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2013

M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo

Mayo de 2013

Dedicada con amor a:

Mi esposa: Bertha

Mis padres: Héctor y Maria del Carmen

Mis hermanos: Cecilia y Jope; Sebastián y Kata

Mis abuelos: Berta, Amando y María del Carmen


Mayo de 2013

Inicialmente agradezco a Bertha y toda su familia (Zuñiga y Tovar, en especial a sus

padres (Elvira y Mario) y sus hermanos (Daniel, Gabriela y Mario) que me brindaron su

apoyo, cariño y amor durante estos últimos años.

Al Dr. Jorge Arturo Arzate y a su familia, por su apoyo y amistad en mi estadía en México.

A los integrantes del comité evaluador, Dr. Román Alvarez, Luca Ferrari, Oscar Campos,

Roberto Molina, por el compañerismo y sus valiosos comentarios en el desarrollo del

presente trabajo.

A CONACyT, Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología, entidad que me favoreció con

una de sus becas en mi estancia en México.

A PAPIIT, Programa de Apoyo a Proyectos de Investigación e Innovación Tecnológica,

entidad que me apoyó financieramente por unos meses en la escritura de la Tesis.

A los grandes amigos que me ha brindado mi estancia en México, por todo su cariño y

amistad: Bertha, Daniel (Animal), Alejandra, Lina, Héctor (Jobo), Isaac, Laura, Iván,

Pepe, Aldo, Lenin, Janet, Jocelyn, Chilo, Goretti, Lupe, Paola, Chilo, Roberto, Victor,

Dach, Héctor, Paty, Alma, Maria, Jose, Sara, Rora, Danielle, Kurt, Marta, Marco,

Rebecca, Jorge, Laura, Famila Vargas, Angel, Rosy, Micheangelo, Avith, Erika, Angel,

Aldo, Montze, Antonio, Marisol, Javi, Fito, Ramón, Alejandro, Jazmin, Rosanna, Mónica,

Gabriela, Adriana, Harim, Dionisio, Beatriz, Norma, Eric, etc….

A todo el personal administrativo del centro de Geociencias, especialmente a Marta

Pereda, por su eficiencia en el desempeño de sus labores.

A todos los estudiantes e investigadores del posgrado del centro de Geociencias, que me

han dado su compañerismo y que de manera directa o indirecta han contribuido a mi

crecimiento académico y personal durante mi estancia en Querétaro.

A mi familia, que me apoyaron incondicionalmente en la obtención de esta meta.

A los compañeros de INGESUR SRL, Alejandro, Fernando, Ignacio, Nicolás, Ernesto,

Guillermo y Florencia, por el apoyo y la amistad.

A mis amigos de LATINO, por la amistad, el compañerismo, el buen fútbol y los buenos

asados.

A todas las personas que de una forma u otra se vieron involucradas en la elaboración de

este trabajo y de mi estadía en México.

A las Instituciones que financiaron los siguientes proyectos: PAPIIT-UNAM IN115608,

IN120509-1, IN120509-2 y IN116107; CONACyT PA7078-F. A través de ellos se pudo

realizar esta investigación.


Mayo de 2013


Mayo de 2013 Página 1

Índice General

1 INTRODUCCIÓN .............................................................................................................. 9

2 TECTÓNICA DEL SUROESTE DE MÉXICO Y SU RELACIÓN CON EL PROCESO

DE SUBDUCCIÓN. ................................................................................................................. 12

2.1 Placas Tectónicas ...................................................................................................... 12

2.2 Terrenos tectonoestratigráficos ................................................................................ 13

3 RESEÑA DE FLUIDOS EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN ............................................ 24

3.1 El proceso de subducción ......................................................................................... 24

3.2 Características generales de las zonas de subducción .............................................. 26

3.3 Generación de fluidos en zonas de subducción ........................................................ 27

3.4 Reacciones de deshidratación en zonas de subducción ............................................ 30

3.5 Características de la subducción en el SW de México. ............................................ 36

3.6 Estudios geofísicos sobre la subducción de las placas de Rivera y Cocos ............... 37

4 MÉTODO MAGNETOTELÚRICO ................................................................................ 44

4.1 Antecedentes ............................................................................................................. 44

4.2 Aspectos Teóricos .................................................................................................... 44

4.3 Dimensionalidad del medio ...................................................................................... 48

4.4 Profundidad de investigación ................................................................................... 51

4.5 Prospección Magnetotelúrica ................................................................................... 52

4.5.1 Equipo de adquisición utilizado ........................................................................... 53

4.5.2 Procedimiento de campo ...................................................................................... 54

4.6 Procesamiento de datos ............................................................................................ 56

4.7 Inversión de datos ..................................................................................................... 59

4.7.1 Inversión Unidimensional del invariante .............................................................. 60

4.7.2 Inversión Bidimensional ....................................................................................... 62

5 ANÁLISIS DE DISTORSIÓN ......................................................................................... 67

5.1 Corrimiento estático ................................................................................................. 67

5.2 Parámetros de distorsión y strike eléctrico ............................................................... 69

5.2.1 Enfoque de Swift .................................................................................................. 70



5.2.2 Método de Bahr .................................................................................................... 70

5.2.3 Método de WAL ................................................................................................... 72

5.2.4 Método del Tensor de Fases MT .......................................................................... 77

5.2.5 Comparación de los parámetros de distorsión Swift, Bahr y WAL ..................... 79

5.3 Vectores de Inducción .............................................................................................. 80

5.4 Análisis de caso: Bloque de Jalisco .......................................................................... 82

6 ESTRUCTURA DE LA CORTEZA EN EL BLOQUE DE JALISCO MEDIANTE

SONDEOS MT ......................................................................................................................... 92

6.1 Introducción .............................................................................................................. 92

6.2 Geología del JB ........................................................................................................ 94

6.3 Antecedentes ............................................................................................................. 97

6.4 Transecta perpendicular a la Trinchera .................................................................... 98

6.4.1 Inversión 2D ....................................................................................................... 100

6.4.2 Sensibilidad del modelo ..................................................................................... 103

6.4.3 Gravimetría ......................................................................................................... 105

6.5 Resto de los perfiles en el Bloque de Jalisco .......................................................... 108

6.6 Discusión de resultados .......................................................................................... 110

6.6.1 Interpretación de conductividades anómalas ...................................................... 110

6.6.2 Ángulo de subducción de la Placa de Rivera ..................................................... 113

6.6.3 Modelo conceptual sobre el perfil MT-1 ............................................................ 113

7 ESTRUCTURA DE LOS TERRENOS OAXACA Y JUÁREZ A PARTIR DE

SONDEOS MAGNETOTELÚRICOS ................................................................................... 116

7.1 Introducción ............................................................................................................ 116

7.2 Perfiles cortos al norte y sur de la ciudad de Oaxaca ............................................. 118

7.3 Transecta Puerto Escondido – San Andrés Yaa (PE-SAY) .................................... 125

7.3.1 Modelo gravimétrico .......................................................................................... 132

8 SISMICIDAD Y MIGRACIÓN DE FLUIDOS ............................................................. 138

8.1 Introducción ............................................................................................................ 138

8.2 Discusión de resultados .......................................................................................... 141

9 CONCLUSIONES .......................................................................................................... 146

10 REFERENCIAS ............................................................................................................. 150



11 ANEXOS ........................................................................................................................ 168

11.1 Curvas de campo y vectores de inducción de todos los sondeos (JB y Oaxaca). ... 168

11.2 Dimensionalidad de todos los perfiles (JB y Oaxaca) ............................................ 168

11.3 Parte real de los Vectores de Inducción para los perfiles ubicados al Norte y Sur de

la ciudad de Oaxaca ............................................................................................................ 168

11.4 Curvas de ajuste de todos los perfiles (JB y Oaxaca) ............................................. 168

11.5 Pseudosecciones con la respuesta calculada y observada para todos los perfiles (JB

y Oaxaca). ........................................................................................................................... 168

11.6 Pseudosecciones con la relación entre las respuestas observadas y calculadas para

todos los perfiles (JB y Oaxaca). ........................................................................................ 168



Índice de figuras

Figura 2.1. Placas tectónicas y provincias magmáticas de México (Bartolomé, 2002). .......... 14

Figura 2.2. Terrenos tectonoestratigráficos según Campa y Coney (1983). ............................ 15

Figura 2.3. Mapa de Provincias geológicas de México (re-dibujado de Ortega-Gutiérrez et al.,

1992 por Dávalos, 2006). ......................................................................................................... 16

Figura 2.4. Terrenos de México según Ortega-Gutiérrez et al, (1994). ................................... 17

Figura 2.5. Bloques corticales de México según Dickinson y Lawton (2001). ........................ 19

Figura 2.6. Terrenos de México según Keppie (2004). ............................................................ 20

Figura 2.7. Terrenos tectonoestratigráficos del sur de México según Keppie et al, 2008. ...... 21

Figura 2.8. Perfiles MT (Jording et al., 2000) sobrepuestos al modelo tectono-estratigráfico de

Campa y Coney (1983). ............................................................................................................ 22

Figura 2.9. Perfil MT (B-B´) (Jording et al, 2000). ................................................................. 23

Figura 3.1. Tipos de límites según la teoría de tectónica de placas. ......................................... 24

Figura 3.2. Distintos tipos de límites de placas tectónicas. ...................................................... 25

Figura 3.3. Margen continental activo y procesos asociados a la subducción. ........................ 26

Figura 3.4. Estructura térmica de la zona de subducción, velocidad 1 cm/año. (Peacock,

1996). ........................................................................................................................................ 27

Figura 3.5. Sección transversal ilustrando la expulsión de fluidos de la subducción de una

corteza oceánica. Hyndman y Peacock (2003). ........................................................................ 28

Figura 3.6. Sección esquemática de una placa oceánica. Tomada de Boudier y Nicolas (1985).

.................................................................................................................................................. 30

Figura 3.7. Esquema de los principales procesos y fases mineralógicas en una zona de

subducción (Poli y Schmidt, 2002). ......................................................................................... 32

Figura 3.8. Diagrama de fases para el MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts), tomado de Hacker

et al. (2003). ............................................................................................................................. 33

Figura 3.9. Esquema del antearco de una placa en subducción. ............................................... 34

Figura 3.10. Esquema de la división de la Placa de Farallón durante su subducción bajo las

Placas Norteamericana y Sudamericana en el Cenozoico. ....................................................... 36



Figura 3.11. Estructura de resistividad eléctrica (en Ohm-m) de una zona de subducción

(Andes Centrales). .................................................................................................................... 39

Figura 3.12. Interpretación petrológica de las anomalías conductivas del perfil A-A´de

Jödicke et al. (2006). ................................................................................................................ 41

Figura 3.13. Facies Metamórficas y variación de P y T propuestas para la subducción de la

Placa de Cocos (Tomada de Jödicke et al., 2006). ................................................................... 42

Figura 3.14. Sección MT, la línea negra indica el centro del medio conductor (Arzate et al,

1995). ........................................................................................................................................ 42

Figura 4.1. Tormentas solares y su interacción con la Tierra. .................................................. 45

Figura 4.2. Corte litológico en Uruguay con su registro eléctrico correspondiente. Tomado de

Corbo, 2006. ............................................................................................................................. 53

Figura 4.3. Esquema de arreglo de los dipolos eléctricos (lado izquierdo) y esquema de las

bobinas magnéticas (lado derecho). .......................................................................................... 55

Figura 4.4. Fotografías del equipo central (izquierda), bobina magnética (derecha arriba) y

electrodos (derecha abajo). ....................................................................................................... 56

Figura 4.5. Ejemplo de sondeo realizado en el Bloque de Jalisco, la línea roja corresponde a la

componente xy y la línea azul a la componente yx de un sondeo MT. ..................................... 58

Figura 5.1. Diagrama que muestra los efectos del corrimiento estático mientras que la curva

de fase no es afectada. .............................................................................................................. 67

Figura 5.2. Diagrama de círculos de Mohr, modificado de Weaver et al, (2000) por Marti

(2006). En verde se presentan las componentes reales del tensor, en rojo las imaginarias. ..... 74

Figura 5.3. Representación gráfica del tensor de fases (Marti, 2006). ..................................... 79

Figura 5.4. Representación gráfica del tensor de fases para los casos particulares 1D y 2D

(Marti, 2006). ............................................................................................................................ 79

Figura 5.5. Ubicación de los sondeos MT realizados. Los puntos rojos corresponden a los

sondeos 10, 12, 20 y 30 que se analizan los parámetros de distorsión en este capítulo. .......... 82

Figura 5.6. Valores de Skew (k) de Swift, para los sondeos 10, 12, 20 y 30. .......................... 83

Figura 5.7. Parámetros de Bahr. La línea azul equivale a un parámetro de Bahr de 0.1 y la

naranja de 0.3. ........................................................................................................................... 84

Figura 5.8. Invariantes WAL calculados para los sondeos 10, 12, 20 y 30.............................. 85



Figura 5.9. Valores principales del tensor de fases, componente máxima y mínima del tensor

de fases para los sondeos 10, 12, 20 y 30. ................................................................................ 86

Figura 5.10. Ángulos β y α, Skew y Strike respectivamente para un medio bidimensional. .... 87

Figura 5.11. Angulo de la estructura principal, Strike, según los criterios estudiados, para los

sondeos 10, 12, 20 y 30. ........................................................................................................... 88

Figura 5.12- Imagen 3D que muestra el resultado de la dimensionalidad de todos los sondeos

en JB. ........................................................................................................................................ 89

Figura 5.13 Dirección del strike para todos sondeos del JB según el método de tensor de fases

(Caldwell et al, 2004) ............................................................................................................... 90

Figura 5.14 Vectores de inducción a 10, 1, 0.1 y 0.01 Hz para todos los sondeo en el JB. ..... 91

Figura 6.1. Tectónica general del Bloque de Jalisco (JB), modificado de Luhr et al. (1985),

Allan (1986), Bourgois et al. (1988) y Ferrari et al. (1994). .................................................... 93

Figura 6.2. A) Mapa geológico del JB (modificado del Servicio Geológico Mexicano -2007- y

Gómez-Tuena et al, 2005) en los cuales se identifican los dominios SW y NE. ..................... 96

Figura 6.3. Elipses de Caldwell et al. (2004) del perfil MT-1. ................................................ 99

Figura 6.4. Inversiones 2D del perfil MT-1. .......................................................................... 101

Figura 6.5. Vista 3D del perfil MT-1. .................................................................................... 103

Figura 6.6. Modelo de resistividad obtenido después de 65 iteraciones utilizando un

parámetro de regularización = 4, el error cuadrático medio (RMS) fue de 4.7. ................... 105

Figura 6.7. Carta de Anomalía de Bouguer para el Bloque de Jalisco obtenida a partir de los

datos gravimétricos de aire libre satelitales (Sandwell y Smith, 1997 y 2009). ..................... 106

Figura 6.8. a) Topografía a lo largo del perfil MT-1, b) Anomalía de Bouguer a lo largo del

perfil MT-1 y c) modelo gravimétrico del perfil MT-1. ......................................................... 107

Figura 6.9 Modelos de resistividad 2D de los perfiles 3 y 4. ................................................ 109

Figura 6.10. Modelos de resistividad 2D de los perfiles MT-2, MT-5, y MT-6. ................... 111

Figura 6.11. Modelo conceptual del perfil MT-1. .................................................................. 115

Figura 7.1. Ubicación de los sondeos MT realizados (círculos numerados) sobre la geológica

superficial de la zona estudiada (SGM, 2006; cartas E14-9 y E14-12). ................................. 117

Figura 7.2 Dirección del azimut eléctrico regional calculada mediante las elipses de Caldwell

et al. (2004). ........................................................................................................................... 119



Figura 7.3. Inversión bidimensional de los perfiles norte y sur con la ubicación de las fallas

según las cartas geológicas E14-9 y la E14-12 del SGM del año 2006. ................................ 122

Figura 7.4. Ubicación en planta de los contrastes conductivos (zonas grises) según la

interpretación de la inversión 2D de los perfiles Norte y Sur. ............................................... 123

Figura 7.5. Imágenes de resistividad eléctrica obtenidas de la inversión bidimensional de los

perfiles MT Norte y Sur en el Estado de Oaxaca. .................................................................. 124

Figura 7.6. Variación del azimut eléctrico regional a lo largo del perfil PE-SAY. ................ 126

Figura 7.7- Imagen de resistividad obtenida a partir de la inversión 2D simultánea de los dos

modos de polarización de los sondeos de la transecta PE-SAY con los sondeos girados al

azimut regional. ...................................................................................................................... 127

Figura 7.8- Modelo de resistividad de la transecta PE-SAY. ................................................. 128

Figura 7.9. Interpretación de la sección de resistividad PE-SAY en términos de la estructura y

los procesos más importantes que ocurren en esta zona de subducción. ................................ 131

Figura 7.10. Anomalía de Bouguer para el sector sur del estado de Oaxaca. ........................ 132

Figura 7.11. Modelo gravimétrico del perfil coincidente con la sección de resistividad PE-

SAY. ....................................................................................................................................... 135

Figura 7.12. Combinación de los modelos MT – gravimetría de la sección PE-SAY. .......... 137

Figura 8.1. Distribución de sismos en las zonas de Jalisco y Oaxaca del Servicio Sismológico

Nacional (SSN). ...................................................................................................................... 140

Figura 8.2. Distribución de epicentros (N=697) bajo el Bloque de Jalisco (Izq.) y zona de

estudio del estado de Oaxaca (N=916, der.). .......................................................................... 142

Figura 8.3. Histogramas que muestran diferencias importantes tanto en magnitud (Izq.) como

en profundidad (Der.) en la ocurrencia de sismos bajo el Bloque de Jalisco (líneas punteadas

color rojo) y bajo el terreno Oaxaca (líneas punteadas azules). ............................................. 143

Figura 8.4. Ubicación de los hipocentros sobre el perfil MT-1 (Bloque de Jalisco, caso a) y el

perfil PE-SAY (Estado de Oaxaca, caso b). ........................................................................... 144



Índice de tablas

Tabla 2-1. Comparación entre los distintos terrenos. Campa y Coney (esquema A) y Ortega-

Gutiérrez et al, (esquema B). Esquema propuesto por Dickinson y Lawton (2001). ............... 18

Tabla 3-1. Balance general de agua en el proceso de subducción Peacock (1990). ................. 35

Tabla 5-1. Criterios de Bahr de la dimensionalidad de un medio ............................................ 72

Tabla 5-2. Resumen de los invariantes de Weaver. .................................................................. 75

Tabla 5-3. Dimensionalidad según los criterios Swift, Bahr y Weaver. .................................. 80

Tabla 6-1. Resumen del strike (Caldwell et al, 2004), tamaño de la malla (número de filas y

columnas) y error RMS para cada perfil modelado. ............................................................... 108

Tabla 7-1. Valores de densidad para diferentes terrenos de Ortega-Gutiérrez et al, (2008). Los

Terrenos Zapoteco y Cuicateco (Ortega Gutiérrez et al., 2008) corresponden respectivamente

con los Terreno Oaxaca y Juárez (Capa y Coney, 1983) ........................................................ 133



1 INTRODUCCIÓN

Desde la década de los 80 y 90, buena parte de los estudios corticales y litosféricos incluyen a

la conductividad eléctrica del subsuelo de manera complementaria a otro tipo de estudios,

principalmente sísmicos. Ello es debido a que las variaciones de las propiedades eléctricas en

el subsuelo aportan información muy valiosa a la hora de interpretar la estructura y evolución

tectónica de las zonas de interés. En general las rocas que contienen fluidos, o las rocas

parcialmente fundidas presentan valores de resistividad bajos o muy bajos respecto a su

entorno geológico por lo que sirven como marcadores geofísicos de procesos de

deshidratación y fusión parcial en la corteza.

Las zonas de subducción son límites tectónicos en los que estos fenómenos ocurren cuando

una placa oceánica se hunde (subduce) por debajo de litósfera continental (u oceánica),

frecuentemente debido a su mayor densidad. En estas regiones se desarrolla gran parte de la

actividad magmática del planeta, que se manifiesta en superficie con la generación de centros

volcánicos e intensa actividad sísmica. Esto se refleja en una gran variedad de anomalías en la

conductividad eléctrica que son indicadoras de distintos procesos físico-químicos que ocurren

en el subsuelo, asociados a la convergencia de placas.

La conductividad eléctrica del subsuelo a escala de la corteza continental y manto superior se

puede obtener normalmente mediante sondeos magnetotelúricos (MT). Este método de fuente

natural, utiliza la energía electromagnética para caracterizar las propiedades eléctricas de las

diferentes estructuras en el subsuelo como lo confirman diversos estudios MT en zonas de

subducción de la costa del Pacífico (p.e. Kurtz et al., 1986; Wannamaker et al., 1989; Arzate

et al., 1995; Jording et al., 2000; Brasse et al., 2002; Jödicke et al., 2006). Los estudios MT

realizados en las zonas de convergencia de placas han probado tener una buena resolución en

estudios de la litósfera continental por lo que constituyen una vía complementaria de gran

potencial para explicar los procesos dinámicos que ocurren a profundidad.



El objetivo principal de este estudio es proponer un modelo para la geometría de las placas de

Rivera y Cocos, debajo del Bloque de Jalisco y del estado de Oaxaca, a partir de la

interpretación de las funciones de transferencia magnetotelúricas a lo largo de transectas

sobre las respectivas zonas de subducción.

Otros objetivos relacionados son los siguientes:

Establecer límites de terrenos tectonoestratigráficos a partir de las funciones de

transferencia electromagnéticas entre los terrenos Xolapa, Oaxaca y Juárez.

Investigar la relación que existe entre zonas de conductividad anómala y zonas de

enjambres sísmicos.

Diferenciar zonas de fusión parcial a lo largo de las transectas estudiadas.

Correlacionar e integrar los resultados obtenidos con resultados de otras metodologías

Elaboración del modelo geológico de la placa de Rivera debajo del Bloque de Jalisco

a partir de la inversión de datos MT y de la integración de otros datos geofísicos.

Para lograr estos objetivos se llevaron a cabo las siguientes actividades:

Compilación de información y estudios geofísicos (gravimetría, magnetometría,

refracción sísmica, flujo térmico, etc.) en la zona de estudio.

Levantamientos de campo de sondeos magnetotelúricos a lo largo de transectas en las

zonas de estudio.

Actualización de los métodos de procesamiento, de análisis de distorsión e

interpretación de señales electromagnéticas (EM).

