álvarez 2006. Asimilación de xenolitos graníticos en el Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato, el caso de Arócutin Michoacán, México. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas. 23 (2): 233-245.

Demant, A., 1981. Interpretación geodinámica del volcanismo del Eje Neovolcánico Transmexicano. Revista del Instituto de Geología UNAM 5: 217–222.

Ferrari, L., Lopez-Martínez, M., Aguirre-Díaz, G., Carrasco-Núñez, G., 1999. Space–time patterns of Cenozoic arc volcanism in central Mexico. From the Sierra Madre Occidental to the Mexican volcanic belt. Geology 27, 303–306.

Ferrari, L., 2000. Avances en el conocimiento de la Faja Volcánica Transmexicana durante la última década. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana 53: 84–92.

Ferrari, L., Orozco-Esquivel, M.T., Manea, V., Manea, M., 2012. The dynamic history of the Trans- Mexican Volcanic Belt and the Mexico subduction zone. Tectonophysics, 522/523: 122-149.

Foshag,W.F. and González,R.J. 1956. Birth and development of Paricutin Volcano, México: Bull.Geol.Survey, p.355-489.

Fries, C., 1953. Volumes and weights of pyroclastic material, lava, and water erupted by Paricutín volcano, Michoacán, Mexico. Transactions of the American Geophysical Union 34, 603-616.

Fries,C.Jr. and Gutiérrez,C. 1949. Activity of Paricutin Volcano (México). From August 1948 to February 1952: Am.Geoph.Uni., Vol.31-35, No.3.

Gómez-Tuena, A., Orozco-Esquivel, M.T., Ferrari, L., 2005. Petrogénesis ígnea de la Faja Volcánica Transmexicana. Volumen conmemorativo del centenario. Temas Selectos de la Geología Mexicana. Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana 57(3): 227-283.

Gómez-Vasconcelos, M.G. 2018. El Volcán Paricutín en el Campo Volcánico Michoacán-Guanajuato: una revisión. Ciencia Nicolaita. Este volumen.

Hasenaka, T., 1994. Size, distribution, and magma output rate for shield volcanoes of the Michoacan-Guanajuato volcanic field, Central Mexico. Journal of Volcanology and Geothermal Research 63: 13-31.

Hasenaka, T., Carmichael, I.S.E., 1985. The cinder cones of Michoacán-Guanajuato, central Mexico: their age, volume and distribution, and magma discharge rate. Journal of Volcanology and Geothermal Research 25: 104-124.

Hasenaka, T., Carmichael, I.S.E., 1987. The cinder cones of Michoacan-Guanajuato, Central Mexico: petrology and chemistry. Journal of Petrology 28: 241-269.

Larrea P., Salinas, S., Widoma, E., Siebe, C.,Robbyn J.F. Abbitt. 2017. Compositional and volumetric development of a monogenetic lava flow field: The historical case of Paricutin (Michoacán, Mexico). Journal of Volcanology and Geothermal Research 348 (2017) 36–48.

Le Bas, M. J., Le Maitre, R. W., Streckeisen, A., Zanettin, B., 1986. A chemical classification of volcanic rocks based on the total alkali– silica diagram. Journal of Petrology 27: 745-750.

Luhr, J.F, Carmichael I.S.E, 1985. Jorullo volcano, Michoacan, Mexico (1759–1774); the earliest stages of fractionation in calcalkaline magmas. Contributions to Mineralogy and Petrology 90: 142–161.

LUHR, J.F., 2001. Glass inclusions and melt volatile contents at Paricutin Volcano, Mexico. Contrib. Mineral. Petrol. 142, 261–283.

Luhr, J.F., Simkin, T., 1993. Paricutín: The volcano born in a Mexican cornfield. Phoenix. Geoscience Press, Smithsonian Institution, 427 pp.

McBirney, A.R., Taylor, H.P., Armstrong, R.L., 1987. Paricutin re-examined; a classic example of crustal assimilation in calcalkaline magma. Contributions to Mineralogy and Petrology 95: 113–137.