Inversión de los datos obtenidos.

Correlación de zonas conductoras con catálogos de sismicidad de la región.

Con estos objetivos, este trabajo se ha estructurado en siete capítulos principales cuyo

contenido se describe brevemente a continuación.

En los capítulos 2 y 3, se presenta el estado actual del conocimiento de la tectónica en el

suroeste de México y los procesos relacionados con la subducción así como los antecedentes



de trabajos geofísicos realizados en el SW de México. Parte clave en esta investigación es el

papel que juegan los fluidos generados por reacciones metamórficas en la corteza oceánica en

zonas de subducción, revisado también en estos capítulos.

En el capítulo 4 se presentan aspectos teóricos del método magnetotelúrico y en el capítulo 5

se presenta el análisis de distorsión electromagnética de los sondeos MT a partir de diferentes

métodos. Este análisis permite establecer qué tipo de tratamiento requieren los datos para

poder ser interpretados apropiadamente.

En los capítulos siguientes (capítulos 6 y 7 respectivamente) se interpretan los sondeos y

secciones realizadas sobre el Bloque de Jalisco y en el estado de Oaxaca. En el Bloque de

Jalisco (JB) se interpretan seis perfiles MT que contienen un total de 52 sondeos. En el estado

de Oaxaca se hicieron dos perfiles, uno al norte y otro al sur de la ciudad de Oaxaca,

perpendiculares a la Falla de Oaxaca. También se interpretó otro perfil MT entre la costa de

Oaxaca y San Andrés Yaa con una extensión total de 200 km, en el cual se distingue la placa

de Cocos en subducción y los procesos de deshidratación que ocurren durante su subducción.

Por último, en el capítulo 8 se correlacionan dos secciones de resistividad con la ubicación de

los enjambres sísmicos del proyecto MARS (Mapping the Rivera Subduction Zone) entre

febrero de 2006 a abril de 2007 y del SSN (Servicio Sísmológico Mexicano) entre enero de

1988 a octubre de 2005. En el último de los capítulos se presentan las conclusiones del

estudio realizado.



2 TECTÓNICA DEL SUROESTE DE MÉXICO Y SU RELACIÓN CON EL

PROCESO DE SUBDUCCIÓN.

En esta sección se detalla la tectónica del suroeste de México y su relación con los procesos

de subducción. Primeramente se describe la geología y la tectónica del SW de México, que a

partir del Cenozoico está bien caracterizada por muchos autores. Posteriormente, se presentan

los distintos terrenos tectonoestratigráficos y se muestran los distintos enfoques y

configuraciones que existen de los mismos.

2.1 Placas Tectónicas

En México convergen cinco placas tectónicas: la mayor parte del país se ubica sobre la Placa

Norteamericana, mientras que la Península de Baja California se sitúa en la placa del Pacífico

y el sur de Chiapas se encuentra sobre la placa del Caribe. Por otro lado, las placas oceánicas

de Cocos y Rivera, subducen en la costa oeste de México (Figura 2.1).

El movimiento entre estas placas, a grandes rasgos, es el siguiente: la Placa del Caribe se

desplaza hacia el este con velocidades relativamente pequeñas (1.9 - 2.0 cm/año respecto a la

placa Norteamérica) a lo largo del sistema transcurrente de fallas Chixoy- Polochic- Motagua,

que atraviesa Guatemala desde la costa del Pacífico hasta el Mar Caribe (DeMets et al.,

2000). Las placas Norteamérica y Pacífico, en el norte de Baja California, forman un sistema

transcurrente, que se continúa en el estado norteamericano de California con el sistema de la

falla de San Andrés. Sin embargo, el límite de estas placas (Norteamérica-Pacífico) es

bastante complejo, debido que a lo largo del Golfo de California el movimiento relativo de la

Placa del Pacífico respecto a Norteamérica presenta una componente extensional (Atwater et

al., 1989) en dirección noroeste. Este régimen origina zonas con creación de corteza oceánica

separadas por importantes sistemas transformantes que recorren toda el área (Atwater et al.,

1998). El margen entre las placas, Pacífico, Rivera y Cocos es extensional como resultado del

remanente del antiguo contacto entre las placas Pacífico y Farallón. Las placas de Rivera y

Cocos subducen bajo la Norteamericana, marcadas por la Fosa Mesoamericana (Middle

American Trench, MAT) o Trinchera de Acapulco, que recorre toda la costa pacífica del



suroeste de México, desde el estado de Nayarit hasta la frontera sur con Guatemala y la mayor

parte de Centroamérica (Figura 2.1). La Microplaca de Rivera subduce bajo la Placa de

Norteamérica a lo largo de la costa de los estados de Nayarit y Jalisco, mientras que la de

Cocos lo hace en el resto de la costa mexicana del Pacífico (Colima, Michoacán, Guerrero,

Oaxaca y Chiapas). La subducción de la Placa de Cocos se continúa a lo largo de 1100 km de

costa centroamericana bajo la Placa Caribe (Burbach et al., 1984).

Esta compleja actividad tectónica en el territorio mexicano propicia una geología rica en

ambientes tectónicos diversos, como la presencia de un arco volcánico activo (Cinturón

Volcánico Transmexicano o Faja Volcánica Transmexicana, TMVB), la existencia de una

elevada sismicidad en gran parte del país y una enorme riqueza de recursos minerales. Estos

rasgos, se explican en buena parte por el proceso de subducción a lo largo de la costa

occidental del país. Como consecuencia de este fenómeno, México presenta una notable

juventud geológica, los materiales de edad Mesozoica y Cenozoica (últimos 225 Ma) se

manifiestan expuestos aproximadamente en el 75% del territorio, mientras que el Precámbrico

tan sólo aflora substancialmente en el 12% del país (García, 2001).

2.2 Terrenos tectonoestratigráficos

Para explicar la complejidad de la historia geológica de México, en la década de los ochenta

surgió la definición de terreno tectonoestratigráfico basado en los contrastes petrotectónicos y

geocronológicos en las rocas del basamento. Un terreno tectonoestratigráfico, es un conjunto

de rocas de carácter regional, internamente homogéneas y continuas desde un punto de vista

estratigráfico y tectónico, limitadas por grandes fallas o complejos tectónicos, que se

caracterizan por tener una historia geológica que difiere de la de las regiones circundantes

(Coney et al., 1983). Howell et al. (1985) definieron el concepto de terreno

tectonoestratigráfico como un conjunto de rocas de extensión regional, que se caracteriza por

tener una evolución geológica diferente a terrenos adyacentes. Frecuentemente, las zonas de

sutura entre terrenos se caracterizan por la presencia de mélange, esquistos azules y/o ofiolitas

a lo largo de su longitud. La definición de terreno tectonoestratigráfico no implica



necesariamente desplazamientos notablemente grandes de estas entidades tectónicas,

simplemente significa que hay incertidumbre sobre las relaciones paleogeográficas entre un

terreno y otro, o entre un terreno y un cratón adyacente (Coney et al., 1983).

Figura 2.1. Placas tectónicas y provincias magmáticas de México (Bartolomé, 2002).

IVS=Inland Volcanic Sequences; CPB=Faja Costera Plutónica (Coastal Plutonic Belt); SMO=Sierra Madre

Occidental; TMVB=Faja Volcánica Transmexicana (Trans-Mexican Volcanic Belt); MAT=Trinchera

Mesoamericana (Middle America Trench); PRR=Dorsal Pacífico Rivera (Pacific-Rivera Rise).

Originalmente se propusieron 12 terrenos para el país (Campa y Coney, 1983), que se

presentan en la Figura 2.2, agrupados en tres categorías dependiendo de su origen: de

Norteamérica, el Chihuahua y el Caborca; de Gondwana, el Coahuila, el Maya y la Sierra

Madre; por último, del Pacífico el Alisitos, el Vizcaíno, el Guerrero, el Juárez, la Mixteca, el

Oaxaca y el Xolapa.



Figura 2.2. Terrenos tectonoestratigráficos según Campa y Coney (1983).

Ortega-Gutiérrez et al. (1991), dividieron al territorio mexicano en distintas provincias

geológicas (Figura 2.3). Algunas de estas provincias están caracterizadas por formar franjas

de materiales ígneos y metamórficos con orientaciones de NW a SE en la mitad superior

occidental del país, a la que pertenecen la Sierra Madre Occidental y la Península de Baja

California (provincias 24 y 34) entre otras. Sobre la mitad superior oriental, las provincias

poseen la misma orientación a las anteriores (NW a SE), entre las que se destacan la Sierra

Madre Oriental (20), la Provincia Oriental Alcalina (19 y 20) y la Cuenca del Golfo de

México (19), esta última de gran interés por su potencial petrolero.

Al sur de la Faja Volcánica Transmexicana hacia el Istmo de Tehuantepec, se ubican

provincias de orígenes sedimentario marino, complejos volcanosedimentarios y plutónicos

(provincias 14, 11, 10, 9, 20, 13 y 12). Morán et al. (2005), postulan que la estructura y la

estratigrafía cenozoicas del sur de México revelan una evolución caracterizada por eventos de

deformación orogénica iniciados en el Cretácico Tardío, seguidos por episodios de

truncamiento de la margen continental y extinción gradual del magmatismo de arco en la

Sierra Madre del Sur, antes del desarrollo de la Faja Volcánica Transmexicana.



Figura 2.3. Mapa de Provincias geológicas de México (re-dibujado de Ortega-Gutiérrez et al., 1992 por Dávalos,

2006).

1, Plataforma de Yucatán (C, sm, p); 2, Cuenca Deltaica de Tabasco (C, sc, g); 3, Cinturón Chiapaneco de

Pliegues y Fallas (C, sm, or); 4, Batolito de Chiapas (P, p, ra); 5, Macizo Ígneo de Sononusco (C, p, ra); 6,

Cuenca de Tehuantepec (C, sm, g); 7, Cuenca Deltaica de Veracruz (C, sc, g); 8, Macizo Volcánico de los

Tuxtlas (C, v, ac); 9, Cuicateca (M, vs, as); 10, Zapoteca (pE, c, co); 11, Mixteca (P, c, co); 12, Chatina (M, p,

ra); 13, Juchateca (P, vs, as); 14, Plataforma de Morelos (M, sm, p); 15, Faja Volcánica Transmexicana (C, v,

ac); 16, Complejo Orogénico de Guerrero-Colima (M, vs, as); 17, Batolito de Jalisco (M, p, ra); 18, Macizo

Ígneo de Palma Sola (C, v, ac); 19, Miogeoclinal del Golfo de México (C, sm, g); 20, Cinturón Mexicano de

Pliegues y Fallas (M, sm, or); 21, Plataforma de Coahuila (M, sm, p); 22, Zacatecana (M, c, co); 23, Plataforma

de Valles-San Luis Potosí (M, sm, p); 24, Faja Ignimbrítica Mexicana (C, v, ac); 25, Cinturón Orogénico

Sinaloense (M, vs, as); 26, Chihuahense (C-M, c, co); 27, Cuenca de Nayarit (C, sm, g); 28, Cuenca Deltaica de

Sonora- Sinaloa (C, sc, g); 29, Sonorense (pE, c, co); 30, Delta del Colorado (C, sc, g); 31, Batolito de Juárez-

San Pedro Mártir (M, p, ra); 32, Cuenca de Vizcaíno-Purísima (C, sm, g); 33, Cinturón Orogénico de Cedros-

Margarita (M, vs, cs); 34, Faja Volcánica de La Giganta (C, v, ac); 35, Complejo Plutónico de La Paz (M, p, ra).

Explicación: Edad.- pE-precámbrico; P-paleozoico; M-mesozoico; C-cenozoico; Origen.- m-metamórfico; p-

plutónico; v-volcánico; vs-volcanosedimentario; sm-sedimentario marino; sc-sedimentario continental; c-

complejo; Ambiente geotectónico.- cs-complejo de subducción; ra-raíz de arco; as- arco submarino; ac-arco

continental; g-geoclinal; or-orógeno; p-plataforma; co-compuesto.

Sedlock et al. (1993) y Ortega-Gutiérrez et al. (1994) propusieron la evolución tectónica de

México, el Caribe y Centroamérica durante los últimos 600 millones de años. Con el objeto

de analizar la evolución del margen sur de Norteamérica con respecto a México, estos autores

incorporaron los eventos fanerozoicos que modelaron dicha zona de Norteamérica y la

acreción de terrenos que construyeron en el territorio de México. Hacen una reconstrucción



de la evolución cinemática de los terrenos, una revisión de los límites entre ellos y una

discusión sobre su origen, para proponer una nueva distribución de terrenos que se muestran

en la Figura 2.4. Así Ortega-Gutiérrez et al. (1994) proponen 16 terrenos, 2 de origen

norteamericano, 7 provenientes de Gondwana y 7 del Pacífico. Los límites entre dichos

terrenos son similares a los propuestos por Campa y Coney en 1983, excepto que son 4

terrenos más, además de otras diferencias importantes, por ejemplo sugieren que los terrenos

Mixteco y Oaxaca provienen de Gondwana y no del Pacífico.

Figura 2.4. Terrenos de México según Ortega-Gutiérrez et al, (1994).

TMVB, Faja Volcánica Transmexicana; M, terreno Mixteca; Z, terreno Zapoteco; Cui, terreno Cuicateco.

Estudios posteriores han permitido hacer más subdivisiones y nuevas propuestas. Por

ejemplo, el terreno Guerrero ha sido dividido en cinco sub-terrenos por Centeno García

(1993). También el hecho de que existe basamento de ~1000 Ma en los terrenos Oaxaca y

Sierra Madre, llevó a la propuesta del subcontinente Oaxaquia por Ortega-Gutiérrez et al.

(1994).



Dickinson y Lawton (2001) clasificaron los terrenos de México en ocho bloques corticales del

Pérmico-Triásico (Figura 2.5) internamente coherentes y establecieron la manera en que se

relacionan con los terrenos definidos por otros autores (Tabla 2.1).

Tabla 2-1. Comparación entre los distintos terrenos. Campa y Coney (esquema A) y Ortega-Gutiérrez et al,

(esquema B). Esquema propuesto por Dickinson y Lawton (2001).

Los bloques propuestos por Dickinson y Lawton (2001), se agrupan y se subdividen en

elementos corticales en base a que tienen diferente comportamiento y a su vez son

internamente coherentes durante la evolución tectónica del post-Carbonífero. Los 8 bloques

se subdividen en cuatro grupos corticales: Basamento precámbrico no desplazado que

corresponde a Laurencia (Norteamérica). El bloque de Caborca del NW de México que

representa un fragmento desplazado de la secuencia miogeoclinal Cordillerana del

Precámbrico y Paleozoico. Los Bloques corticales compuestos de rocas variadas precámbricas

y paleozoicas en el este de México, son fragmentos de Gondwana suturados a Laurencia a lo

largo del Cinturón Orogénico Ouachita durante el Pérmico temprano según estos autores.



Estos fragmentos corresponden a: a) al Bloque Coahuila que no ha sido transportado, b)

bloques de Tampico y Del Sur que están separados por el Cinturón Volcánico

Transmexicano, y que además fueron desplazados de manera conjunta hacia el este en

relación al Bloque Coahuila, durante la extensión intra-continental dentro de la Pangea justo

antes de la dispersión del piso oceánico cuando Sudamérica se separó de Norteamérica, y c)

Bloque de Yucatán-Chiapas que fue desplazado hacia el sur (en relación a los fragmentos de

Gondwana) durante la apertura del Golfo de México, y fue subsecuentemente rotado debido a

la Falla que pasa sobre el Istmo de Tehuantepec. El superterreno Guerrero del oeste de

México está compuesto de corteza volcanogénica del Mesozoico asociada con la evolución de

un sistema oceánico de islas de arcos. El complejo de islas de arcos fue acrecionado con los

elementos corticales de Gondwana del este de México y también hacia el Bloque Caborca del

NW de México, todo lo anterior durante el Cretácico Temprano.

Figura 2.5. Bloques corticales de México según Dickinson y Lawton (2001).

Por otro lado Keppie (2004) hace una revisión de los terrenos tectonoestratigráficos

realizados en México y de alguna manera simplifica la distribución de terrenos al proponer



una nueva configuración para estos basado en las definiciones de terrenos anteriores y de

nuevos datos acumulados (Figura 2.6). En su configuración de terrenos Keppie (2004) junta

terrenos compuestos, hace una delimitación de los terrenos en el tiempo y lleva a cabo

reconstrucciones de mapas desde el Mesoproterozoico. Esta nueva interpretación evoluciona

de las propuestas hechas por otros autores aceptando la subdivisión del terreno Guerrero, pero

añadiendo el terreno Cretácico oceánico Motagua entre los terrenos Maya y Chortis. También

elimina algunos terrenos como: (a) Caborca por considerarlo sólo un desfase con respecto a

Norteamérica; (b) Las Delicias, al considerar que sólo es un arco que se formó en Pangea; (c)

Xolapa. Aunque, Jording et al, (2000), demuestra la existencia del terreno Xolapa.

Figura 2.6. Terrenos de México según Keppie (2004).

Posteriormente, Keppie et al, (2008) hacen una nueva síntesis e interpretación tectónica del

suroeste de México donde colocan nuevamente el terreno Xolapa (Figura 2.7).

Resumiendo, la corteza superior del sur de México ha sido subdividida en seis terrenos

tectonoestratigráficos: Oaxaca, Mixteca, Guerrero, Xolapa, Juárez y Maya (Campa y Coney,

1983) (Figuras 2.2). Sedlock et al. (1993), Ortega-Gutiérrez et al. (1994) y Keppie (2004),

proponen una subdivisión similar con algunas variaciones en la posición de los contactos



entre terrenos, igualmente Keppie et al, 2008 vuelve prácticamente a la configuración inicial

de Campa y Coney (1983) para el sur de México (Figura 2.7).

Figura 2.7. Terrenos tectonoestratigráficos del sur de México según Keppie et al, 2008.

El carácter tectónico y localización de los contactos entre estos terrenos han sido objeto de

controversia (Sedlock et al., 1993; Centeno-García et al., 1993a; Lang et al., 1996; Freydier,

et al., 1996; Elías Herrera et al., 2000; Cabral-Cano et al., 2000; Keppie, 2004); sin embargo,

existe un consenso respecto a la existencia de contrastes litológicos a nivel de las rocas

expuestos en superficie (Morán-Zenteno et al., 2005). Debido a las controversias existentes

entre los límites de los terrenos y que en el sur de México los límites de éstos son

prácticamente iguales entre todos los autores mencionados, en este trabajo se toman los

terrenos propuestos por Keppie et al, (2008) para la realización del mismo (Figura 2.7).



Las interpretaciones sobre los contrastes corticales entre terrenos adyacentes basados en datos

geofísicos son escasas. Sin embargo el trabajo de Jording et al. (2000) proporciona

información relevante a partir de dos perfiles magnetotelúricos (Figura 2.8). Estos perfiles

revelan cambios laterales significativos en la conductividad eléctrica, los cuales en general

son consistentes con los terrenos tectonoestratigráficos presentados previamente, incluso con

el modelo de Keppie et al, (2008), excepto por el mayor detalle que muestran los resultados

de Jording et al, (2000).

Figura 2.8. Perfiles MT (Jording et al., 2000) sobrepuestos al modelo tectono-estratigráfico de Campa y Coney

(1983).

SM, Sierra Madre Occidental; TMV, Faja Volcánica Transmexicana; G, terreno Guerrero; MI, terreno Mixteco;

O, terreno Oaxaca; J, terreno Juárez; XO, terreno Xolapa; M, terreno Maya. COA, terreno Coahuila.



Teóricamente, como los terrenos tectonoestratigráficos están constituidos por rocas de origen

diferente a su entorno inmediato, poseen características eléctricas distintas y pueden ser

diferenciados a partir de esta propiedad. La Figura 2.9 presenta como ejemplo el perfil de

conductividad eléctrica B-B´, donde se identifican 6 diferentes contactos

tectonoestratigráficos, con curvas de resistividad que tienen características eléctricas muy

semejantes por sectores corticales y que tienden a ser regionalmente homogéneos, que

muestran cambios a veces significativos con los límites entre terrenos establecidos a partir de

reconocimientos geológicos superficiales.

Figura 2.9. Perfil MT (B-B´) (Jording et al, 2000).

Se aprecian distintas características geoeléctricas en el dicho perfil. Joya en el terreno Xolapa, Xoch y Alpu en la

frontera de los terrenos Mixteco y Guerrero, Tema sobre la TMVB, Ziet sobre la Sierra Madre y Moli sobre el

terreno Coahuila.



3 RESEÑA DE FLUIDOS EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN

3.1 El proceso de subducción

El concepto de subducción fue concebido como una consecuencia lógica de la teoría de la

expansión del fondo oceánico. Hess (1960), propuso que el material procedente del manto

asciende mediante corrientes de convección, emergiendo a través de las dorsales y

depositándose a ambos lados de éstas, de manera que empuja y traslada el material más

antiguo. Este mecanismo explica la generación de la corteza oceánica basáltica, por lo tanto

supone en principio un aumento de volumen de la Tierra, cosa que no sucede. Por esta razón,

el autor dedujo que debían existir zonas donde se consume la corteza, que posteriormente

fueron llamadas zonas de subducción, donde la corteza se incorpora nuevamente al manto. En

la misma década, Dietz (1963), formuló una hipótesis muy similar, actualmente a ambos

autores se les reconoce como creadores de la teoría de la expansión del fondo oceánico,

aunque hubo otros autores contemporáneos igualmente importantes en cuanto a sus

aportaciones.

Figura 3.1. Tipos de límites según la teoría de tectónica de placas.

Sección superior, de izquierda a derecha: transformante, divergente y convergente. Imagen tomada de Kyous y

Tilling (1996).

La interacción entre dos placas puede estar definida por alguno de los siguientes tres tipos de

contacto: falla transformante, divergencia litosférica y convergencia litosférica (Figura 3.1).



Las fallas transformantes forman límites transcurrentes entre dos placas que se deslizan, sin

creación ni destrucción de litósfera. En cambio, en las zonas de divergencia las placas se

separan. Estos márgenes son típicos de las dorsales oceánicas y son los lugares donde se

genera corteza oceánica. Por otro lado, las zonas de convergencia son límites en los que existe

una colisión entre placas, esta colisión puede ser de tres tipos: a) continente-continente, que

produce formación de cadenas montañosas del tipo de los Himalayas (Figura 3.2a), b)

océano-continente que en general produce arcos volcánicos continentales (Figura 3.2b), y c)

dos placas oceánicas que generan arcos volcánicos insulares (Figura 3.2c). Las colisiones

océano-continente se resuelven por el hundimiento de la placa oceánica bajo la placa

continental (proceso subducción), por lo general la de mayor densidad (oceánica) subduce

bajo la otra. Eventualmente, la subducción origina la desaparición de litosfera, que se hunde

en el manto superior y termina asimilándose a los materiales de su entorno. Por esta razón, a

este tipo de interacción entre placas también se le conoce como de tipo destructivo (Kyous y

Tilling, 1996). Estos límites de placa constituyen los orógenos o cadenas montañosas, es

decir, zonas de sismicidad elevada, deformación, magmatismo e intenso metamorfismo

(Figura 3.2).

Figura 3.2. Distintos tipos de límites de placas tectónicas.

a) Límite convergente entre dos placas continentales, b) Límite convergente de una placa oceánica y una placa

continental. Se puede observar la ubicación de la fosa o trinchera (trench) y del arco volcánico (volcanic arc), c)

Límite convergente entre dos placas oceánicas. Se caracteriza por la formación de un arco de islas (island arc).

Los símbolos amarillos representan zonas sismogénicas. Modificado de Kyous y Tilling (1996).

En los casos de subducción océano-continente y océano-océano se forma una fosa oceánica

también llamada trinchera, la cual es la expresión topográfica de una zona de subducción y

marca el punto de inflexión de la placa que se curva al subducir (Fowler, 2005). Estas fosas

constituyen las zonas más profundas de la superficie terrestre. De hecho, el lugar más



profundo del planeta se encuentra en la fosa de las Marianas, en el Pacífico occidental, que

rebasa los 11 km.

3.2 Características generales de las zonas de subducción

La subducción de una placa bajo otra sucede según la dirección de una superficie inclinada

teórica que se denomina como zona o superficie de Wadati-Benioff (Stern, 2002). La

compresión y fricción entre ambas placas libera a lo largo del tiempo una gran cantidad de

energía, lo que se traduce en una intensa actividad sísmica como se muestra

esquemáticamente en la Figura 3.3.

Se asume que la mayor parte de los sismos en la zona de Benioff definen la geometría de la

placa en subducción. Sin embargo a mayor profundidad la naturaleza de los sismos difiere,

puede ser consecuencia de los cambios físicos y químicos que experimentan las rocas al

alcanzar regiones de altas temperatura y presión. De hecho, la litósfera oceánica, más densa

que el manto, se hunde controlando el movimiento total de las placas que subducen.

Figura 3.3. Margen continental activo y procesos asociados a la subducción.

Imagen tomada de Apuntes de Geología Estructural (Griem, 2006).

Además de la intensa actividad sísmica asociada a las zonas de subducción, existe una intensa

actividad magmática relacionada con la presencia de fluidos y de la fusión de materiales sobre

todo en la cuña del manto. Esta actividad magmática coincide con una zona de gradiente



geotérmico excepcionalmente elevado (Figura 3.4), lo cual a su vez contribuye a la

transformación metamórfica de los materiales subducidos (corteza oceánica y sedimentos).

Según Miyashiro (1974) habría que distinguir dos cinturones de rocas metamórficas con

características diferentes, uno más próximo a la fosa oceánica, donde el incremento de presión

supera cuantitativamente al de la temperatura (metamorfismo de alta presión) y otro más

hacia el interior de la placa suprayacente, donde predomina el incremento de temperatura

sobre el de presión (metamorfismo de alta temperatura).

Figura 3.4. Estructura térmica de la zona de subducción, velocidad 1 cm/año. (Peacock, 1996).

3.3 Generación de fluidos en zonas de subducción

Las zonas de subducción son probablemente los sitios de mayor actividad geológica en la

superficie terrestre. Como ya se mencionó anteriormente, las caracteriza una intensa actividad

volcánica, terremotos y una compleja transferencia de materiales entre la corteza y el manto.

Este intercambio de materiales es promovido en gran medida por la generación de fluidos y

magma, y por la liberación de energía térmica y mecánica.

El estudio del papel que juegan los fluidos en los ambientes de las zonas de subducción se

inició a principios de la década de los setentas, principalmente a partir de las nuevas

aportaciones de la teoría de la tectónica de placas, a los nuevos avances en geoquímica y a los

experimentos a alta presión llevados a cabo en el campo de la petrología. Esto permitió una



mejor comprensión de los principales procesos que ocurren en los márgenes de placas

convergentes, como son los procesos de deformación y evolución térmica y geoquímica en

estas zonas (p.e. Von Huene, 1984; Peacock 1990; Poli and Schmidt, 2002).

Actualmente, los procesos de generación de fluidos son relativamente bien conocidos a

profundidades menores a 40 km (Poli and Schmidt, 2002). Esto ha sido posible gracias a

numerosos estudios geológicos y geofísicos que se han llevado a cabo en los márgenes de

placas convergentes. Además, se han realizado diversos estudios de petrología experimental

enfocados a comprender las fases metamórficas de estas zonas. En contraste, la información

acerca de lo que sucede en las zonas más profundas de subducción es aún limitada y está

fragmentada. A profundidades de más de 200 km, el conocimiento está basado en estudios

geológicos de rocas ígneas y metamórficas que han sido traídas a la superficie desde estas

profundidades. Sin embargo, recientemente a partir de sondeos profundos LMT está siendo

posible analizar este rango de profundidades (p.e. Anahnah et al., 2011).

Figura 3.5. Sección transversal ilustrando la expulsión de fluidos de la subducción de una corteza oceánica.

Hyndman y Peacock (2003).

Karstner et al. (1991), consideran que los fluidos se pueden dividir en internos y externos de

acuerdo a la fuente de la cual provienen. Las fuentes externas más importantes son el

transporte de agua meteórica y la mezcla de agua marina por inversión de densidad inducida



por convección o a través de sismos. En lo que respecta a las fuentes internas, los autores

consideran tres de mayor importancia (Figura 3.5): 1) fluidos de los poros que provienen de

sedimentos y de la corteza oceánica que son liberados por procesos de reducción de la

porosidad en los primeros km de profundidad; 2) fluidos derivados de deshidratación

diagenética y metamórfica que ocurren a entre los 15 y 30 km de profundidad

aproximadamente, y 3) fluidos provenientes de reacciones de rompimiento de material

hidratado.

Los estudios enfocados a la subducción en las zonas más superficiales (< 20 km) indican que

los cambios metamórficos ocasionan una continua producción de fluidos. Los materiales en

estas áreas pueden afectarse considerablemente por la presencia de fluidos superficiales que

están atrapados en los poros (principalmente en la cuña del prisma de acreción) y en

inclusiones fluidas, que son liberados como consecuencia de la reducción de la porosidad

(Karstner et al. 1991).

En lo que se refiere a la generación de fluidos debidos a procesos de deshidratación de origen

metamórfico (liberación de fluidos contenidos o ligados a minerales), existen diversos

estudios que estudian este fenómeno (Peacock, 1990; Karstner et al, 1991; Bebout y Barton,

1993; Philippot, 1993; Schmidt y Poli, 1998; Poli y Schmidt, 2002; Hyndman y Peacock,

2003). A profundidades entre 20 a 60 km, la deshidratación es continua, y a mayor presión y

temperatura los fluidos producidos son transferidos al manto. Peacock (1990) y Bebout y

Barton (1993), proponen que la deshidratación que ocurre entre 60 y 120 km causa una

adición masiva de agua en la capa del manto que sobreyace a la placa de la subducción. Poli y

Schmidt (2002), plantean que los fluidos son liberados hasta 300 km de profundidad (fengita).

En contraste, Philippot (1993) sostiene que la mayor parte del agua es liberada en niveles más

superficiales (0 a 50 km) y que únicamente una pequeña fracción del total disponible (~10%)

del agua reacciona con el manto. En cualquier caso, los arcos volcánicos son la evidencia de

que existe infiltración de fluidos en el manto, causando su hidratación, metasomatismo y

fusión parcial, la cual ocurre a menor temperatura en función del contenido de fluidos

(Maruyama et al, 2006).



3.4 Reacciones de deshidratación en zonas de subducción

La litosfera oceánica que subduce está formada por varias capas, cada una de las cuales tiene

una composición diferente (Figura 3.6). Según Tatsumi y Eggins (1995), la capa superior es

sedimentaria de grosor variable, pero generalmente de varios cientos de metros. Debajo de

ésta se encuentra una corteza basáltica de aproximadamente 7 km de espesor compuesta por

lavas con estructura de almohadilla, gabros cumulíticos y diques laminados. En la parte

inferior de la litósfera oceánica se ubica una capa de basaltos ultramáficos que comprende

peridotitas de espesor variable.

Figura 3.6. Sección esquemática de una placa oceánica. Tomada de Boudier y Nicolas (1985).

La composición de estas capas determina las fases mineralógicas presentes, incluyendo las

fases acuosas. Las reacciones de deshidratación que ocurren en las rocas sedimentarias han

sido ampliamente estudiadas en los cinturones de metamorfismo de alta presión (Karstner et

al, 1991; Bebout y Barton, 1993; Philippot, 1993; Hyndman y Peacock, 2003). Los

sedimentos metamórficos que han sido exhumados a la superficie terrestre registran

reacciones a profundidades menores o aproximadas a los 50 km lo cual puede dar idea de lo

que sucede en los márgenes acrecionales de la placa.



La composición de los sedimentos sobre la placa oceánica es variable, sin embargo las

reacciones de deshidratación que ocurren en los depósitos pelágicos formados por sedimentos

cuarcíferos sobresaturados están dadas por:

Clorita + cuarzo→ granate + H2O

Biotita+ cuarzo→ ortopiroxeno + K-feldespato+ H2O

Algunos estudios (p.e. Stern, 2002) señalan que posiblemente las fases acuosas en esta capa

sedimentaria podrían liberar agua a mayores profundidades, un ejemplo de ello son las

reacciones de clorita, antigorita, flogopita, lausonita y fengita que tienen un campo de

estabilidad debajo de los 50 km (Poli y Schmidt, 2002).

En la corteza oceánica las reacciones de deshidratación pueden ser más variables que en la

capa sedimentaria, debido a que las anfibolitas tienen un rango de composición muy variable

en diversas fases acuosas (Karstner et al., 1991; Tatsumi y Eggins, 1995; Schmidt y Poli,

1998; Poli y Schmidt, 2002; Hyndman y Peacock, 2003). Las reacciones de deshidratación

más importantes, las cuales se llevan a cabo a relativamente altas presiones en la corteza

basáltica subducida, son las siguientes:

Clorita + (albita, actinolita, epidota) → anfibolita + H2O

Anfibolita → clinopiroxeno + granate + H2O

Por otro lado, las rocas ultramáficas de la capa subducida más profunda de la litósfera

oceánica indican la presencia de serpentinita, formada a expensas de peridotitas (Stern, 2002;

Maruyama et al., 2006). Ringwood (1975) sugirió que la deshidratación de la serpentinita y

sus derivados podrían ser responsables de la fusión parcial de la litosfera oceánica. La

deshidratación de la serpentinita sigue las siguientes series de reacciones:

Serpentinita → olivino + talco + H2O

Olivino + talco → ortopiroxeno + H2O

En las rocas de composición ultramáficas, la clorita invariablemente cristaliza durante los

procesos de hidratación/alteración y puede constituir una de las principales fases acuosas en la

capa de peridotitas de la litosfera oceánica. Debido a que el material hidratado del manto es



sometido a alta presión y temperatura, el conjunto de minerales hidratados pueden continuar

con diversas reacciones de deshidratación conforme aumenta la profundidad. La Figura 3.7

muestra un esquema de los principales procesos que pueden ocurrir durante la progresiva

deshidratación de la placa según Poli y Schmidt (2002).

Figura 3.7. Esquema de los principales procesos y fases mineralógicas en una zona de subducción (Poli y

Schmidt, 2002).

La estructura térmica de la zona de subducción determina en gran medida los lugares en

donde se lleva a cabo la liberación de fluidos así como los sitios donde los minerales

hidratados podrían ser más estables (Hacker et al., 2003). De esta forma se han construido

modelos acerca de las facies metamórficas que pueden ocurrir en estas zonas.



Figura 3.8. Diagrama de fases para el MORB (Mid-Ocean Ridge Basalts), tomado de Hacker et al. (2003).

Por ejemplo, Peacock (1990) señala que la serie de reacciones de deshidratación que se llevan

a cabo a diferentes profundidades en el manto producen el ascenso de los fluidos, los cuales

son liberados a diferentes profundidades y juegan un papel fundamental en la generación de

magmas (Figura 3.9). En la Tabla 3.1 se sintetiza un balance general del flujo de agua

estimado en el proceso de subducción según Peacock (1990).



Figura 3.9. Esquema del antearco de una placa en subducción.

Durante la subducción la litosfera suprayacente experimenta regresión metamórfica (T desciende) y grandes

cantidades de agua pueden ser agregadas por la infiltración de fluidos hacia la corteza continental desde la placa

en subducción. Tomada de Peacock (1996).

Por su importancia, el estudio de la generación de fluidos es parte integral de la agenda de

investigación del Programa Márgenes (Margins Program, NFS, 2004) que incluye la

iniciativa denominada Subduction Factory, que se puede traducir como “La fábrica de

subducción”.

Bajo este esquema, las zonas de subducción tienen una entrada de materiales (litósfera

oceánica) y a su vez genera salidas (productos volcánicos y residuos generados en las

profundidades del manto) a través de un trabajo químico y mecánico. La iniciativa de este

proyecto se enfoca en la investigación de zonas contrastantes de subducción (Mesoamérica y

el sistema intra-oceánico del Pacífico Este Izu-Bonin-Mariana) abordando cuestiones

fundamentales como la regulación y producción de magmas y fluidos, el estudio del ciclo del

agua y el dióxido de carbono y su impacto en los procesos biológicos, físicos y químicos

desde las trincheras hasta el manto, así como el balance de las especies químicas y de

materiales en la zona de subducción, y cómo este balance afecta la evolución y crecimiento de

los continentes.



Tabla 3-1. Balance general de agua en el proceso de subducción Peacock (1990).

Como ya se ha mencionado, esta iniciativa además de su importancia científica tiene una

importante componente social. Esto se debe a la relación de las zonas de subducción con

terremotos, explosiones volcánicas y tsunamis, además de su potencial geotérmico que

supone un recurso energético alternativo. Los fenómenos naturales no sólo causan pérdidas

humanas y materiales sino que pueden generar cambios climáticos que afectan a la población

global. Además, los depósitos minerales más importante en el mundo y la corteza continental

han sido formados en el pasado por esta “Fabrica de subducción”.

El ciclo hidrológico a su máxima profundidad se lleva a cabo aquí. Los fluidos de los poros y

los minerales hidratados en los sedimentos oceánicos y basaltos, así como su destilación,

transporte a través del manto y re-emisión a través de los arcos volcánicos son el motor detrás

de dicho proceso de transformación. En dicho proceso los materiales subducidos no regresan

a la superficie inmediatamente, sino que lo hacen a través del tiempo en forma indirecta

después de que son llevados al manto, donde se alteran sus características químicas y

reológicas (Margins Program, NFS, 2004).

Flujos de entrada: (1012

kg/año)

Poros de agua

Sedimentos 1 Liberada por reducción

Corteza oceánica 0.1 de la porosidad

Agua químicamente ligada

Sedimentos 0.1 Generada por reacciones

Corteza oceánica 1 a 2 de deshidratación

Manto oceánico 0.1 a 1 metamórfica

Flujos de salida hacia los arcos magmáticos: 0.1 a 0.4 (5-20% del flujo de entrada)

Masa de la hidrosfera = 1.4 x 1021

kg



3.5 Características de la subducción en el SW de México.

Según Atwater y Stock (1998) entre otros, la Trinchera Mesoamericana (MAT) era continua

desde Vancouver hasta Manzanillo (se interrumpe la subducción en el Oligoceno tardío, 28

Ma) antes del episodio del Mioceno medio (11 Ma) durante el cual se separó Baja California

del continente. La ruptura de la placa de Farallón en las placas de Cocos y Nazca se produjo

hace aproximadamente 25 Ma (Lonsdale, 2005), posteriormente se generaron 3 microplacas

como lo sugieren en la Figura 3.10.

Figura 3.10. Esquema de la división de la Placa de Farallón durante su subducción bajo las Placas

Norteamericana y Sudamericana en el Cenozoico.

Los trazos continuos indican las placas principales, los discontinuos las microplacas. En la actualidad las

Microplacas de Explorer, Juan de Fuca, Gorda y Rivera subducen bajo la Placa de Norteamérica (Tomado de

García, 2001).

La placa de Cocos se extiende a lo largo de la MAT la cual delimita la subducción bajo las

Placas Norteamericana y Caribe en la costa occidental de América meridional. Esta placa

presenta edades entre los 11 y 23 Ma desde Colima hasta el Istmo Tehuantepec (Ferrari et al.,

2012). Por otra parte, la velocidad relativa de subducción respecto a la Placa Norteamericana

es de 5 a 7 cm/año en dirección NE (Quintero, 2007), mientras que su subducción respecto a

la Placa del Caribe es de 7 a 8.5 cm/año (DeMets et al., 1994) en la misma dirección. La placa



Norteamericana se mueve respecto a la Placa del Caribe a 1.9 cm/año hacia SW (DeMets et

al., 1994). La placa de Rivera, se ubica al norte de la placa de Cocos y se presume que se

separó de ella hace 10 Ma aproximadamente (DeMets et al., 2000). El límite entre ambas

placas es difuso, debido a que no se distingue una falla transformante. Igualmente, hay

marcadas diferencias en el ángulo y velocidad de subducción entre ambas placas.

3.6 Estudios geofísicos sobre la subducción de las placas de Rivera y Cocos

La subducción de la placa de Rivera, al oeste del Graben de Colima, posee un ángulo de

subducción empinado, de aproximadamente 45º según estudios gravimétricos y sismológicos

respectivamente (Bandy et al., 1999; Pardo y Suárez, 1995). Resumidamente, Pardo y Suárez

(1995), presentan 3 modos bien diferenciados en el ángulo de subducción, que tiene

incidencia en el tipo de vulcanismo y en la sismicidad que induce a los largo de la Trinchera

Mesoamericana (MAT). En la zona que va desde la Fractura Orozco (OFZ) hasta la Zona de

Fractura de O´Gorman (OGFZ), que abarca los estados de Guerrero y parte de Oaxaca, la

placa oceánica se subduce con un ángulo en torno a los 10-15º en los primeros kilómetros y

posteriormente se observa una marcada componente sub-horizontal (perfiles C, D, E, F y G;

Pardo y Suárez, 1995). De la Zona de Fractura Orozco hacia el NW cambia el ángulo de la

subducción, aumentando hasta alcanzar valores de aproximadamente 50° (perfiles H, I, J, K y

L; Pardo y Suárez, 1995). Un comportamiento similar ocurre hacia el SE de la OGFZ, donde

la subducción presenta un ángulo de aproximadamente 20° en el perfil B y cercano a los 30°

en el perfil A según estos autores.

Otros autores (Arzate et al., 1995; Jording et al., 2000; Jodicke et al., 2006; Pérez-Campos et

al., 2008; León-Soto et al., 2009), determinan ángulos de subducción semejantes a los de

Pardo y Suárez (1995) al sur del Graben de Colima (CG), hasta en algunos casos una

horizontalidad de la placa oceánica subducida. Este resultado implica que el límite entre la

placa de Cocos y Rivera se ubica en las cercanías del CG. Bandy et al. (1995), postularon que

el límite entre ambas placas es el Graben El Gordo (EGG) que se ubica sobre el océano al

Oeste del CG. Sin embargo, estudios de tomografía sísmica recientes (Yang et al., 2009)

revelan que aunque no hay una discontinuidad sobre la MAT, hay una anomalía debido a



cambios de la velocidad de las ondas P en profundidad debajo del Bloque de Jalisco (JB) al

oeste del CG. De acuerdo a estos autores, dicha anomalía se puede modelar mediante una

brecha o gap entre ambas placas, la cual facilita el modelo de un flujo toroidal del manto,

responsable de la retracción (rollback) y del consecuente ángulo de subducción empinado de

la placa de Rivera (Schellart et al. (2007). Por lo tanto, Yang et al. (2009) limitan ambas

placas (Cocos y Rivera) en profundidad al Oeste del CG.

La sismicidad de la subducción de la placa de Rivera es mucho menor que la de la placa de

Cocos. Esto probablemente llevó a que Nixon (1982) sugiriera que la placa de Rivera subduce

asísmicamente debajo del Bloque de Jalisco. Pardo y Suárez (1995) reportan que hubieron

seis sismos de gran intensidad (Ms>7.0) desde 1837 en la placa de Rivera, contradiciendo la

hipótesis de subducción asísmica en la región. Además de que existe menos sismicidad en la

placa de Rivera, existe una tendencia de que los hipocentros son más superficiales debajo del

JB (Pardo y Suárez, 1995), terminando en un gap sísmico entre las latitudes 19.5º y 20.5º

(Núñez-Cornú et al., 2002).

Pardo y Suárez (1995), infieren posiciones de iso-profundidades a los 20, 40, 60, 80 y 100 km

de la subducción de las placas de Rivera y Cocos. Sin embargo, al norte del JB cercano a la

Bahía de Banderas, la curva de 20 km es la única que se presenta con contorno sólido (el resto

de las curvas se presentan punteadas). Lo que se deduce que esa zona no está muy bien

determinada, seguramente debido a la poca densidad de sismos. León-Soto et al. (2009)

determinaron la geometría de la placa de Rivera subducida con mayor precisión que Pardo y

Suarez (1995) debido a que su trabajo proviene de la red temporal del proyecto MARS

(Mapping the Rivera Suduction zone), el cual presenta mayor resolución, aunado a que

además hicieron tomografía sísmica. Estos autores presentan una versión modificada de iso-

profundidades de las placas mencionadas, limitan la curva de 20 km muy parecida a la de

Pardo y Suárez (1995) aunque su interpretación no llega hasta el norte del JB. También,

agregan las curvas a 150, 200 y 275 km de profundidad y afirman la existencia de un flujo

toroidal entre las placas de Rivera y Cocos.