Ownby, S., Delgado-Granados, H., Lange, R.A., Hall, C., 2007. Volcán Tancítaro, Michoacán, Mexico, 40Ar/39Ar constraints on its history of sector collapse. Journal of Volcanology and Geothermal Research 161: 1–14.

Pacheco, J., Mortera-Gutiérrez, C., Delgado-Granados, H., Singh, S., Valenzuela, R., Pardo M., Suárez G., 1995. Shape of the subducted Rivera and Cocos plates in southern Mexico: Seismic and tectonic implications. Journal of Geophysical Research 100 (B7): 12357-12373.

Pasquaré, G., Ferrari, L., Garduño, V.H., Tibaldi, A., Vezzoli, L., 1991. Geology of the central sector of the Mexican Volcanic Belt, States of Guanajuato and Michoacan. Geological Society of America Map and Chart Series, MCH 072, 22 pp.

Pioli, L., Erlund, E., Johnson, E., Cashman, K., Wallace, P., Rosi, M., Delgado Granados, H., 2008. Explosive dynamics of violent Strombolian eruptions: the eruption of Parícutin Volcano 1943–1952 (Mexico). Earth Planet. Sci. Lett. 271, 359–368.

Segerstrom,K. 1956. Erosion studies at Paricutin, State of Michoacán, México: Bull.Geol.Survey, p.1-164.

Schaaf, P.,Morán-Zenteno, D., Hernández-Bernal,M., Solís-Pichardo, G., Tolson, G., Köhler,H., 1995. Paleogene continental margin truncation in southwestern Mexico: geochronological

evidence. Tectonics 14 (6), 1339–1350. doi:10.1029/95TC01928.

Siebe, C., Guilbaud, M.N., Salinas, S., Kshirsagar, P., Chevrel, M.O., De la Fuente, J.R., Hernández-Jiménez, A., Godínez, L., 2014. Monogenetic volcanism of the Michoacán-Guanajuato Volcanic Field: Maar craters of the Zacapu basin and domes, shields, and scoria cones of the Tarascan highlands (Paracho-Paricutin region). Field Guide, Pre-meeting Fieldtrip (Nov. 13-17) for the 5th International Maar Conference (5IMC-IAVCEI), Querétaro, México, 33 p.

Valentine GA, Connor CB (2015) Basaltic volcanic fields. In: Sigurdsson H, Houghton BF, McNutt SR, Rymer H, Stix J (eds) Encyclopedia of volcanoes, 2nd edn. Academic, London, pp 423–439

Wilcox, R.E., 1954. Petrology of Paricutin Volcano, Mexico. U.S. Geological Survey Bulletin 965C: 281-353.

WIlliams, H.1950. Volcanoes of the Parícutin region. U.S.Geological Survey Bulletin. 969B: p165-279.





Inicio                                  Principal





Derechos Reservados Copyright@
Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo
Instituto de Investigaciones en Ciencias de la Tierra
Última actualización 20/febrero/2019


 
El Campo Volcánico Michoacán -  Guanajuato

Los volcanes de lla Región del Parícutin

Petrología y geoquímica

El Volcán Jorullo (1759-1774)
El Paisaje

Historia y Antropología

Arte y Cultura
Biodiversidad

Geoconservación
SaberMas_Volcanes 

Glosario

Videos

Imágenes y Mapas

 

EVENTOS

Como cada año
la Universidad Michoacana, el Instituto de Geofísica-IGUM y el INAH-Michoacán

ORGANIZAN

"76 Aniversario del Volcán Parícutin"
20 al 23 de febrero 2019


PROGRAMA


"Memoria del Parícutin"

Proyección de videos  histórico-geológicos

Tianguis de la Ciencia
29-30 de marzo 2019

Ciudad Universitaria, Morelia Michoacán

----------------





Contacto:

Pedro Corona Chávez
Edificio U, Ciudad Universitaria
Morelia Michoacán, México

Tel. +52 443-3223500 ext. 4025 pcoronachavez@gmail.com