El método magnetotelúrico (MT), como se dijo anteriormente, es un método de prospección

electromagnética en el cual las componentes ortogonales del campo eléctrico y del campo

magnético, inducidos por fuentes naturales primarias, son medidos simultáneamente como

una función de la frecuencia y son usados para crear una imagen de estructura de la

resistividad eléctrica de la Tierra.

En general, las rocas que contienen fluidos, o rocas parcialmente fundidas presentan valores

de resistividad relativamente bajos (~10-100 Ohm-m), consecuentemente, la distribución de

la alta conductividad en el subsuelo sirve como un marcador geofísico de la presencia de

fluidos y/o generación de magma en la corteza y el manto de las zonas de subducción (Figura

3.11).

Figura 3.11. Estructura de resistividad eléctrica (en Ohm-m) de una zona de subducción (Andes Centrales).

El eje volcánico (VA) y las zonas de alta y muy alta conductividad (HCZ y VHCZ) son regiones de aumento en

la conductividad asociada con arcos magmáticos. Tomada de Margins Program, publicación de NFS (National

Science Fundation, 2004).

Existen diversos estudios MT a lo largo de la costa oeste de Norte y Sudamérica que incluyen

la zona de subducción de la placa Juan de Fuca bajo la Isla de Vancouver (Kurtz et al. 1986)

y bajo el estado de Oregon en EEUU (Wannamaker et al. 1989). Los estudios realizados por



Arzate et al. (1995), por Jording et al. (2000) y por Jödicke et al. (2006), están enfocados a la

subducción de la placa de Cocos en el SW de México. Por otro lado en Sudamérica se ha

estudiado la placa de Nazca en el sur de Bolivia y Norte de Chile (p.e. Brasse et al. 2002).

La combinación de estos estudios, revela que una variedad de anomalías en la conductividad

son indicadores de que la estructura y las condiciones petrológicas, de presión y temperatura

podrían diferir de acuerdo al régimen de subducción local. Por ejemplo, a partir de los

estudios magnetotelúricos realizados como parte del Programa Márgenes en Cascadia

(Margins Program, 2004; Ingham et al., 1987), se sabe que la parte superior de la placa

subducida tiene aproximadamente 10 veces más conductividad eléctrica que el manto normal.

También se sabe que el aumento de la conductividad eléctrica en la corteza continental es

causado principalmente por la presencia de agua y de material fundido. La adición de solo

0.1wt% de agua al olivino aumenta la conductividad eléctrica aproximadamente dos órdenes

de magnitud (Margins Program, 2004). Por otro lado, la modelación numérica muestra que

los datos MT tienen la resolución para poder distinguir entre la hidratación de la parte

superior de la placa, la hidratación de la cuña del manto adyacente y la alta conductividad en

la parte central más delgada de la cuña del manto (Margins Program, 2004).

Entre los principales resultados de los estudios MT realizados en el SW de México (Arzate et

al., 1995; Jording et al., 2000; Jödicke et al., 2006) está la detección de un patrón distintivo

de zonas de alta conductividad, en regiones profundas de la corteza continental. Donde se

distinguen zonas de subducción sub-horizontal, que se caracterizan por contener menos

conductores asociados que las zonas con alto ángulo de subducción, las cuales presentan

zonas conductoras bien definidas debidas a la presencia de fluidos como la fusión parcial

(Figuras 3.12 y 3.13). Para la región del antearco del sistema de subducción de la Placa de

Cocos, se asume que este patrón es originado por los fluidos liberados por reacciones de

deshidratación, llevadas a cabo en condiciones específicas de presión y temperatura propias

de la corteza oceánica subducida. La secuencia de las principales reacciones de deshidratación

que ocurre en la zona de la Trinchera frente al estado de Oaxaca se muestra en las figuras 3.12

y 3.13 (Jödicke et al., 2006).



Figura 3.12. Interpretación petrológica de las anomalías conductivas del perfil A-A´de Jödicke et al. (2006).

Arzate et al. (1995), investigaron 14 sitios a lo largo de un perfil de 150 km perpendicular a la

Trinchera Mesoamericana, estimaron un ángulo de subducción de aproximadamente 15° que

es consistente con el resultado obtenido por Pardo y Suárez (1995) para la misma zona de

Oaxaca (Figura 3.14). Estos autores (Arzate et al., 1995), asocian una zona conductora a la

subducción de la placa oceánica, la cual libera los fluidos responsables de esta anomalía

eléctrica. Muchos de estos fluidos se generan sobre la placa subducida al deshidratarse.

Después de los 10 km los fluidos provienen básicamente de reacciones de deshidratación

metamórfica progresiva de la corteza basáltica oceánica (Jodicke et al., 2006). Por lo tanto

producen un contraste en la conductividad eléctrica que puede ser detectado de manera

indirecta a partir de mediciones MT.



Figura 3.13. Facies Metamórficas y variación de P y T propuestas para la subducción de la Placa de Cocos

(Tomada de Jödicke et al., 2006).

Las anomalías de conductividad observadas son representadas con la línea verde oscuro. La línea punteada verde

brillante representa las geotermas. Las abreviaciones de las fases metamórficas son: AM, anfibolita; EA,

epidota-anfibolita; EB, epidota-esquistos azules; EC, eclogita; GN, granulita; GS, esquistos verdes; LB,

lausonita-esquistos azules; PP prehnita-pumpelita; PrA, prehnita-actinolita; PA, pumpelita-actinolita; ZE, zeolita

facies.

Figura 3.14. Sección MT, la línea negra indica el centro del medio conductor (Arzate et al, 1995).

La mayoría de los hipocentros que ocurren en la zona de subducción ocurren en la interface

de las placas oceánica y continental (sismos interplaca), sin embargo gran parte de sismos de

menor intensidad ocurren sobre la parte superior de la placa subducida (Pardo y Suárez, 1995;



Núñez-Cornú et al., 2002), por lo cual, los sismos se pueden correlacionar con la migración

de fluidos en la corteza continental y de esa forma obtener una respuesta MT debido a

cambios en la conductividad eléctrica.



4 MÉTODO MAGNETOTELÚRICO

4.1 Antecedentes

Originalmente, el método Magnetotelúrico (MT) fue desarrollado para el estudio de cuencas

sedimentarias (Cagniard, 1953), sobre todo por tratarse de ambientes geológicos

relativamente simples en los cuales se asume que predomina la estratificación horizontal. En

la década de los 70, el método comenzó a utilizarse intensivamente en algunos países en la

exploración petrolera pero no tuvo tanto éxito como la reflexión sísmica, principalmente

debido al desarrollo teórico e instrumental que este método presentaba ya en esa época. Sin

embargo, a partir de la especialización de las técnicas de procesamiento e interpretación de

datos MT y del desarrollo de los instrumentos de medición en los años 80, la resolución del

método mejoró considerablemente y se comenzó a utilizar en ambientes geológicos más

complejos. Las profundidades típicas de exploración del método de sondeos MT son mayores

a 1 kilómetro y van hasta los 100 o más, es decir, es un método apropiado para el estudio de

la corteza media e inferior.

4.2 Aspectos Teóricos

Los sondeos MT se basan en la medición de los campos eléctricos y magnéticos naturales que

fluyen en el subsuelo a diferente profundidad, la cual dependen de la frecuencia; a más bajas

frecuencias (periodos más largos) mayor es la profundidad de investigación y viceversa. Las

fuentes naturales que generan los campos EM en el subsuelo están asociadas principalmente a

los fenómenos de interacción entre el viento solar y la magnetosfera de la Tierra (Figura 4.1)

y a las tempestades meteorológicas que ocurren en la atmósfera del planeta.

El punto de partida para entender el comportamiento de los campos eléctricos y magnéticos

que ocurren en la Tierra son las ecuaciones de Maxwell (1861). Estas ecuaciones describen

los fenómenos electromagnéticos de la naturaleza y representan una generalización de las

observaciones experimentales debidas a Coulomb, Faraday, Gauss y Ampere (Maxwell,

1861). Las ecuaciones de Maxwell están dadas por:



Figura 4.1. Tormentas solares y su interacción con la Tierra.

A la izquierda se presenta la imagen de una tormenta solar, a la derecha se muestran las líneas de flujo del

campo magnético terrestre.

0

t

BE

(4.1)

Jt

DH

(4.2)

0 B

(4.3)

qD

(4.4)

siendo E la intensidad del campo eléctrico (V/m), B la inducción magnética (T), D el

desplazamiento eléctrico (C/m2), H la intensidad del campo magnético (A/m), J la densidad

de corriente (A/m2) y q la densidad de la carga eléctrica (C/m

3).

Estas ecuaciones se complementan con las relaciones constitutivas que para el caso de un

medio homogéneo e isotrópico están definidas como:

EJ

).( (4.5)

ED

).( (4.6)

HB

).( (4.7)

donde σ es la conductividad eléctrica (S/m), μ es la permeabilidad magnética (H/m), ε es la

permitividad eléctrica (F/m) y ω la frecuencia angular (ω=2πf).



Combinando las expresiones 4.1 a 4.4 con las relaciones constitutivas se obtienen las

ecuaciones de Maxwell en el dominio de la frecuencia (Ward y Hohmann, 1987), que tienen

la forma:

0)( 22 EiE

(4.8)

y

0)( 22 HiH

(4.9)

y que representan las ecuaciones de onda EM, en donde µ, ε y σ son constantes con respecto

al tiempo pero son función de la frecuencia. Debido a que la desigualdad µεω2

<< µσω se

cumple para materiales terrestres a frecuencias inferiores a 105 Hz, las corrientes de

desplazamiento D son mucho menores que las corrientes de conducción. En este caso las

ecuaciones que relacionan las componentes del campo eléctrico con las de campo magnético

se reducen a:

02 EiE

(4.10)

y

02 HiH

(4.11)

en donde el número de onda está dado por k = -(iµσω)1/2

. Estas ecuaciones describen la

difusión de los campos EM, cuya atenuación se define como la reducción de su amplitud por

un factor de 1/e a una distancia δ dentro del medio, conocida como skin depth que está dada

por (Ward y Hohmann, 1987):

f

apap

503

22 2

1

2

1

m (4.12)

en donde ρap es la resistividad aparente del subsuelo. Esta ecuación representa la profundidad

de investigación en un medio de resistividad homogénea.



Como se expresó anteriormente, el método MT es una técnica que mide señales

electromagnéticas naturales que se propagan en el interior de la tierra lo cual lo convierte en

un método versátil y práctico debido a que no se requieren grandes longitudes de cables ni

potentes fuentes de energía para suministrar al suelo, como es el caso con otros métodos

geofísicos eléctricos y electromagnéticos (sondeos de corriente directa o SEVs, sondeos EM

en el dominio del tiempo o TDEM, Sondeos AMT de fuente controlada o CSAMT, etc.). Las

mediciones de las series de tiempo de los campos eléctrico y magnético se utilizan para

determinar la conductividad eléctrica del subsuelo.

Un sondeo MT consiste en la medición de las tres componentes del campo magnético hx, hy y

hz y de las componentes horizontales del campo eléctrico ex y ey. Estas componentes se miden

en la forma de series de tiempo individuales que son transformadas al dominio de la

frecuencia (Hx, Hy, Hz, Ex, y Ey) utilizando un algoritmo de transformada de Fourier. A partir

de la obtención de los coeficientes de Fourier y después del acondicionamiento de la señal a

frecuencias específicas se obtienen los productos cruzados o cross-powers que representan

estimaciones de la impedancia eléctrica a dichas frecuencias (Madden y Nelson, 1964).

Posteriormente se obtiene el tensor de impedancia Z, también llamado función de

transferencia magnetotelúrica, para cada una de las 40 frecuencias estimadas. El tensor de

impedancia Z de rango 2, es el operador que relaciona de forma lineal las componentes

horizontales de los campos eléctrico (E) y campo magnético (H). En el dominio de la

frecuencia y en el sistema de ejes coordenados X y Y, Z se relaciona con E y H a través de la

ecuación:

ZHE (4.13)

que en forma matricial se representa como:

Hy

Hx

Zyy

Zxy

Zyx

Zxx

Ey

Ex. (4.14)



Los elementos del tensor Zij se calculan como promedios en diferentes bandas de frecuencias

a partir de los productos cruzados entre las componentes ortogonales del campo a partir del

sistemas de ecuaciones del tipo (Madden y Nelson, 1964):

*** HyHyZxyHxHyZxxExHy (4.15)

*** HyHxZxyHxHxZxxExHx (4.16)

*** HxHyZyxHyHyZyyEyHy (4.17)

*** HxHxZyxHyHxZyyEyHx (4.18)

en donde Hx* y Hy* son los complejos conjugados de Hx y Hy. En este sistema de ecuaciones

las componentes Zij son las incógnitas, en tanto que las componentes horizontales del campo

EM son los coeficientes del sistema, que corresponden a las componentes de dicho campo

medidas en superficie.

4.3 Dimensionalidad del medio

Para llevar a cabo la interpretación objetiva de los datos, frecuentemente es necesario llevar a

cabo el análisis de la dimensionalidad del tensor de impedancia, lo que equivale a evaluar la

complejidad estructural del subsuelo a través del valor que adquieren los elementos de dicho

tensor en función de la frecuencia. En su forma más general el tensor de impedancia medido

en un sistema NS-EW tiene la forma:

Zyy

Zxy

Zyx

ZxxZ (4.20)

Estrictamente hablando, de los cuatro elementos del tensor es posible obtener cuatro

resistividades del medio (ρxx, ρxy, ρyy y ρyx) y sus correspondientes fases (φxx, φxy, φyy y φyx) a

partir de las cuales se tendría que interpretar la estructura del subsuelo en el sitio de medición,

lo que correspondería al caso de un medio 3D. Sin embargo, en muchos casos es posible

hacer simplificaciones basadas en la naturaleza geológica del medio. El caso más simple es el

de un medio homogéneo o unidimensional (1D), que geológicamente puede corresponder a

una cuenca sedimentaria, una plataforma marina, o en general, a regiones tectónicamente



estables que han pasado por un proceso de diferenciación estratigráfica. Para el caso

unidimensional, Z tiene la forma:

0

01

Za

ZaZ D (4.21)

En éste caso, hay solamente un valor de resistividad ρa y uno de fase φa para cada frecuencia,

los cuales dependen solamente de variaciones verticales de la conductividad del subsuelo. En

cambio, cuando el medio es bidimensional (2D) pueden ocurrir dos cosas, dependiendo si la

dirección de las estructuras coincide o no con el sistema de referencia durante la adquisición

de datos. Si la medición se llevó a cabo en los ejes principales, es decir a lo largo y

perpendicularmente a una estructura regional (por ejemplo un plano de falla), entonces el

tensor de impedancia está representado por:

0

02

Zxy

ZyxcZ D (4.22)

Es decir, que se definen dos resistividades y dos fases, una a lo largo de la estructura regional

y la otra perpendicular a ésta, lo cual determina dos modos de polarización de los campos. En

esta expresión c representa un operador de distorsión galvánica que en el más simple de los

casos es un escalar. Uno de los modos de polarización se define cuando el flujo de corriente

máximo (mínima resistividad) es paralelo a la estructura regional, que se conoce como el

modo Transverso Eléctrico (TE), y el otro cuando el flujo magnético máximo es paralelo a la

estructura, en cuyo caso el modo de polarización se conoce como Transverso Magnético

(TM). Si el eje coordenado en el que fue realizado el sondeo no coincide con los ejes de la

estructura regional principal entonces el tensor Z tiene que ser girado a los ejes principales

utilizando:

T

mRcRZZ (4.24) con

cos

cos sen

senR (4.23)

donde R es el operador de rotación y RT

su transpuesta. Zm es la impedancia medida en un

sistema de referencia NS y el ángulo θ corresponde al azimut del rumbo regional de dicha

estructura, conocido también como rumbo o strike eléctrico o simplemente strike. La

dirección dada por este ángulo define la orientación preferencial del flujo eléctrico que

frecuentemente determina la dirección de las estructuras geológicas principales. Encontrar el



valor de θ es parte del proceso de interpretación puesto que proporciona características

estructurales del medio. Cuando se usa el método MT en realidad se está investigando a

diferentes escalas de inducción por lo que es común que el ángulo θ varíe con la frecuencia (o

equivalentemente, con la profundidad). Se pueden dar casos en que θ está definido solamente

para una banda de frecuencias, lo que limita la validez de los modelos bidimensionales a la

escala de profundidad que definen estas bandas. Para frecuencias por arriba o por debajo del

rango de validez puede sin embargo existir un medio 1D o bien 3D o incluso 2D con un θ

diferente que en conjunto definen un medio 3D formado por dos (o más) medios 2D

superpuestos. Si se puede definir un ángulo para la estructura regional a lo largo de un perfil,

incluso para una banda de frecuencias discreta, entonces se puede utilizar un algoritmo 2D

para interpretarlo (p.e. Wannamaker, 1987; Smith y Booker, 1990; Rodie y Mackie, 2001).

Para definir los modos de polarización de un problema particular es necesario definir la

dirección de la estructura principal cuando se trata de un medio bidimensional, utilizando uno

de los métodos conocidos para estimar el azimut regional. Un procedimiento estándar es el

método de Swift (1967), el cual además de ser utilizado como un diagnóstico para determinar

si un medio es 1D o 2D, es muy estable para la obtención de θ incluso cuando no existe

distorsión de los campos EM debido a irregularidades superficiales. La ecuación de Swift está

dada por:

22 )()(

)(*)(*))((

yxxyyyxx

yxxyyyxxyxxyyyxx

ZZZZ

ZZZZZZZZatg (4.24)

Cuando la distorsión de los campos es importante (debido a la presencia de estructuras más

complejas o 3D), entonces hay otros métodos para evaluar si el sondeo puede todavía ser

considerado o no bidimensional. Entre los métodos disponibles para este propósito están el

método de Groom y Bailey (1989), el de Bahr (1991), el de Weaver et al. (2000) abreviado

aquí como WAL, y el de Caldwell et al. (2004) entre otros. De estos, los tres últimos fueron

aplicados a los datos adquiridos y posteriormente analizados, lo cual se describe con mayor

detalle en el Capítulo 5.



4.4 Profundidad de investigación

A partir de la estimación de la impedancia para cada una de las frecuencias analizadas, se

procede a calcular las resistividades y las fases entre los campos eléctrico y magnético

utilizando las expresiones: 2

)(1)( ωωμωρ ijij Z⎟⎠⎞⎜

⎝⎛= (4.25)

⎟⎠⎞

⎜⎝⎛= −

)(Re)(Imtan)( 1

ωωωϕ

ij

ijij Z

Z (4.26)

en donde i, j = x y/o y, e Im y Re son las partes imaginaria y real de Zij respectivamente.

La profundidad de penetración de los campos EM está directamente relacionada con la

resistividad del subsuelo; es decir, que cuanto mayor sea la resistividad del subsuelo, mayor

será la profundidad de propagación de estos campos. Además, la profundidad de penetración

depende inversamente de la frecuencia. Como se comentó con anterioridad, el concepto de

skin depth o “profundidad pelicular” (ecuación 4.12) se define como la profundidad a la cual

el campo EM se atenúa a un valor de 1/e, es decir al 37 % de su amplitud original en

superficie (Vozoff, 1972). Se asume que después de este umbral la señal EM es indistinguible

del ruido.

Otra aproximación de la profundidad de investigación es la transformación de Niblett-Bostick

(Niblett y Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick, 1977; Jones, 1983), cuya expresión está dada

por:

21

0⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

ωμρ

δTapp (4.27)

donde ω=2πƒ es la frecuencia angular, μ0 es la permeabilidad magnética, T es el período y

ρapp es la resistividad aparente media del subsuelo.

Esta última ecuación (4.27) también se aplica para un medio homogéneo, pero en este caso se

asume una atenuación del campo EM de 0.5, que equivale al 71 % de la profundidad pelicular

(Spies, 1988; Jones 2006) de la ecuación 4.12.



Ambas ecuaciones 4.12 y 4.27 se pueden aplicar para medios estratificados (no homogéneos),

el mecanismo para dicho cálculo es sustituir la resistividad aparente (ρapp) por una resistividad

media (ρav) dependiente de la profundidad (Spies, 1988). Dicha resistividad media está dada

por la siguiente expresión (Jain, 1966):

z

zSav

)( (4.28)

donde S(z) es la conductancia del medio dada por

z

zzS

0)(

1)(

(4.29)

Para este trabajo se determinó la profundidad de investigación según el procedimiento

descripto por Jones (1986), donde se aplica la transformación de Niblett-Bostick (Niblett y

Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick, 1977; Jones, 1983) y posteriormente se utilizan las

expresiones de la conductancia (ecs. 4.28 y 4.29; Spies, 1988). Sin embargo, este enfoque es

una aproximación física de primer orden. La obtención de la profundidad por la

transformación de Niblett-Bostick, dependiente del período, se puede aplicar formalmente en

situaciones 1D o en situaciones donde el medio se comporta como 1D. En el caso de un

medio 2D y/o 3D, como en el que se tiene en este trabajo, se puede considerar los dos modos

de polarización (TE y TM) como dos modelos 1D independientes, a partir de los cuales se

puede estimar la profundidad de investigación en cada sondeo (Jones, 2006).

4.5 Prospección Magnetotelúrica

La efectividad de los sondeos MT depende en gran medida del contraste conductivo entre los

materiales del subsuelo. Si existe un buen contraste eléctrico entre las diferentes unidades

litológicas que conforman el subsuelo, la determinación de sus límites, profundidades y

espesores se pueden definir con mayor certeza. La combinación de esta característica con

información de registros geofísicos de pozos permite calibrar los sondeos, al menos

superficialmente, lo que impone restricciones a los modelos obtenidos y por lo tanto reducen

la ambiguedad de los resultados obtenidos. Esta calibración es más significativa cuando se



realizan estudios someros (hasta 3-4 km, hidrogeología, fallamiento, etc.) y adicionalmente

muy útiles para el tratamiento de la corrección estática, que se explica con detalle en la

sección 5.1. Ésta se debe a la acumulación de cargas en la interface de capas superficiales del

terreno, lo cual se traduce en un desplazamiento vertical de las curvas de resistividad. La

Figura 4.2 muestra un esquema simplificado de una columna estratigráfica y el registro

eléctrico correspondiente, basado en un estudio MT previo en el norte de Uruguay (Corbo,

2006). Este sugiere un contraste de hasta dos órdenes de magnitud entre los derrames

basálticos y el acuífero Guaraní, e incluso un contraste mayor con respecto al basamento

cristalino.

Figura 4.2. Corte litológico en Uruguay con su registro eléctrico correspondiente. Tomado de Corbo, 2006.

4.5.1 Equipo de adquisición utilizado

Como se ha indicado, la técnica de prospección magnetotelúrica presenta amplio rango de

aplicaciones, precisión en sus resultados y gran versatilidad operativa tanto en prospección

profunda como somera.

Un sistema magnetotelúrico Phoenix consta de:



Tres sensores magnéticos (bobinas) para prospección la banda de frecuencias entre

400 y 2.0 x10-5

Hz.

Cables para sensores magnéticos.

Cables de conexión de equipo central a batería.

Cables coaxiales (RG 59) para dipolos eléctricos.

Electrodos no polarizables (sensores eléctricos) de Cl-Pb.

Material técnico de apoyo en campo (Multímetro, charolas, cajones y recipientes

plásticos, pico, pala, etc.).

Computadora portátil.

Equipo central MTU-2000 marca Phoenix, con GPS incluido.

4.5.2 Procedimiento de campo

Se utilizaron dos instrumentos marca Phoenix modelo MTU-2000, que consisten en una

unidad de adquisición, filtrado y amplificación de las señales que contiene un módulo de pre-

procesado y almacenamiento de la información. Cada equipo se complementa con tres

sensores magnéticos que cubren un ancho de banda entre 400 y 2.0 x10-5

Hz y cinco tazas

porosas. Cuatro de ellas conforman dos dipolos eléctricos ortogonales y la restante se utiliza

para la conexión a tierra del instrumento.

La instalación de una estación MT en campo consiste en colocar dos dipolos eléctricos de 50

a 100 m de longitud orientados en direcciones NS y EW. Cada dipolo está conectado a tierra a

través de dos electrodos o tazas porosas que contienen un electrolito (Cl-Pb) que facilita el

paso de la corriente al instrumento. Para mejorar el contacto con el suelo, los electrodos se

entierran a unos 50 cm de la superficie, humedeciendo con agua y cubriendo posteriormente

para mantener estables las condiciones de medición. Ambos dipolos se conectan al equipo

central mediante cables coaxiales (RG-59) para evitar ruido electromagnético en la señal.

Luego se coloca un quinto electrodo en el centro del arreglo que funciona como descarga a

tierra para protección del instrumento. En la Figura 4.3 (lado izquierdo) se muestra

esquemáticamente el desplante de los dipolos eléctricos. El siguiente paso es la colocación de

los sensores magnéticos o bobinas receptoras. La colocación de los dipolos divide el terreno



en cuatro cuadrantes en donde se procede a ubicar las tres bobinas para la medición de las

componentes del campo magnético Hx, Hy y Hz. Cada una de estas bobinas se orienta y

nivela en cada cuadrante, una se orienta N-S, otra E-W y la tercera se coloca verticalmente.

Las tres son enterradas y cubiertas, para evitar ser perturbadas por el movimiento del aire y

los cambios de temperatura durante el tiempo de medición. El lado derecho de la Figura 4.3

muestra esquemáticamente la colocación de las bobinas en el terreno. Tanto los dipolos

eléctricos como los sensores magnéticos se conectan al equipo central con sus respectivos

cables y se evita que éstos queden despegados del suelo para reducir vibraciones por efectos

de movimiento con el aire que puedan generar ruido en la señal.

Figura 4.3. Esquema de arreglo de los dipolos eléctricos (lado izquierdo) y esquema de las bobinas magnéticas

(lado derecho).

La duración de la medición depende de la profundidad que estemos interesados en alcanzar y

de la precisión deseada. En el presente estudio, se decidió medir 16 horas en cada sitio como

mínimo, con lo cual es posible medir las frecuencias más bajas permitidas por el instrumento

(2.0 x10-5

Hz). Aunque los datos a bajas frecuencias resultaron ruidosos por escaso muestreo

y prácticamente en la mayoría de los sitios se tuvieron frecuencias útiles hasta 10-3

Hz. Sin

embargo, existen también cuestiones logísticas que influyen en los tiempos de medición.

Resumiendo, este arreglo permite medir las componentes horizontales del campo eléctricos

(Ex y Ey) y dos componentes horizontales y una vertical del campo magnético (Hx, Hy y Hz)

para el intervalo de frecuencias entre 400 y 2.0 x10-5

Hz. Esta información es almacenada en

NorteMagnético

NorteMagnético

0º

90º

180º

270º

0º

90º

180º

270º

MTU/MTU-A MTU/MTU-A

HzHy

Hx

Dipolo Ey

Dip

olo

Ex

Dipolo Ey

Dip

olo

Ex

Electrodos



el equipo en forma de series de tiempo sincronizadas, del cual se descarga a una computadora

portátil para su posterior procesamiento e interpretación. La Figura 4.4 muestra fotografías

del equipo de prospección y del aspecto de las bobinas y electrodos.

Figura 4.4. Fotografías del equipo central (izquierda), bobina magnética (derecha arriba) y electrodos (derecha

abajo).

Previo a la medición y sólo al inicio de cada levantamiento se realiza una calibración tanto del

equipo como del conjunto de sensores magnéticos. Los archivos de calibración obtenidos se

utilizan durante el procesamiento de los sondeos adquiridos, por lo cual es esencial que la

calibración del sistema MT (equipo + sensores) se realice lo más alejado de ruido EM

cultural.

4.6 Procesamiento de datos

Una vez transferidos los datos del instrumento de medición a la computadora, el primer paso

es la transformación de las series de tiempo a su forma espectral de donde se estiman los

productos cruzados entre las componentes Hx y Ey y entre las componentes Hy y Ex como se



expresó en la sección 4.2. A partir de éstos, se calculan las impedancias en los ejes principales

(Zxy y Zyx) de donde se obtienen dos curvas de resistividad y dos de fases (corregidas y listas

para el proceso de interpretación) correspondientes a la dirección de la estructura principal y

en la dirección perpendicular a ésta. Cada una de estas curvas se puede utilizar

independientemente para la estimación de la estructura del subsuelo, pero de la interpretación

conjunta de resistividad y fase se logra un ajuste mucho más robusto y por lo tanto más

preciso.

Si el medio es 1D, las curvas de resistividad coinciden y las de fase son idénticas excepto por

una diferencia de 180º. La Figura 4.5 muestra como ejemplo uno de los sondeos MT medidos,

en donde se observan las curvas de resistividad y fase. En este caso en particular, se observa

que para el rango entre 0.0025 y 25 segundos aproximadamente, ambas curvas de resistividad

coinciden por lo que el medio se puede considerar como unidimensional. Mientras que para

períodos mayores a 25 segundos, el medio se comporta como bidimensional. Según la

ecuación para la profundidad pelicular δ presentada previamente, para este sondeo el medio se

puede considerar isotrópico (en el plano horizontal) y estratificado hasta profundidades de al

menos 12 kilómetros considerando un valor medio de resistividad igual a 70 Ohm-m.

Normalmente la calidad de la señal registrada presenta variación durante el tiempo de medida

debido principalmente a cambios en la magnitud, por lo que es necesario realizar una edición

de los productos cruzados para eliminar valores que fueron adquiridos durante periodos con

ruido (p.e. paso de vehículos por el sitio) o con baja amplitud de la señal. Esto se hace para

cada sondeo y cada una de las frecuencias. Después se editan nuevamente los datos para

eliminar los valores de resistividad y/o fases que presenten gran desviación estándar.

Previo a la interpretación de los sondeos es necesario corregirlos por efecto del corrimiento

estático. Es importante recordar que el fenómeno de corrimiento estático únicamente produce

un error en el valor de resistividad eléctrica asignado a cada unidad en el subsuelo pero no así

en los espesores calculados de los estratos (Jones, 1988).



Figura 4.5. Ejemplo de sondeo realizado en el Bloque de Jalisco, la línea roja corresponde a la componente xy y

la línea azul a la componente yx de un sondeo MT.

El siguiente paso es obtener los modelos 1D para cada uno de los sondeos medidos. Para el

caso más general, normalmente se interpretan independientemente los dos modos de

polarización, que como se mencionó anteriormente representan los valores de conductividad

paralelo y perpendicular a la dirección principal de conducción en la zona. Sin embargo, para

los modelos de capas es mejor utilizar el determinante de Z que proporciona valores

promedios que resultan más representativos sobre todo cuando los modos TE y TM son

razonablemente cercanos. El determinante de Z se presenta en la siguiente ecuación:

yxxyyyxx ZZZZZ det (4.30)



4.7 Inversión de datos

El objeto de la investigación científica es descubrir esas regularidades y determinar la causa

de los fenómenos, con el objeto de entenderlos y conocerlos. La física se refiere a la rama de

la ciencia dentro de la cual las bases de las regularidades conocidas, expresadas como

ecuaciones (diferenciales o integrales), hace posible una postura matemática del problema que

describe el fenómeno. Estos problemas constituyen modelos matemáticos aproximados de los

procesos físicos, los cuales pueden ser planteados de varias maneras. Este tipo de problemas

que se pueden formular matemáticamente son invertibles, se denominan inversos previendo

que dicha formulación matemática es posible (Glasko, 1988).

Los problemas inversos están en muchas ramas de la física, su solución a menudo provee un

elemento para el modelado matemático de los procesos, debido a que no todas las fuentes y

condiciones de los procesos son conocidas a priori. Podría argumentarse que la teoría y

métodos para la solución de problemas inversos constituyen una importante dirección

independiente de la investigación en la física matemática. Hay muchos estudios científicos en

la naturaleza que no se pueden experimentar en forma directa. En todos esos casos se hacen

juicios sobre las propiedades de los objetos bajo estudio que son la causa de un fenómeno,

sobre las bases de manifestaciones indirectas las cuales pueden ser directamente observadas.

Glasko (1988), afirma que un modelo matemático es formulado, reflejando la conexión entre

la característica V del objeto bajo estudio y la característica U de la observación, es decir,

determinar V bajo las bases de U dentro de la estructura del modelo aproximado.

En este caso de la prospección geofísica, la inversión permite a partir de datos medidos en

campo con diferentes equipos (magnetómetros, gravímetros, equipos eléctricos, equipos

electromagnéticos, etc.) obtener un modelo que incluya las propiedades físicas del terreno

para describir el subsuelo. Un buen modelo invertido es uno que reproduce los datos medidos

geofísicamente y es consistente con otra información disponible, por ejemplo en este caso,

información geológica (estratigrafía, litología). En los sondeos MT se busca encontrar un

modelo en función la resistividad de las estructuras geológicas y que estas estructuras sean

consistentes con la resistividad aparente y fase medidas, para un rango de frecuencias en cada

estación de medida.



4.7.1 Inversión Unidimensional del invariante

La inversión unidimensional se hizo sobre el promedio geométrico de las curvas de

resistividad y fase utilizando el algoritmo de Occam (Constable et al., 1987). El algoritmo de

Occam tiene la ventaja de que los modelos obtenidos son suaves, con el fin de evitar una

sobreinterpretación de los datos. Esto se logra a partir del concepto de aspereza, la cual se

define como la integral de la primera y segunda derivada al cuadrado de las resistividades (m)

en función de la profundidad (z), es decir.

∫= dzdzdmR 2

1 )( (4.31)

dzdzmdR 2

22

2 )(∫= (4.32)

con m(z) = mi, zi-1 < z <= zi, i = 1,2, …, N y donde z0 = 0. En la práctica N varía entre 20 y

100. Para datos discretos se utilizan sumatorias, por lo que la aspereza quedaría de la

siguiente forma:

∑=

−−=N

iii mmR

2

211 )( (4.33)

∑−

=−+ +−=

1

2

2112 )2(

N

iiii mmmR (4.34)

Se define M como el conjunto de los datos de campo, representados por d1, d2, …, dM. Estos

son las resistividades y fases a distintas frecuencias. La calidad del ajuste de los datos de

campo se obtiene a partir del criterio de mínimos cuadrados, utilizando:

[ ]∑−

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ −=

M

j j

jj mFdX

12

22

σ (4.35)

donde Fj[m] es la función que contiene los parámetros del modelo que se pretende minimizar

y σj es el error estimado del j-ésimo dato. Este problema es iterativo y consiste en encontrar

un modelo mi a partir de un conjunto de datos dj que tiene asociada una incertidumbre σj que

minimice la aspereza R y a su vez haga que X2 alcance valores mínimos aceptables. Es un

problema no lineal, por lo que no existen garantías de que la solución sea única. En general la

solución del problema se expresa como



[ ]mFd jj = j = 1, 2, …, M (4.36)

donde Fj es usualmente no lineal y en notación vectorial queda de la siguiente forma:

[ ]mFd = (4.37)

La expresión para estimar el ajuste de los datos está dada por:

[ ] 22 mWFWdX −= (4.38)

donde W es una matriz diagonal de MxM,

⎭⎬⎫

⎩⎨⎧=

MdiagonalW σσσ

1,...,1,121

(4.39)

El procedimiento para estimar la mínima aspereza es utilizando el método de multiplicadores

de Lagrange (Smith, 1974).

[ ]{ }2*

212 XmWFWdmU −−+∂= −μ (4.40)

El primer término es la aspereza, μ es el multiplicador de Lagrange y X* es el valor

aproximado para X considerado aceptable. Los valores extremos de R1 (aspereza) estarán

dados en los puntos estacionarios de U, por lo que diferenciando la ecuación anterior se

obtiene

0)()( 11 =∂∂+− −− mWdWJWJmWJ TTT μμ (4.41)

donde J es el Jacobiano, que corresponde a una matriz MxN.

El paso siguiente es resolver un sistema no-lineal para m. Para resolverlo en forma práctica y

efectiva se define el siguiente vector (Constable et al., 1987):

[ ] kT

kkT

kT

k WdWJWJWJm )()()( 11

−

+ +∂∂= μμ (4.42)

con [ ] kkkk mJmFdd +−= (4.43)

El valor del error para el término k+1 es:

[ ])()( 11 μμ ++ −= kk mWFWdX (4.44)



Después de un número de iteraciones, μ se selecciona para que Xk se aproxime lo mayor

posible a X. Para resolver el problema en forma lineal, se remplaza F por una matriz M x N

cuyos elementos se pueden calcular, por lo que la ecuación de la solución al problema queda

de la siguiente forma:

Gmd = (4.45)

El procedimiento antes descrito es ejecutado por el programa computacional comercial

Winglink®, obteniéndose los modelos 1D mostrados los apéndices.

4.7.2 Inversión Bidimensional

Existen fenómenos relacionados con la estructura del medio que están intrínsecamente

relacionados con la distorsión EM y por lo tanto con la dimensionalidad del mismo. Estos

fenómenos son la anisotropía y la heterogeneidad. Un medio se considera anisotrópico cuando

la corriente fluye en una o varias direcciones preferenciales. Cuando la estructura geológica

se encuentra próxima a un sondeo, se definen en el caso 2D dos resistividades y dos fases, una

a lo largo de la estructura regional y otra perpendicular a ésta. Esto determina dos modos de

polarización, uno cuando el flujo de corriente es máximo paralelo a la estructura (TE) y otro

perpendicular a la misma, por lo que el campo magnético sería paralelo a la estructura (TM).

La inversión 2D a los sondeos se realizó utilizando el programa Winglink®. El programa

cuenta con dos rutinas diferentes, ambas desarrolladas por Rodi y Mackie (2001 y 1998). La

primera de ellas llamada Smooth model inversion routine, hace una regularización de la

ecuación de Tikhonov (Tikhonov et al., 1977) mediante el método de gradientes conjugados

no lineales. La segunda llamada Sharp boundary model inversion routine, está basada en la

inversión de datos por interfaces discretas. Las interfaces se describen a partir de una serie de

nodos, en los cuales se fija la posición horizontal. La posición vertical se ajusta con la

inversión. La resistividad de la capa se asigna a la serie de nodos fijados horizontalmente

entre las capas, además se asume que varían linealmente entre nodo y nodo. La posición de

las interfaces y resistividades se proyecta sobre una malla y a partir de la inversión se calculan

las mejores localizaciones de los nodos de las interfaces y resistividades. Una suposición



común a ambas rutinas es que el perfil al que se va a hacer la inversión es perpendicular al

campo eléctrico. Por esta razón es importante estimar el azimut de la estructura regional y

rotar la impedancia al sistema de referencia definido por las estructuras principales.

Para la interpretación 2D de los sondeos electromagnéticos se considera un semiespacio

infinito para z ≤ 0, debido a que todas las variaciones de resistividad ocurren debajo de

superficie, con lo cual las variaciones de resistividad eléctrica ocurren solamente en las

direcciones x e y, la fuente electromagnética se modela con una onda plana a una altura z = -h.

Para este caso particular de un medio bidimensional las ecuaciones de Maxwell se

descomponen en dos modos de polarización independientes, los modos TE y TM.

En el caso de la polarización TE, tomando las ecuaciones 4.8 y 4.10 se obtiene que:

ExizEx

yEx ωμσ−=

∂∂

+∂∂

2

2

2

2

(4.46)

ωμiz

Ex

hz

=∂∂

−=

(4.47)

Para la polarización TM, se toman las ecuaciones 4.8 y 4.11 y se obtiene:

Hxiz

Hxzy

Hxy

ωμρρ −=⎟⎠⎞

⎜⎝⎛

∂∂

∂∂

+⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛∂∂

∂∂

(4.48)

10=

=zHx (4.49)

En estas ecuaciones, Ex es la componente en la dirección X del campo eléctrico y Hx es la

inducción magnética en dicha dirección, ω es la frecuencia angular, μ la permeabilidad

magnética, σ la conductividad eléctrica y ρ la resistividad, ambas recíproca una a la otra.

Para TE la resistividad aparente (ρap) es de la siguiente forma: 2

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

HyExi

TE ωμρ (4.50)

en donde Ex es el valor de Ex en el sitio de observación, de manera análoga para Hy .

Aplicando la ecuación Maxwell



zEx

iHy

∂∂

=ωμ1 (4.51)

y para TM se tiene que: 2

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛=

HxEyi

TM ωμρ (4.52)

y zHxEy∂∂

= ρ (4.53)

Rodi y Mackie (2001) describen el método utilizado aquí para realizar la inversión

bidimensional de los datos de resistividad y fase. Estos autores analizan tres tipos de

algoritmos para minimizar la ecuación de Tikhonov y Arsenin (1977). Dichos algoritmos son:

método de Gauss Newton, método de Mackie y Madden (1993) y el método de los Gradientes

Conjugados no Lineales que es el que utiliza el programa Winglink®.

La función de Tikhonov y Arsenin (1977) es la siguiente:

( ) ( ) LmLmmFdVmFdm TTT λψ +−−= − )()()( 1 (4.54)

d= valor del log de la amplitud o de la fase de ρap para TE o TM en el sitio de observación,

m= modelo del vector, e= error del vector, F= función del modelo, V= matriz varianza de e,

λ= es un número positivo llamado parámetro de regularización. El segundo término de la

función ψ define la estabilidad funcional del espacio en el modelo. Los métodos para

minimizar esta expresión y obtener lo que se denomina una solución regularizada se citan a

continuación:

Algoritmo de Gauss-Newton (GN)

Este método utiliza una iteración recursiva de ψ. Dado un modelo inicial m0.

),(min),( 1 lmll mmmm ψψ =+ l=0,1,2,… (4.55)

La consecuencia de esta última ecuación es el vector gradiente g (ml+1,ml) es cero.

Se define el gradiente (g) como:

)()( mmg jj Ψ∂= (4.56)



La convergencia de GN implica una iteración donde gl converge a 0 y así la solución es un

punto estacionario de ψ. Este algoritmo es un acercamiento convencional para problemas

geofísicos, pero para bases de datos grandes, los tiempos de cómputo y los requerimientos de

memoria son prohibitivos (Mackie, 1998).

Algoritmo de Mackie-Madden (MM)

Este es un algoritmo primeramente introducido por Madden y Mackie (1989), el cual estos

autores lo describen más completamente en 1993, y es adaptado para inversiones 3D por

Zhang et al. (1995). El criterio de Madden y Mackie es el de la máxima probabilidad para

cada paso de la iteración propuesta para la inversión lineal. Es una modificación del método

GN, en donde este último busca la minimizar la función ψ en términos cuadráticos. MM es

una iteración de GN en el cuál el sistema lineal es salvado parcialmente mediante la técnica

de gradientes conjugados. Se dice que es parcial ya que solo se hace un número K de

iteraciones.

si ll mm =0, (4.57)

klklklkl pmm ,,,1, α+=+ k=0,1,…, K-1 (4.58)

Kll mm ++ =1 (4.59)

Para cada k, el vector pl,k es la dirección del modelo en el espacio y αl,k es un escalar que

indica el tamaño del paso.

kllT

kl

klT

klkl pHp

pg

,,

,,, −=α (4.60)

Este método utiliza menos pasos que el de GN. Al utilizar las condiciones iniciales y acotar el

número de pasos para K iteraciones, genera soluciones más rápidas que el algoritmo anterior.

Algoritmo de los gradientes conjugados no-lineales (NLCG)

Este modelo como se mencionó anteriormente es el que utiliza el programa Winglink®, está

determinado por una secuencia de minimizaciones invariantes a lo largo de las direcciones

buscadas. Utiliza las variantes de Polack-Ribiere (1971) para minimizar la función ψ en

Perry, (1977).

dadom =0



)(min)( pmpm llll αψαψ α +=+ (4.61)

llll pmm α+=+1 l= 0, 1, 2, … (4.62)

Las direcciones se iteran de la siguiente forma:

000 gCp −= (4.63)

1−+−= lllll pgCp β l= 1, 2, … (4.64)

donde Polack-Ribiere plantea (Perry, 1977)

111

1)(

−−−

−−=

llTl

lllTl

l gCgggCgβ (4.65)

La minimización de este algoritmo no es cuadrática y requiere solamente de la técnica

iterativa para resolverlo. Se intenta atacar el problema buscando una optimización global, es

decir, buscando un mínimo absoluto de ψ en función de α. El aplicar este método tiene

ventaja sobre el método de GN, el cual no distingue entre mínimos particulares y mínimo

absoluto. Sin embargo, esta optimización global conduce a problemas en los pasos de NLCG,

dada la intensidad de los problemas computacionales de los sondeos MT, el algoritmo no trae

el mínimo absoluto pero si un buen acercamiento para una primera consideración.

Los algoritmos MM y NLCG utilizan condiciones iniciales C, esta condición trae un grande

impacto en la eficiencia de los gradientes conjugados. Uno trae la condición de que Cl = I, y

otro usa que 1)( −+= LLIC T

ll λγ siendo γl un escalar (4.66)

Para el último caso se aplica la condición inicial de g para resolver el sistema lineal

hLLIg Tl )( λγ += (4.67)

Este sistema se resuelve utilizando la técnica de gradientes conjugados (Rodi et al., 2001).



5 ANÁLISIS DE DISTORSIÓN

Se define la distorsión como la alteración de la respuesta inductiva regional provocada por

distribuciones de carga y de corriente ubicadas en zonas de discontinuidad de pequeños

cuerpos superficiales. La interpretación del tensor de impedancias distorsionado puede

conducir a importantes errores (Jones, 1983). Existen dos tipos importantes de distorsión

electromagnética (EM) en prospección magnetotelúrica. El primero es conocido como

distorsión galvánica o corrimiento estático y el segundo se debe al efecto de la inducción

electromagnética, donde se calculan los parámetros de distorsión y el strike eléctrico, que

constituyen en sí mismo el fenómeno físico a interpretar en términos de las estructuras del

subsuelo.

5.1 Corrimiento estático

El corrimiento estático o static shift se debe a la acumulación de cargas en las interfaces de

capas superficiales del terreno, lo cual se traduce en un desplazamiento vertical de las curvas

de resistividad. Es decir, las resistividades se ven multiplicadas por un factor constante

(Figura 5.1). Sin embargo, las fases no son afectadas por este fenómeno (Jones, 1988).

Figura 5.1. Diagrama que muestra los efectos del corrimiento estático mientras que la curva de fase no es afectada.



La distorsión galvánica implica que la impedancia está afectada por un factor (a), o sea

1.ZaZ = . A partir de la ecuación 3.19, la curva con corrimiento estático está representada

por:

21

2 )(1)( ωωμωρ Za⎟⎠⎞⎜

⎝⎛= (5.1)

donde a2 está representado por el factor de corrimiento estático.

Tomando la ecuación de fases 3.20, aplicando la distorsión se obtiene:

⎟⎠⎞⎜

⎝⎛= −

))(Re())(Im(tan)(

1

11

ωωωϕ aZ

aZ (5.2)

y como a no depende de ω se puede eliminar, lo que implica que la fase no depende del factor

a.

Existen diferentes formas de realizar la corrección de las resistividades por efecto del

corrimiento estático, entre las que se encuentran: la aplicación de un filtro pasabajos (Torres-

Verdín, 1991), promedio de sitios (Sternberg et al., 1988), cálculos teóricos de cuerpos 3D

cercanos a la superficie (Park et al., 1983) y cálculos teóricos por efectos topográficos (Jones,

1988). Sternberg et al. (1988) han demostrado que el corrimiento estático ocurre incluso en

regiones planas. Frecuentemente el procedimiento más sencillo y efectivo para corregir este

efecto es graficar conjuntamente todas las curvas de resistividad y observar si existe un nivel

particular que se repita más que otros, siempre y cuando las estaciones estén medidas sobre

zonas con características litológicas similares. Si este es el caso, se asume que el resto de las

estaciones MT están afectadas por variaciones locales de resistividad (estática) y se considera

que el nivel de resistividad que se repite es el correcto, al cual son desplazadas verticalmente

el resto de las curvas de resistividad. Alternativamente, el conocimiento adecuado de la

geología de la zona de estudio es una herramienta útil para corregir apropiadamente por éste

efecto. También si existe información directa de la resistividad del suelo por medio de pozos

o de otro método geofísico, conociendo la resistividad de los primeros metros queda

determinado el factor de static shift.



5.2 Parámetros de distorsión y strike eléctrico

La inducción electromagnética (IE) se define como la formación de corrientes eléctricas a

partir campos magnéticos variables con el tiempo. El método MT, el cual mide los campos

magnéticos y eléctricos que fluyen en forma natural en el subsuelo, se basa de este fenómeno

de IE debido a que el origen de estos campos está en las fluctuaciones del campo magnético

terrestre. Como se expresó anteriormente, las variaciones del campo magnético terrestre son

causadas por los sistemas de corrientes ionosféricas creados por la interacción del viento solar

con la magnetosfera.

Este tipo de distorsión es atribuido a la derivada temporal del campo magnético, que induce

corrientes secundarias excesivas, las cuales producen campos magnéticos y eléctricos

secundarios que se adicionan a los primarios. También, está relacionado a estructuras locales

o regionales del subsuelo que determinan la dimensionalidad del medio. Existen diferentes

enfoques (Swift, 1967; Bahr, 1988,1990; Groom y Bailey, 1989; Weaver et al., 2000;

Caldwell et al., 2004) para determinar dicha dimensionalidad, que se construyen a partir de

componentes invariantes del tensor de impedancia. Estas componentes reciben el nombre de

invariantes ya que no dependen del eje de coordenadas en que se mide. Es decir, si la matriz

se rota cualquier ángulo se obtiene el mismo valor invariante. Esta propiedad es muy útil para

determinar el comportamiento del tensor a diferentes frecuencias independiente del marco de

referencia en el cual se encuentre.

El método de Swift, mediante el skew (k) indica si el medio tiene un comportamiento 1D o

2D. Bahr en 1990, tomando el skew, determinó nuevos parámetros para el estudio de la

distorsión y dimensionalidad. Weaver et al. (2000) determinan nuevos invariantes reales e

imaginarios para realizar un estudio más profundo en este tema. Estos nuevos invariantes de

Weaver se pueden relacionar y obtener equivalencias con los de Bahr (1990), es decir

utilizando la descomposición de Weaver et al. (2000), se pueden obtener los invariantes

rotacionales de Bahr (1990). Por último, Caldwell et al. (2004), introdujeron una herramienta

adicional para calcular la dimensionalidad de la estructura eléctrica regional. A partir de un

tensor de fases, el cual no es afectado por la distorsión galvánica, sin embargo no es un

invariante rotacional.



Posteriormente al cálculo de la dimensionalidad, cuando el medio posee un comportamiento

2D, se puede determinar el ángulo de la estructura eléctrica principal (strike). Determinar

dicho ángulo es de suma importancia para generar los modelos e inversiones bidimensionales.

Cabe destacar que el cálculo de este ángulo posee una ambigüedad de 90º, por tal motivo es

de suma importancia el análisis de información complementaria. Conocer la geología

estructural de la zona de estudio, con las direcciones de las estructuras geológicas principales

y además el análisis de los vectores de inducción (punto 5.3), son herramientas necesarias y

complementarias para hacer una buena interpretación de la dirección del strike eléctrico.

5.2.1 Enfoque de Swift

Uno de los primeros criterios disponibles fue el de la asimetría del tensor de impedancias (k)

o skew (Swift, 1967), expresado como:

yxxy

yyxx

ZZ

ZZk

−

+= (5.3)

En esta ecuación Zxx+Zyy y Zxy-Zyx son invariantes ante las rotaciones, por lo tanto k también es

invariante. Se maneja como un resultado empírico (Bahr, 1990) que cuando k<0.1 para un

rango específico de frecuencias, el tensor de impedancia puede ser considerado como 1D, es

ecir, será suficiente utilizar un algoritmo unidimensional para interpretar los datos, porque se

trata de un medio estratificado. Cuando k es inestable, es decir varia erráticamente de una

frecuencia a otra, significa que Zxy ≈ Zyx, por lo que el denominador de la ecuación 5.3 sería

muy pequeño y k tendería a infinito, indicando que el medio es unidimensional. Si los valores

de k son estables y consistentemente menores a 0.3 se asume que el medio es 2D. Cuando el

medio es bidimensional el giro del tensor de impedancias se hace empleando la ecuación 3.26

para θ.

5.2.2 Método de Bahr

Según Bahr (1990), hay 7 clases de distorsión telúrica. Parte del Skew de Swift (1967) para

determinar la unidimensional del medio. Otra forma de asimetría, también invariante ante las

rotaciones, es la definida por Bahr con el parámetro μ, el cual es un indicador de la



dimensionalidad del medio. Si μ es aproximadamente 0, el medio se puede considerar

homogéneo y por lo tanto 1D. La expresión está dada por:

[ ] [ ]( )2

21

2121 ,,D

DSSD +=μ (5.4)

con S1=Zxx+Zyy (5.5),

S2=Zxy+Zyx (5.6),

D1=Zxx-Zyy (5.7),

D2=Zxy-Zyx (5.8)

Otro parámetro de distorsión deducido por Bahr (1990) es la anisotropía regional (η), este

parámetro se obtiene de la condición que se exhibe en el sistema de referencia de una

estructura regional 2D, donde los dos elementos de cada columna del tensor tienen la misma

fase. Cualquier desviación implica que η sea > 0 por lo que este parámetro puede ser utilizado

como una medida de la bidimensionalidad del medio. La anisotropía regional se estima a

partir de la expresión:

[ ] [ ]( )2

21

2121 ,,D

DSSD −=η (5.9)

con D1,2 y S1,2 dados por las ecuaciones 5.5, 5.6, 5.7 y 5.8

Si η es menor que 0.3 se considera que el medio es 2D, para valores mayores se considera que

el medio es regional 3D. Ledo et al. (2002), demostraron que este último criterio no es

estrictamente correcto, es decir, que si η es mayor que 0.3 es condición suficiente para que el

medio sea considerado 3D, pero para valores menores no implica que la estructura sea 2D.

Adicionalmente, Bahr (1990) definió un parámetro ∑, el cual es un invariante rotacional que

describe la bidimensionalidad del medio. Se considera que si este parámetro es mayor a 0.1

entonces el medio es 2D y se calcula a partir de la ecuación:

⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛ +=∑ 2

2

22

21

DSD

(5.10)



con D1,2 y S2 dados por las ecuaciones 5.5, 5.7 y 5.8. En forma resumida, los criterios de

dimensionalidad de Bahr se describen en la Tabla 5.1.

Parámetro de Bahr Dimensionalidad

k<0.1, ∑<0.1 1D

k<0.1, ∑>0.1 2D

k>0.1, μ=0

3D/1D, estructura regional 1D y un cuerpo

superficial y local 3D

k>0.1, μ≠0, η<0.1

3D/2D, estructura regional 2D y un cuerpo

superficial y local 3D

k>0.1, μ≠0, η>0.3 3D Tabla 5-1. Criterios de Bahr de la dimensionalidad de un medio

Para medir el ángulo de la estructura regional según Bahr (1990) se utiliza la expresión:

[ ] [ ][ ] [ ]2211

2121

,,,,

)2tan(DSDSDDSS

+−

=θ (5.11)

donde D1,2 y S1,2 están dados por las ecuaciones 5.5, 5.6, 5.7 y 5.8

5.2.3 Método de WAL

Weaver et al. (2000), presentan nuevos invariantes rotacionales del tensor de impedancias

para describir la dimensionalidad del medio y por lo tanto el grado de distorsión de los

campos EM del subsuelo. Estos invariantes proveen información de la estructura geoeléctrica

del sitio de medición. Estos autores definen el parámetro complejo ζ, el cual es combinación

lineal de las componentes del tensor que se expresan de la forma:

ζ1=(Mxx+Myy)/2 (5.12),

ζ2=(Mxy+Mxy)/2 (5.13),

ζ3=(Mxx-Myy)/2 (5.14),

ζ4=(Mxy+Myx)/2 (5.15)

donde Z = μ0M, siendo μ0 la permeabilidad magnética en el vacío y equivale a 4π.10-7 [H/m].



Además descompone ζ en una parte real y otra imaginaria, por lo tanto:

ζi=ξi+iηi (i=1-4) (5.16)

y los invariantes quedan de la siguiente forma:

21

24

211 )( ξξ +=I (5.17),

21

24

212 )( ηη +=I (5.18),

1

21

23

22

3)(

II

ξξ += (5.19),

2

21

23

22

4)(

II

ηη += (5.20),

21

41145 II

Iηξηξ +

= (5.21),

21

41146 II

Iηξηξ −

= (5.22),

Qdd

I 23417

−= (5.23)

donde,

21IId ijji

ij

ηξηξ −= (i,j=1-4) (5.24)

( ) ( )[ ]2122413

23412 ddddQ ++−= (5.25)

Estos invariantes se pueden representar gráficamente en un diagrama de círculos de Mohr

(Figura 5.2), donde en el eje de las abscisas se presenta la componente M12 y en el vertical

M11 del tensor MT (Lilley, 1976, 1993c, 1998a, b).



Figura 5.2. Diagrama de círculos de Mohr, modificado de Weaver et al, (2000) por Marti (2006). En verde se presentan las componentes reales del tensor, en rojo las imaginarias.

En esta representación gráfica, el punto P1 es la componente real de los ejes mientras que P2

es la parte imaginaria de los círculos de Mohr, cuyos centros son C y D, y sus radios son I3.I1

y I4.I2 respectivamente. La descripción del gráfico se presenta en las siguientes ecuaciones:

OCI =1 (5.26),

ODI =2 (5.27),

( )γsin3 =I (5.28),

( )δsin4 =I (5.29),

( )αβ += sin5I (5.30),

( )αβ −= sin6I (5.31),

( )2

312

ξξ

θ −=tg (5.32),

( )2

322

ηη

θ −=tg (5.33),

( )217 sin θθ −=I (5.34)

Un resumen de los criterios de Weaver para determinar la dimensionalidad del medio se

presentan a continuación (Tabla 5.2). A este grupo de invariante le llamaremos invariantes de

WAL.



Caso Parámetros Weaver Dimensionalidad

1 I3=I4=I5=I6=0 1D

2 I3 o I4≠0, I5=I6=0, I7 o Q=0 (ξ4≠0 y η4≠0) 2D

3a I3 o I4≠0, I5≠0, I6=I7=0 3D/2D, distorsión galvánica 2D,

solo Twist (tensor de giro).

3b I3 o I4≠0, I5≠0, I6=Q=0 3D/1D2D, distorsión galvánica

sobre una estructura 1D o 2D

3c I3 o I4≠0, I5=I6=0, I7 o Q=0 (ξ4=0 y η4=0)

3D/1D2Ddiag, distorsión

galvánica sobre una estructura

1D o 2D, en la diagonal del

tensor MT.

4 I3 o I4≠0, I5≠0, I6≠0, I7=0 3D/2D, distorsión galvánica

sobre estructura 2D.

5 I7≠0 3D Tabla 5-2. Resumen de los invariantes de Weaver.

En el caso 2, donde el modelo es 2D, el ángulo strike equivale a:

2

3

2

3)2(ηη

ξξ

θ −=−=tg . (5.35)

Para el caso particular donde ξ4=0, el ángulo de rotación es:

3

2

3

2)2(ηη

ξξ

θ ==tg . (5.36)

Si existe una distorsión galvánica sobre una estructura regional 2D (casos 3a y 4), para

calcular el strike se emplea:

2413

3412)2(dddd

tg+−

=θ . (5.37)

donde los parámetros dij están dados por la ecuación 5.24.

Para un medio 1D (caso 1 de la Tabla 5.2), en cual se caracteriza por un tensor MT donde las

componentes de la diagonal son nulas y los términos que no se ubican en la diagonal poseen

igual modulo (ver ecuación 3.22), los círculos de Mohr se reducen a dos puntos



correspondientes a las partes reales e imaginarias de M12. Debido a que con la excepción de I1

e I2, todas las demás invariantes son nulas.

En el caso de un medio 2D (caso 2 de la Tabla 5.2), los centros de los círculos de Mohs se

ubican sobre el eje de las abscisas (M12), pero sus radios no son nulos como en el caso

anterior (1D). Existe un caso en el que los puntos P1 y P2 se ubiquen sobre el eje de las

abscisas, en ese caso los valores de θ1 y θ2 son iguales y nulos, por consiguiente la dirección

del strike es 0° y corresponde a los ejes principales. En el resto de los casos, θ1 y θ2 son

distintos de ceros y se calcula el ángulo de regional mediante las ecuaciones 5.35 y 5.36.

Finalmente si la estructura es 3D (caso 5 en la Tabla 5.2), todas las invariantes son distintas a

cero con un valor finito incluyendo I7 y Q, por lo tanto no se pueden expresar en el circulo

Mohr. En este caso no es posible distinguir qué tanto el tensor MT está afectado por

distorsión galvánica.

Marti (2006), manifiesta que el principal problema del criterio de los invariantes de WAL es

que cuando las invariantes son usadas con datos reales, la dimensionalidad geoeléctrica

utilizando este criterio pueda dar como resultado un medio 3D, aunque otra evidencias (bajas

respuestas de las componentes de la diagonal del tensor MT, tienden a distintos ángulos strike

en diferentes sitios y periodos) sugieren que puede ser válida una interpretación 1D o 2D.

Esto se debe a que los valores de las invariantes para datos reales en general nunca son

exactamente cero, debido a la presencia de ruido electromagnético. Weaver et al. (2000),

afirman que con datos reales que contienen ruido instrumental (ruido Gaussiano) así como

ruido geológico (estructura geoeléctrica), nunca se obtienen los modelos idealizados

considerados por la teoría. Incluso las respuestas de configuraciones puramente sintéticas

generadas a través de programas de modelación 3D, estarán probablemente contaminadas con

ruido numérico causado por las aproximaciones generadas por la discretización. Por lo tanto,

estos autores resolvieron el problema al introducir un valor umbral, en el cual las invariantes

tienden a ser cero.



El valor umbral que sugieren es 0.1. Las invariantes WAL (sin contar I1 e I2) dependen del

seno del ángulo relacionado al círculo de Mohr. Este valor (0.1) corresponde al seno de 5.7°,

el cual en relación a un ángulo de 90°, representa un porcentaje de error del 6%. Aunque la

elección de este umbral es subjetiva, este fue probado usando un modelo sintético con 2% de

ruido, el cual mostró un patrón válido dimensionalmente consistente con el modelo de la

estructura (Weaver et al., 2000).

5.2.4 Método del Tensor de Fases MT

Caldwell et al. (2004), introdujeron una herramienta adicional para calcular la

dimensionalidad de la estructura eléctrica regional. Definen un tensor de fases Φ, como

BA 1−=Φ donde A y B son las componentes real e imaginaria respectivamente del tensor C

(C=A+iB). De esta definición se deduce (Caldwell et al, 2004):

)det(1221221111212111

2212122221121122

2221

1211

ABABABABABABABABA

⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−−−−

=⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡ΦΦΦΦ

=Φ (5.38)

Este tensor de fases no es afectado por la distorsión galvánica, sin embargo no es un

invariante rotacional. En la sección 3.3 se muestra cómo se comporta el tensor MT en función

de la dimensionalidad del medio, en la que cada tensor representa una de las dimensiones

físicas (1D, 2D y 3D). El tensor de fases se puede representar mediante el producto tres

matrices (1D, 2D y 3D), ésta representación en forma de Descomposición de Valores propios

o singulares (SVD-Singular Value Decomposition-) según Caldwell et al. (2004) está dada

por:

)(0

0)()()(

min

max βαβαβαβα +•⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡Φ

Φ•−=−••−=Φ RRRSR TT (5.39)

donde, ⎥⎦

⎤⎢⎣

⎡−

=δδδδ

δcos

cos)(

sensen

R representa la rotación y βαδ −= ó βαδ += .

Las expresiones )( βα −TR y )( βα +TR son los vectores propios de ΦΦT y TΦΦ

respectivamente.



Los valores α y β se definen como:

22211

2112⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛Φ−ΦΦ+Φ

=arctg

α (5.40),

22211

2112⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛Φ+ΦΦ−Φ

=arctg

β (5.41)

S se refiere a la matriz singular donde Φmax y Φmin son las raíces cuadradas de los valores

propios de ΦΦT o TΦΦ dadas por:

2)det(4)()( 2

2

minmax

TTT trtr ΦΦ−ΦΦ±ΦΦ=Φ (5.42)

A partir de esta ecuación (5.42), se obtienen 4 parámetros: uno corresponde al ángulo α, el

cual no es un invariante rotacional, y tres invariantes rotacionales β (corresponde al skew en el

tensor de fases), Φmax y Φmin. Estas expresiones (Φmax y Φmin), en términos de las

componentes del tensor de fases, solamente se pueden obtener para un medio 1D y 2D, y son

las tangentes máximas y/o mínimas de los modos de polarización TE y TM:

)(minmax

TMTEtg ϕ=Φ

ó )(

minmax

TETMtg ϕ=Φ

(5.43)

Las componentes Φmax y Φmin indican las direcciones principales de polarización del campo

eléctrico y magnético. Si estas componentes son iguales, se trata de un medio 1D ya que no

hay una dirección principal de la estructura; si son distintas, existe una dirección principal de

flujo eléctrico y la correspondiente (ortogonal) de flujo magnético, es decir, el medio se

comporta como 2D. En este caso, se cumple que β=0. Para el caso 3D, las componentes

mencionadas también son diferentes, pero β≠0.



Para el caso 2D, el tensor de fases se puede representar mediante una elipse, donde Φmax y

Φmin son el eje mayor y menor respectivamente, y α-β representa el azimut del eje mayor

(Figura 5.3). En este caso (2D), el azimut coincide con α, es decir, la dirección principal de la

estructura regional (strike) o su perpendicular, dependiendo de cuál de los dos modos de

polarización (TE o TM) sea el mayor.

Figura 5.3. Representación gráfica del tensor de fases (Marti, 2006).

La Figura 5.4 muestra la representación gráfica del tensor de fases para los casos 1D y 2D.

Figura 5.4. Representación gráfica del tensor de fases para los casos particulares 1D y 2D (Marti, 2006).

5.2.5 Comparación de los parámetros de distorsión Swift, Bahr y WAL

La dimensionalidad del medio aplicando los criterios de Swift, Bahr y WAL se presenta en el

siguiente cuadro (Tabla 5.3).



Swift (1957) Bahr (1990) WAL (2000) Dimensionalidad

k<0.1 k<0.1, ∑<0.1 Ii=0 (i=3-6) 1D

k<0.3 k<0.1, ∑>0.1 I3 o I4≠0, I5=I6=0, I7 o

Q=0 (ξ4≠0 y η4≠0) 2D

k>0.1, μ=0 I3 o I4≠0, I5≠0, I6=Q=0 3D/1D

I3 o I4≠0, I5≠0, I6=Q=0 3D/2D

I3 o I4≠0, I5≠0, I6=I7=0 3D/2D, solo Twist.

I3 o I4≠0, I5=I6=0, I7 o

Q=0 (ξ4=0 y η4=0) 3D/1D2Ddiag.

k>0.1, μ≠0, η<0.1 I3 o I4≠0, I5≠0, I6≠0,

I7=0 3D/2D

k>0.1, μ≠0, η>0.3 I7≠0 3D Tabla 5-3. Dimensionalidad según los criterios Swift, Bahr y Weaver.

Como se observa en la Tabla 5.3, todos los métodos tienen limitaciones en cuanto a la

obtención de la dimensionalidad del medio. También se observa el progreso en el estudio de

la dimensionalidad y de la distorsión galvánica: con el criterio de Swift se puede determinar

únicamente si el medio es 1D o 2D, en cambio, con los otros criterios (Bahr y WAL) se

identifica si el medio posee un comportamiento 3D, y si es así se puede imponer un medio

para la aproximación del cálculo del ángulo de la estructura regional. Una importante

conclusión, observando los criterios de Bahr y WAL, es que a partir de los invariantes de

Bahr se pueden obtener los invariantes WAL, aunque Bahr no posee una interpretación tan

completa de la dimensionalidad como WAL, es decir, hay situaciones donde con los

invariantes calculados por Bahr se obtienen ambigüedades en la dimensionalidad y en cambio

las calculadas por WAL la solución es más completa (ejemplo casos 3a, 3b y 3c).

5.3 Vectores de Inducción

Un método para estudiar las variaciones laterales de la conductividad es el que utiliza los

vectores de inducción (convención de Parkinson). De igual manera que el strike, los vectores

de inducción permiten detectar estructuras en el subsuelo ya que apuntan hacia el conductor



principal, el cual sería perpendicular a estos y aportan un valor proporcional a la cercanía a

dicho conductor. Esta herramienta (que se basa en el campo magnético vertical, Hz) es por

tanto independiente y complementaria al Strike eléctrico.

Los vectores de Parkinson, se definen como la proyección en el plano horizontal de la recta

normal del plano de Parkinson o plano preferencial, definido por Parkinson en 1959 donde

indica que en dicho plano es donde las variaciones del campo magnético son preferenciales

(Jones, 1988). Estos vectores muestran la posición, extensión y polaridad de los cambios

laterales de conductividad. La ecuación vectorial que relaciona las variaciones del campo

eléctrico y magnético inducido es la siguiente (Vozoff, 1989).

tHxE∂∂

−=∇ μ (5.44)

De este ecuación se observa que E y H son perpendiculares y además que existe una

componente vertical de H cuando xE∇ también tenga una componente vertical. La Función

de Transferencia Geomagnética (Tipper) se define como la relación entre el campo magnético

vertical (Hz) y las componentes del campo magnético horizontal en función de la frecuencia

(e.g. Vozoff, 1989; Lilley et al., 1982):

Hz = A.Hx + B.Hy (5.45)

En esta ecuación A y B son números complejos. El tipper se puede descomponer en dos

vectores reales en un plano xy que corresponden a sus partes reales e imaginarias; a dichas

partes reales se les llama vectores de inducción. La magnitud (I) y dirección (β) de los

vectores de inducción se expresa de la siguiente forma (Waff et al., 1988; Vozoff, 1991) y

relatan la presencia de cambios laterales de la conductividad a frecuencias específicas.

( ) 2122

ImRe, )Im(Re,)Im(Re, BAI += ⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛= −

)Im(Re,)Im(Re,tan 1

ImRe, ABβ (5.46)

La parte real del vector apunta en la dirección normal al conductor y la magnitud del vector

está en relación directa con la cercanía del mismo o bien con el contraste en conductividad,



siendo mayor cuando el contraste de conductividad lo es. Si no hubiera cambios laterales en

la conducción, la magnitud del vector en un rango de frecuencias sería 0, lo cual indicaría que

se trataría de un medio 1D.

5.4 Análisis de caso: Bloque de Jalisco

Se realizó un análisis de los parámetros de distorsión descritos anteriormente a 4 sondeos (10,

12, 20 y 30), cuyas curvas se presentan en el Anexo 1, ubicados sobre el Bloque de Jalisco.

Estos sondeos fueron elegidos al azar y pertenecen a 52 sondeos MT realizados en el marco

del presente proyecto.

Figura 5.5. Ubicación de los sondeos MT realizados. Los puntos rojos corresponden a los sondeos 10, 12, 20 y

30 que se analizan los parámetros de distorsión en este capítulo.



Primeramente, se calculó el Skew de Swift (1967) (Figura 5.6), el cual proporciona valores

mayores a 0.1 para casi la totalidad de las frecuencias (línea roja) para los sondeos 10 y 20. El

sondeo 12 presenta valores menores a 0.1 para frecuencias superiores a 10 Hz y el sondeo 30

para frecuencias superiores a 1 Hz. Por lo tanto, según este criterio, los sondeos 10 y 20

tienen un comportamiento 2D y/o 3D en todo su rango de frecuencias. En cambio, los

sondeos 12 y 30, tienen un comportamiento dispar, donde existe un rango de frecuencias en el

que la dimensionalidad del medio se puede considerar 1D (valores de k<0.1), para el resto de

las frecuencias el comportamiento del medio es 2D y/o 3D.

Figura 5.6. Valores de Skew (k) de Swift, para los sondeos 10, 12, 20 y 30.

Posteriormente, se calcularon los parámetros de Bahr (1990) (Figura 5.7). Los cuatro sondeos

presentan valores de k>0.1 y también μ≠0, salvo en el sondeo 12 para frecuencias mayores a

10 Hz y el 30 para frecuencias mayores a 1 Hz. En ese rango de frecuencias ∑ es menor a 0.1

(línea azul, Figura 5.7), por consiguiente, igual que en el criterio de Swift el medio se puede

considerar 1D para esos sondeos (12 y 30) en dicho rango de frecuencias. El valor de η es

mayor a 0.1 en todos los sondeos a frecuencias donde el medio no se considera

unidimensional. Valores de η mayores a 0.3 (línea naranja Figura 5.7) se aprecian en el

sondeo 10 para frecuencias inferiores a 1 Hz, en el sondeo 12 para frecuencias menores a 10

Hz y en el sondeo 30 para frecuencias debajo de 0.1 Hz. Para el sondeo 20 no se aprecia un

rango de frecuencias donde η tenga valores mayores a 0.3. Para todas las frecuencias y

Skew (Swift)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

K (S

wift)

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

PV 20

PV 30

PV 12

PV 10



sondeos donde η tiene valores mayores a 0.3 la dimensionalidad del medio se puede

considerar 3D, en el resto de los casos el medio puede ser 3D y/o 3D/2D. Un medio 3D/2D,

según el principio de superimposición de Bahr (1990), es una estructura regional 2D con un

cuerpo superficial y local 3D.

Bahr (Pv 10)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

Bahr)

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

Bahr (Pv 12)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

Bahr)

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

Bahr (Pv 20)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

Bahr)

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

Bahr (Pv 30)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

Bahr)

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

Figura 5.7. Parámetros de Bahr. La línea azul equivale a un parámetro de Bahr de 0.1 y la naranja de 0.3.

Los invariantes de Weaver et al. (2000), se presentan en la Figura 5.8. En dicha figura se

observa como los cuatro sondeos presentan valores de I3 e I4 distintos de cero, lo cual implica

que la estructura eléctrica regional no se considera 1D. El sondeo 10 posee los restantes

parámetros distintos de 0, identificando al medio como 3D. El sondeo 12 posee I5 = I6 = I7 = 0

a frecuencias superiores de 10 Hz, en cuyo caso el comportamiento del medio se considera

2D (ξ4≠0 y η4≠0). Para frecuencias menores, el comportamiento del medio es 3D. El sondeo

20 posee valores de I6≈0 para frecuencias mayores a 1 Hz y los valores de Q a dichas



frecuencias son aproximadamente 0.1, valor que Weaver et al. (2000) consideran como

umbral (invariantes tienden a cero con un error del 6%), por dicho motivo para esas

frecuencias se considera el medio 3D/1D2D (distorsión galvánica sobre una estructura 1D o

2D con un cuerpo superficial y local 3D); para el resto de las frecuencias la dimensionalidad

geoeléctrica sería 3D. Por último el sondeo 30, para frecuencias superiores a 1 Hz tiene

valores de I5=I6=I7≈0 indicando un comportamiento 2D; para el resto de las frecuencias la

dimensionalidad de la estructura regional es 3D.

WAL (Pv 10)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

WA

L)

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

I3

I4

I5

I6

Q

I7

WAL (Pv 12)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

WA

L)

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

I3

I4

I5

I6

Q

I7

WAL (Pv 20)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

WA

L)

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

I3

I4

I5

I6

Q

I7

WAL (Pv 30)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Pará

metr

os (

WA

L)

-1.0

-0.5

0.0

0.5

1.0

I3

I4

I5

I6

Q

I7

Figura 5.8. Invariantes WAL calculados para los sondeos 10, 12, 20 y 30.

Para el caso del Tensor de Fases MT (Caldwell et al., 2004), se presentan los valores de Φmax,

Φmin en la Figura 5.9. Todos los sondeos presentan diferencias entre Φmax y Φmin, por lo que el

comportamiento general en la estructura geoeléctrica según este criterio es 2D y/o 3D; con

excepción a los sondeos 20 y 30 a frecuencias menores de 10 Hz, donde Φmax≈Φmin

implicando un comportamiento 1D.



Caldwell (Pv 10)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

max

min

Caldwell (Pv 12)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

max

min

Caldwell (Pv 20)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

max

min

Caldwell (Pv 30)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

-8

-6

-4

-2

0

2

4

6

8

max

min

Figura 5.9. Valores principales del tensor de fases, componente máxima y mínima del tensor de fases para los

sondeos 10, 12, 20 y 30.

El ángulo β (Figura 5.10) es distinto de cero (medio 3D) en el sondeo 10. Para el sondeo 12,

se considera que el medio es 2D para frecuencias mayores a 10 Hz aproximadamente, debido

a que el ángulo β≈0 para frecuencias menores, el comportamiento es 3D. En cambio, para los

sondeos 20 y 30 dicho ángulo posee un valor prácticamente nulo hasta frecuencias de 0.01 Hz

(salvo 30 entre 0.5 y 0.1 Hz), lo cual indica que se puede interpretar como un medio 2D para

frecuencias inferiores a 10Hz (a frecuencias mayores el comportamiento es 1D) y el ángulo

de la estructura regional (α) se puede calcular (Figura 5.10). Para las frecuencias no

mencionadas anteriormente el comportamiento de la estructura regional es 3D.



Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Angulo

(gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Caldwell (Pv 10)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

An

gu

lo (

gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Caldwell (Pv 12)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Angulo

(gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Caldwell (Pv 20)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Angulo

(gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Caldwell (Pv 30)

Figura 5.10. Ángulos β y α, Skew y Strike respectivamente para un medio bidimensional.

El ángulo de la estructura regional (strike) se calculó para cada sondeo en cada una de las

frecuencias de medición (Figura 5.11), mediante los métodos descriptos anteriormente. Los

valores calculados por los criterios Bahr y WAL son coincidentes, debido a que utilizan los

mismos invariantes para su cálculo y la fórmula para determinar el ángulo de la estructura

regional (strike) es la misma. Como se mencionó anteriormente, la diferencia entre ambos

criterios radica en el cálculo de la dimensionalidad del medio.



Strike (Pv 10)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Angulo

(gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Swift

Bahr

WAL

Fases

Strike (Pv 12)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Angulo

(gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Swift

Bahr

WAL

Fases

Strike (Pv 20)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Angulo

(gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Swift

Bahr

WAL

Fases

Strike (Pv 30)

Frecuencias (Hz)

0.00010.0010.010.11101001000

Angulo

(gra

dos)

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

80

Swift

Bahr

WAL

Fases

Figura 5.11. Angulo de la estructura principal, Strike, según los criterios estudiados, para los sondeos 10, 12, 20

y 30.

Los criterios de Bahr y WAL coinciden en el cálculo de este ángulo, por dicha razón solo se aprecia el de WAL.

En el sondeo 10 no se distingue una dirección característica, posee ángulos distintos para

distintas frecuencias. En el sondeo 12 se identifica una dirección principal del flujo eléctrico

para frecuencias superiores a 10 Hz de aproximadamente 5° según el criterio de WAL, para

frecuencias menores vuelve la dispersión en los ángulos de giro. Igualmente, se distingue

también una dirección característica de la estructura regional de -25° aproximadamente para

frecuencias menores a 1 Hz según el criterio de Fases y también el de Swift (rotando 90º). El

sondeo 20 identifica según el criterio de Swift un ángulo de -25º hasta frecuencias de 10 Hz,

para frecuencias menores el ángulo de giro es de aproximadamente -35º. Para los demás

criterios el ángulo es diferente, para frecuencias superiores a 10 Hz el strike calculado por el

criterio de fases es el mismo que Swift y de 20º para el criterio de WAL; para frecuencias

menores, el ángulo es de -20º según el método de Fases y de -5º según WAL. Por último, el



sondeo 30 para frecuencias entre 50 y 1 Hz posee una dirección de la estructura regional de 0°

(según todos los criterios), para frecuencias menores y hasta 0.01 Hz, la dirección se

promedia en -20° aproximadamente para los métodos de Swift y Fases. Para las demás

frecuencias se observa la dispersión de los datos, lo cual manifiesta la complejidad, el

comportamiento del medio 3D y el ruido geológico de la zona, para cada frecuencia de

medida se tiene una dirección distinta en la estructura regional.

Posteriormente, se aplicaron todos los métodos de distorsión descritos anteriormente (Swift,

1967; Bahr, 1988, 1990; Weaver et al., 2000; Caldwell et al., 2004) a todos los sondeos

(Figura 5.12). En el Anexo 2 se presenta por perfil y con más detalle el resultado de la

dimensionalidad calculada. De dicho análisis se dedujo que los resultados más estables y

consistentes para el cálculo del strike eléctrico fueron los obtenidos con el método de tensor

de fases (Caldwell et al., 2004). Ello se debe a que las variaciones de fase responden mejor a

estructuras regionales y son menos sensibles a variaciones locales de conductividad. El strike

calculado para todos los sondeos en el Bloque de Jalisco (JB), considerando el promedio de

datos a las frecuencias más estables y de mayor interés (< 1 Hz) se presentan en la figura

5.13.

Figura 5.12- Imagen 3D que muestra el resultado de la dimensionalidad de todos los sondeos en JB.

El color verde indica que el medio se comporta como 1D, el rojo 2D y el gris que puede ser 2D y/o 3D.



En ella se distingue una dirección preponderante del strike SE-NW, aproximadamente

paralelo a la trinchera. Coherente al sistema de fallas presentado (color marrón, figura 5.13),

sobre todo al sur entre los ríos Ameca y Santiago. También, se distingue una dirección

paralela al río Ameca, al norte de la ciudad de Puerto Vallarta.

Figura 5.13 Dirección del strike para todos sondeos del JB según el método de tensor de fases (Caldwell et al,

2004)

Los vectores de inducción a 10, 1, 0.1 y 0.01 Hz se presentan en la figura 5.14. En ellos no se

distingue una dirección particular a las distintas frecuencias, indicando la complejidad del

medio. También, se observa que las magnitudes de los vectores son menores a 10 y 1 Hz

respecto a las frecuencias más bajas, indicando que la anisotropía y el comportamiento 3D del



medio son mayor a bajas frecuencias. Los vectores de inducción a cada frecuencia de todos

los sondeos se presentan en el Anexo 1.

Figura 5.14 Vectores de inducción a 10, 1, 0.1 y 0.01 Hz para todos los sondeo en el JB.



6 ESTRUCTURA DE LA CORTEZA EN EL BLOQUE DE JALISCO MEDIANTE

SONDEOS MT

6.1 Introducción

El Bloque de Jalisco (JB) se ubica entre los 19 y 21 grados de latitud norte y los 104 y 106

grados de longitud oeste. Se localiza al NE de la microplaca Rivera, cerca del límite

occidental de la Fosa Mesoamericana (MAT). Comienza justo en el límite norte de la placa de

Cocos donde la placa de Rivera continúa con el proceso de subducción.

Es un elemento estructural de la placa de Norte América (NA), limitado en tierra por fallas y

estructuras regionales que lo definen como un fragmento continental independiente, en el cual

existe un consenso general entre diferentes autores de los límites continentales del JB (Figura

6.1). En general se trata de límites definidos por dos sistemas de fallas, que forman sistemas

de extensión definidos por los graben de Colima y de Tepic-Zacoalco, situados al E y al N del

mismo (Johnson and Harrison, 1990; Allan et al., 1991; Ferrari, 1995; Bandy et al., 1995;

Rosas-Elguera et al., 1996; Álvarez, 2002; Taran et al., 2002). El límite NW, en el océano, es

ambiguo, así como la porción submarina del Graben de Manzanillo (Bourgois et al., 1988),

sin embargo la Trinchera (MAT) constituye el límite SW.

En este capítulo se presentan los resultados de 52 sondeos magnetotelúricos divididos en 6

transectas sobre el JB (Figura 6.1). A partir de la interpretación de las funciones de

transferencia de los sondeos se obtuvieron las imágenes eléctricas del subsuelo a partir de las

cuales es posible inferir la geometría de la subducción de la placa de Rivera debajo del

Bloque. Estudios sísmicos existentes (Eissler y McNally, 1984; Singh et al.,1985; Nuñez-

Cornú et al., 2002) sugieren que el ángulo de subducción de la placa oceánica en esta zona

está entre los 12º y 20°, aunque otras estimaciones (Pardo y Suárez, 1995) determinan que el

ángulo de subducción es de aproximadamente 10° desde la trinchera hasta una profundidad de

20 km, y a partir de dicha profundidad hasta los 40 km se incrementa a aproximadamente los

50°, es decir, la inclinación de la placa aumenta considerablemente. Este resultado es apoyado

por el estudio de Yang et al. (2009), quienes utilizando tomografía sísmica deducen que la



placa de Rivera subduce casi verticalmente a profundidades mayores a ~150 km, en contraste

a lo que se observa hacia el SE a lo largo de la trinchera en donde la placa de Cocos subduce

con un ángulo mucho menor.

Figura 6.1. Tectónica general del Bloque de Jalisco (JB), modificado de Luhr et al. (1985), Allan (1986),

Bourgois et al. (1988) y Ferrari et al. (1994).

La zona de falla Tepic-Zacoalco (TZR) y el Graben de Colima (CG) son los límites al norte y este del JB

respectivamente (Johnson and Harrison 1990; Álvarez, 2002). En el Océano el límite no es claro, aunque el

Escarpe de Tres Marías (TME) y la zona de falla Tamayo (TFZ) son fallas transformantes que se asocian al

límite norte. El Graben de Manzanillo (MG), que se continúa hasta la Trinchera Mesoamericana (MAT) limita al

BJ en este extremo. En la figura de la derecha se ubican las estaciones MT medidas y los perfiles que se

interpretan.

El presente estudio tiene por objeto modelar e interpretar las funciones de transferencia

magnetotelúricas para definir zonas de conducción anómala asociadas a la subducción de la

placa de Rivera en una región en donde la geometría de la corteza continental es compleja y

los procesos de deshidratación en la placa oceánica en subducción se encuentran activos. Las

mediciones MT en estas zonas son muy útiles debido a que el rango de frecuencias utilizado

puede cubrir con buena resolución los elementos estructurales hasta una profundidad



aproximada de 60 a 80 km, en contraste a los datos de tomografía sísmica (Yang et al., 2009)

donde la profundidad de investigación es mayor (hasta ~400 km) pero su resolución cerca de

la superficie es baja.

6.2 Geología del JB

El Bloque de Jalidsco ha sido ampliamente estudiado desde el punto de vista de la geología

superficial. Está constituido en su mayor parte por el Batolito Cretácico de Puerto Vallarta

(Schaaf et al., 1995) el cual ha experimentado una cantidad substancial de levantamiento

desde su emplazamiento (Rosas-Elguera et al., 1996). Las edades radiométricas (Ar-Ar) de

las rocas volcánicas expuestas en Bloque varían de 114 a 52 Ma (Gastil et al., 1978, Ferrari

et. al., 1999). Estas afloran en forma de complejos ígneos, troncos, apófisis y diques (Gastil et

al., 1978), cuya composición varía de granito a granodiorita en su porción central y de diorita

a tonalita en la región de Puerto Vallarta, Cabo Corrientes y Punta Mita.

El JB tiene una evolución tectónica compleja que se refleja en su actividad sísmica (Nuñez-

Cornú et al., 2002), en sus diferencias topográficas, geológicas, magmáticas y en los

contenidos mineralógicos que determinan las propiedades magnéticas y eléctricas de las

rocas. Calmus et al. (1999), interpretaron que los plutones en el JB se emplazaron en el

Cretácico a una profundidad mínima de 3 a 5 km. Estos autores sugieren que los plutones

fueron desplazados 2.5 km al comienzo del Eoceno y que posteriormente, en el Oligoceno,

hubo un segundo período de levantamiento. Sin embargo, rechazan la posibilidad de un

levantamiento del Bloque en tiempos recientes. Rosas-Elguera et al. (1996), sostienen la idea

de que el fallamiento extensional que se observa en los límites continentales del JB es

respuesta a la baja tasa de convergencia y alto ángulo de subducción de la placa de Rivera.

Además, Luhr et al. (1985) interpretan que el JB es una incipiente microplaca y como

consecuencia, en última instancia, se acrecionaría a la placa del Pacífico al igual que lo hizo

Baja California en el Mioceno (Ferrari et. al., 1999) y concluyen que las fuerzas que ocurren

en el límite de las placas (fallas normales del borde del JB) controlan la deformación del

basamento intraplaca, en contraste a lo que sostiene Sheth et al. (2000) que concluyen que

dicha deformación es debida a un rift continental activo. Estos autores sostienen que la Faja



Volcánica Transmexicana (TMVB) es una estructura activa intracontinental y muestran que

todo el magmatismo alcalino y calco-alcalino que se observa en la TMVB es totalmente

compatible con la extensión, sin embargo, otros autores han demostrado (Ferrari et al., 2002)

que no es necesario apelar a un régimen de rift extensional para explicar la diversidad

magmática observada en la TMVB.

El Bloque se puede dividir en dos dominios (SW y NE) basados en la litología de las rocas

expuestas y de su firma magnética (Álvarez et al., 2006). En el dominio SW se distinguen

afloramientos de rocas intrusivas calco-alcalinas desde granitos a tonalitas de 108 a 45 Ma,

rocas metasedimentarias y terrazas de rocas volcano-sedimentarias (Allan, 1986; Gastil et al.,

1978; Ferrari et. al., 1999). En el batolito Puerto Vallarta predomina el granito con alto

contenido de Sílice (Si) y ocasionalmente con mica; en el plutón de Manzanillo se identifican

gabros y plagio-granitos (Schaaf et al., 1995); también se observan rocas metasedimentarias

del Triásico tardío y turbiditas marinas del Jurásico medio o Cretácico inferior, similares a las

de los terrenos Guerreros y Alisitos (Valencia et al., 2007).

El dominio NE del JB está limitado por fallas del TZR y del graben de Colima (CG). La

mayoría de las rocas expuestas en este dominio son de origen volcánico con un rango de edad

desde el Cretácico tardío al Plioceno (Ferrari et al., 1999). Es en esta zona que se ubican 4 de

los principales campos volcánicos del Plioceno Tardío y Cuaternario (Mori, 2007): San

Sebastián, Mascota, Los Volcanes-Anteguillo y Ayutla. Estos campos volcánicos se

encontrarían interconectados según Bandy et al. (2001), quienes designan dicha zona con el

nombre Lineamiento Volcánico Central de Jalisco (CJVL).

Una característica notable del JB es que la mayoría de los lamprófidos analizados en México

provienen de esta región (Luhr et al., 2006). Los lamprófidos (rocas ígneas de composición

calco-alcalina que se caracterizan por flogopita y/o hornblenda en ausencia de fenocristales de

feldespato) cristalizan en magmas con un alto contenido de agua, los cuales son interpretados

por Luhr et al. (2006) como la esencia de subducción ya que se forman por fusión parcial

derivada de la flogopita y apatita en una porción del manto modificado por los fluidos de

deshidratación.



Figura 6.2. A) Mapa geológico del JB (modificado del Servicio Geológico Mexicano -2007- y Gómez-Tuena et

al, 2005) en los cuales se identifican los dominios SW y NE.

Afloramientos en el dominio SW, cerca de la costa, están determinados por rocas intrusivas mesozoicas calco-

alcalinas y techos colgantes compuestas por secuencias metasedimentarias y volcanosedimentarias. En el

dominio NE, el pre-Cenozoico está dominado por tobas silícicas de flujo de cenizas del cretáceo (Righter and

Rosas-Elguera, 2001), hay una extensa cubierta de rocas volcánicas del cenozoico tardío. CJVL Lineamiento

Volcánico Central de Jalisco. B) Se representa la hidrología superficial simplificada que divide el JB por las

sierras de Cacoma y Manantlan, límite ente los dominios litológicos.

Carmichael et al. (1996), distinguen minerales hidratados como consecuencia del alto

contenido de agua en el magma favorecido tectónicamente por estructuras extensionales.

Dentro del JB, la parte norte del campo volcánico de Mascota-Atenguillo está formado por

rocas volcánicas alcalinas del tipo intraplaca y calcoalcalinas, con una porción igual de

variedades de lamprófidos (minettes, hornblenda, absarokitas y spessartitas) que se distinguen

en el campo por la presencia de fenocristales hidratados, tales como flogopita y anfíbolas en

ausencia de plagioclasas (Gómez Tuena et al., 2011). Los lamprófidos son coetáneos con las



rocas calco-alcalinas en todo el CJVL (Luhr et al., 2006; Righter y Rosas-Elguera, 2001). La

composición de estas rocas en el CJVL en términos del contenido de sílice, se encuentra en un

rango de 48.5 a 56% (Luhr, 1997).

El límite entre ambos dominios (SW y NE) que también se distingue por su firma magnética

(Álvarez et al., 2006) coincide con el límite hidrográfico localizado en las sierras de Cacoma

y Manantlan (Figura 6.2 B). Los ríos Talpa y Mascota fluyen hacia el NW hasta el graben del

Valle de Banderas, donde cambian su dirección hacia el SW. El río Armería que drena la

mitad oriental del dominio NE, fluye hacia el SE hasta llegar al complejo volcánico de

Colima (Figura 6.2).

Una característica importante del JB es el cinturón de batolitos calco-alcalinos expuestos

desde Puerto Vallarta hasta el graben de Colima, que por su posición respecto a la Trinchera

implica la ausencia del antearco y un levantamiento de la zona SE del JB entre los 85 – 74 Ma

y/o 56 – 48 Ma (Schaaf et al., 1995). Ambos fenómenos se atribuyen al truncamiento del

margen continental causado por la erosión tectónica durante períodos con una alta velocidad

de convergencia. Basado en datos de trazas de fisión en apatito y zircones, de muestras del

Batolito de Puerto Vallarta, Calmus et al. (1995) documentan dos períodos de levantamiento

y erosión: el primero durante el Eoceno (54 – 50 Ma) y el segundo que se inició en el

Oligoceno temprano (33 Ma). Además, Durham et al. (1981), basados en datos geológicos y

paleontológicos proporcionan evidencia sobre levantamiento post-Mioceno (< 5 Ma) con una

taza >0.06 mm/año a lo largo de la costa del JB. Por otro lado, Ramírez-Herrera et al. (2004),

infieren un levantamiento promedio del JB de 3 mm/año durante los últimos 1300 años,

utilizando fechamientos de radiocarbono sobre paleo líneas costeras del JB, lo cual sugiere

actividad tectónica reciente en el Bloque.

6.3 Antecedentes

Los sondeos MT de banda ancha han sido utilizados ampliamente para investigar zonas de

subducción en todo el mundo. Hay varios ejemplos que utilizan este método geofísico para

investigar zonas tectónicamente activas, particularmente en el continente americano a lo largo



de su margen oriental (e.g. Kurtz et al., 1986, 1990; Waff et al., 1988; Wannamaker et al.,

1989; Arzate et al., 1995; Schwarz y Kruger, 1997; Jording et al., 2000; Brasse et al., 2002;

Jödicke et al., 2006; Soyer y Unsworth, 2006; Brasse et al, 2008). Como se mencionó

anteriormente, el proceso de subducción genera conductores anómalos que están asociados a

los fluidos producto de deshidratación de la corteza, así como a la fusión parcial entre otros.

Hyndman (1988) demostró que una interconexión ligeramente salina (0.5 a 3%) de agua es

suficiente para incrementar en varios órdenes de magnitud la conductividad en la corteza

continental. La deshidratación de la placa oceánica a partir de diversas reacciones

metamórficas que ocurren en la parte superior de la misma bajo diferentes condiciones de

presión y temperatura explica las zonas de mayor conductividad observadas a lo largo de la

placa subducida (Jödicke et al., 2006).

6.4 Transecta perpendicular a la Trinchera

Se midieron un total de 52 sondeos MT sobre el JB (Figura 6.1), utilizando dos equipos

Phoenix MTU-2000 en un rango de frecuencias entre 102 y 10

-3 Hz, midiendo en cada sitio un

promedio de 22 a 24 hr. Trece de los 52 sondeos medidos se encuentran alineados a lo largo

de un perfil perpendicular a la trinchera (MT-1), al cual se le incorporaron dos estaciones

sintéticas sobre el mar para modelar el efecto de la capa de agua.

El análisis de la dimensionalidad y la determinación del strike eléctrico se realizaron

utilizando el método de Caldwell et al, (2004). Los resultados se muestran en la figura 6.3 en

donde se han graficado las elipses del tensor de fase para el perfil MT-1, cuyo eje mayor

corresponde en teoría a la dirección principal de la estructura regional. La dirección del

azimut eléctrico fue obtenida del promedio de los valores para cada uno de los sondeos del

perfil que resulta ser de θ = N9W, que se muestra con una línea amarilla en las gráficas de

diagramas de rosas en lado derecho de la figura 6.3. El ángulo del strike regional obtenido se

puede asociar a la dirección de las estructuras conductivas que dominan en el área, que en este

caso coinciden aproximadamente con la dirección de los vectores de desplazamiento de la

placa de Rivera (p.e. Leon-Soto et al., 2009). A pesar de que se observan variaciones

significativas, particularmente en los sondeos que se ubican entre los ríos Ameca y Santiago



(29, 30 y 31) que muestran una dirección promedio de N22W (línea color violeta en el

diagrama de rosas en la misma figura) que responde a las estructuras que definen el graben de

Tepic-Zacoalco, en general el strike obtenido es relativamente estable y puede ser utilizado

para modelar bidimensionalmente el perfil. En la misma figura 6.3 se presentan los vectores

de inducción (convención de Parkinson), cuya orientación debe ser perpendicular a la

orientación de los conductores principales proporcionada en promedio por el azimut eléctrico

obtenido. Como se puede observar esto ocurre razonablemente bien, lo que constituye una

determinación independiente que es consistente con la teoría EM aplicada.

Figura 6.3. Elipses de Caldwell et al. (2004) del perfil MT-1.

En la parte superior derecha se muestra el promedio (línea amarilla, θ = N9W) del ángulo de la estructura

regional calculado en cada sondeo. Los vectores de inducción obtenidos con el campo vertical se presentan en la

parte inferior derecha, se distingue como estos vectores se presentan en forma consistente perpendicular al strike

calculado. La línea violeta muestra el strike promedio para los sondeos que se encuentran entre los ríos Ameca y

Santiago. La línea roja punteada corresponde al perfil perpendicular al strike calculado.



6.4.1 Inversión 2D

La inversión bidimensional de los sondeos se llevó a cabo utilizando el algoritmo Rodi y

Mackie (1998 y 2001), el cual hace una regularización de la ecuación de Tikhonov (Tikhonov

et al., 1977) mediante el método de gradientes conjugados no lineales. Se invirtieron

simultáneamente los modos TE, TM así como el tipper. El modo TE se seleccionó en la

dirección del strike y el modo TM corresponde a su perpendicular. Debido a que se procura

obtener el mejor ajuste a las curvas se decidió no hacer uso de las curvas suavizadas e incluir

en el modelado los errores de los datos. La estrategia de ajuste de los datos consistió en

realizar dos inversiones, en la primera de las cuales utilizando un error del 50% para las

resistividades y 5% para las fases en ambos modos de polarización (TE y TM); procediendo

de esta manera se ajustan únicamente las curvas de fase. Posteriormente, se llevó a cabo otra

inversión reduciendo el error de las resistividades al 5% (igual a las fases) ajustando ambas

curvas de resistividad y fase. Una vez finalizada la inversión se observó el ajuste del modelo a

las curvas de campo, cada vez que se realizaba una modificación en el modelo se realizaba

una nueva inversión a partir del modelo más reciente, procurando tener la mayor precisión de

los resultados numéricos con la malla y verificando la convergencia de las soluciones

numéricas. Se utilizó una malla con 77 columnas y 150 filas lo que brinda una buena

resolución lateral y las resistividades y fases para frecuencias superiores a 0.001 Hz aunque el

strike calculado es válido para frecuencias arriba de 0.01 Hz.

Durante el proceso de interpretación, se llevaron a cabo una serie de inversiones con el fin de

determinar los parámetros óptimos del algoritmo de inversión y analizar la dependencia con

los modelos obtenidos. Para cada inversión se determinó el número de iteraciones que

minimizaran el error mínimo cuadrático (o RMS) modificando el parámetro de

regularización. Este parámetro controla el balance en el ajuste de los datos MT medidos y

estimados y la rugosidad del modelo de resistividad calculado. Los valores altos de

producen un modelo esencialmente suavizado con un pobre ajuste de los datos; en cambio,

valores bajos de producen un buen ajuste de los datos pero un modelo con alta rugosidad y

poco detalle (Unsworth et al., 2005).



Figura 6.4. Inversiones 2D del perfil MT-1.

A) sondeos girados a los ejes principales (Swift, 1967), B) sondeos girados al strike eléctrico y C) sondeos y

ubicaciones geográficas proyectadas a una sección perpendicular al strike eléctrico. AR= Rio Ameca, TZR= Rift

Tepic-Zacoalco.



Por otro lado, debido a que el strike eléctrico no es perpendicular a la dirección del perfil MT-

1, se analizaron 3 casos diferentes, para la inversión 2D, con el propósito de observar las

diferencias que resultan entre ellos. Para dichas inversiones, se utilizó la misma malla y el

mismo parámetro (igual a 4) según se deduce de la gráfica presentada en la figura 6.6, la

cual representa la variación de en función del número de iteraciones. En el primer caso la

inversión 2D se llevó a cabo con los sondeos girados a los ejes principales según el criterio

de Swift (Figura 6.4, A), en el segundo se consideraron todos los sondeos del perfil girados al

azimut de -9º (dirección calculada para el strike regional) pero a lo largo del perfil MT-1

(Figura 6.4, B) y para el tercero y último caso se consideró un perfil perpendicular al strike

(línea punteada, figura 6.3) al cual se proyectaron todos los sondeos del perfil MT-1 (Figura

6.4, C) antes de realizar la inversión.

Las imágenes eléctricas que resultan en los casos A) y B) son prácticamente iguales y difieren

de la imagen de resistividad que resulta del caso C) en solo algunos detalles. Particularmente,

en que el conductor superficial (~20 km), en éste último, es aproximadamente horizontal y de

conductividad relativamente mayor, sin embargo, la última de las imágenes no corresponde

geográficamente a la posición de los sondeos pues estos han sido proyectados a un perfil

perpendicular al strike (línea punteada figura 6.3). Los errores RMS en los 3 casos son

prácticamente iguales, siendo 4.8 para el caso A) y 4.7 para los casos B) y C). Desde el punto

de vista teórico, el modelo de la sección C) es más correcto aunque si bien la imagen

eléctrica se encuentra distorsionada espacialmente por la proyección de los sondeos. A dicho

modelo se lo proyectó nuevamente sobre la traza del perfil y es el que se utiliza para las

futuras interpretaciones.

Para tener una mejor perspectiva de las zonas conductivas de la litósfera respecto a la

topografía del JB se presenta la figura 6.5. En esta figura se observa una vista 3D del perfil

MT-1 (caso C) proyectado sobre la traza del perfil), en el cual se aprecia claramente la

subducción de la placa de Rivera debajo del JB. La profundidad máxima del modelo es de

100 km y la escala de colores de resistividad es la misma que la de la figura 6.4.



Figura 6.5. Vista 3D del perfil MT-1.

Se aprecia claramente la subducción de la placa de Rivera debajo del JB. La profundidad del modelo es de 100

km y la escala de colores de resistividad es la misma que la presentada en la Figura 6.10.

6.4.2 Sensibilidad del modelo

Posterior al proceso de inversión se realizaron varias pruebas para determinar la sensibilidad y

certidumbre de los modelos obtenidos. Una de ellas consistió en sustituir las zonas

conductoras con el fin de observar el comportamiento del error RMS. Para este propósito se

identificaron 3 zonas en la sección eléctrica (figura 6.6): la Zona 1 comprende los conductores

A, B y C; la Zona 2 los conductores D, E y F; por último la Zona 3 comprende al conductor

H. Éstas zonas de conductividad anómala se describen en la siguiente sección (6.4).

Posteriormente, se hicieron 3 inversiones con el número de iteraciones y valor de obtenido

en el proceso anterior y para cada corrida se sustituyó cada zona conductora con una



resistividad de fondo de 2000 Ohm-m. Sustituyendo los conductores de la Zona 1 se obtuvo la

curva de error de color naranja mostrada en la figura 6.6, sustituyendo la Zona 2 se obtiene la

de color verde claro y sustituyendo la Zona 3 la de color verde oscuro. Como se puede

observar, en todos los casos, los datos requieren de las zonas de conductividad anómala para

poder ser ajustados apropiadamente. El error mínimo se obtiene a partir de la sección que

incluye el total de las zonas de conductividad anómala, y que resulta ser RMS=4.7 que brinda

la mejor solución (curva color marrón). Las curvas de ajuste de la inversión 2D se presentan

en el Anexo 4.

Para tener una idea de la profundidad de investigación en cada sondeo MT se aplicó el

método de Niblett-Bostick, descrito en la sección 4.4, que utiliza la conductancia del medio

(producto x h) para estimarla (Niblett and Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick, 1977; Jones,

1983). El cálculo de la profundidad de investigación puede realizarse utilizando cualquiera de

los modos de polarización (o del invariante). Sin embargo en este caso se utilizó el modo TE,

que de hecho subestima los valores de la profundidad del campo respecto al modo de

polarización TM, con el objeto de proporcionar una cifra conservadora preferible a hacer una

sobre estimación.

A partir de las imágenes de resistividad obtenidas de las inversiones 2D, se determinaron los

residuales de cada perfil para comparar las curvas de resistividad y fase (TE y TM) de entrada

con las curvas teóricas, es decir las calculadas a partir del modelado directo de la estructura de

resistividad resultante de la inversión. En el anexo 5 se muestran los resultados obtenidos para

todos los perfiles, donde se puede identificar la semejanza entre las respuestas calculadas y

observadas, lo cual es un indicativo de la certidumbre del modelo. En dichas figuras (Anexo

5) se muestran con líneas punteadas las profundidades de investigación máximas obtenidas a

partir del método de Niblett-Bostick.

Posteriormente, se calculó el residual del modelo de resistividad, es decir la diferencia de

resistividades entre las respuestas observada y calculada para cada uno de los sitios a lo largo

del perfil MT-1 y del resto de los perfiles, todos ellos se presentan en el anexo 6. Los valores

más bajos indican que el ajuste del modelo es mejor y viceversa. Por ejemplo, para el caso del



perfil MT-1, para el modo TM el residual parece mejor determinado con valores más bajos en

comparación al modo TE. Los valores más altos se presentan entre los sondeos 46 y 22 para

frecuencias menores a 1 Hz sobre todo en el modo TE. Este desajuste obedece aparentemente

a un efecto 3D “local” que no puede ser modelado adecuadamente con el algoritmo 2D pero

que sin embargo es limitado.

Figura 6.6. Modelo de resistividad obtenido después de 65 iteraciones utilizando un parámetro de regularización

= 4, el error cuadrático medio (RMS) fue de 4.7.

En la parte superior se observa los errores RMS obtenidos para el modelo (marrón), fijando la zona 1 (naranja),

fijando la zona 2 (verde claro) y fijando la zona 3 (verde obscuro). Cada zona se fijó en 2000 Ohm-m en cada

corrida de la inversión (65 iteraciones y TAU 4). La zona 1 comprende los conductores A, B y C; la zona 2 los

conductores D, E y F; y por último la zona 3 corresponde al conductor H. La profundidad de penetración (líneas

grises verticales) fue estimada para cada sondeo según la aproximación de Niblett-Bostick. Los conductores A a

H se explican en el texto. TZR= Rift Tepic-Zacoalco, a= Campo volcánico Los Volcanes, b= volcán Tequila,

AR= Río Ameca.

6.4.3 Gravimetría

Por otro lado, se calculó la carta de anomalía de Bouguer para el Bloque de Jalisco a partir de

los datos gravimétricos satelitales (Sandwell y Smith, 1997 y 2009). Los datos originales



tienen una precisión de 3-5 mGal y una resolución horizontal de longitud de onda de 20 a 30

km (Sandwell y Smith, 1997, 2009; Yale et al., 1998; Green et al., 1998). Los valores

continentales se redujeron a la anomalía de Bouguer asumiendo una densidad de referencia de

2.67 g/cm3. La figura 6.7 muestra los resultados obtenidos en donde se distingue un mínimos

gravimétricos alargado (-120 a -150 mGal aproximadamente) asociado a la presencia de la

trinchera (MAT), en tanto que los altos gravimétricos (10 a 60 mGales aproximadamente) se

observan principalmente a lo largo de la costa, sobre todo al sur de la Bahía de Banderas.

Particularmente se observa un bajo gravimétrico (~ -110 mGales) asociado a la Bahía de

Bandera que confirma la presencia de una fosa profunda rellena de sedimentos.

Figura 6.7. Carta de Anomalía de Bouguer para el Bloque de Jalisco obtenida a partir de los datos gravimétricos

de aire libre satelitales (Sandwell y Smith, 1997 y 2009).

La línea roja representa la ubicación del perfil MT-1. (Fuente: Geodesia Satelital de la Universidad de

California, San Diego, USA).

En la Figura 6.8 se presenta el modelo gravimétrico para el perfil perpendicular a la Trinchera

coincidente con el perfil MT-1, obtenido utilizando el conjunto de densidades propuestas por



Bandy et al. (1999). El modelo gravimétrico fue constreñido a partir del modelo de

resistividad obtenido a partir de la inversión 2D de los sondeos MT, asignando a las zonas

conductivas A, B, C, D y E una densidad de la corteza continental (2.7 g/cm3) menor a la

media considerada de 2.85 g/cm3. El espesor de la capa superior de la litósfera Oceánica se

fijó en 6 km y su densidad varió de 2.5 (corteza oceánica fracturada) a 3.5 g/cm3 (eclogita).

Las densidades de la capa media e inferior de la litósfera oceánica se fijaron en 2.85 y 3.32

g/cm3 respectivamente y la densidad del manto superior en 3.23 g/cm

3 (Bandy et al., 1999;

Blakely et al., 2005).

Figura 6.8. a) Topografía a lo largo del perfil MT-1, b) Anomalía de Bouguer a lo largo del perfil MT-1 y c)

modelo gravimétrico del perfil MT-1.

Las densidades en el modelo están en g/cm3. Los datos gravimétricos se obtuvieron de datos satelitales

(Sandwell and Smith, 1997; 2009) y la distribución de densidades se tomó de Bandy et al. (1999).



6.5 Resto de los perfiles en el Bloque de Jalisco

Para el procesado e inversión de los perfiles MT sobre el JB (figura 6.1) se llevó a cabo un

procedimiento análogo al realizado para el perfil MT-1. La tabla 6.1 presenta un resumen del

strike (Caldwell et al, 2004) calculado para cada perfil, tamaño de la malla utilizado (número

de filas y columnas) y error RMS obtenido para cada perfil a partir de la inversión 2D. Las

curvas de ajuste de todos los perfiles se presentan en el anexo 4.

Perfil Ángulo Strike Filas Columnas Error RMS

2 10 154 34 3.6

3 4 185 34 4.9 caso B)

(Figura 6.9)

3 Ejes principales 185 34 5.1 caso A)

(Figura 6.9)

4 4 185 34 4.9 caso D)

(Figura 6.9)

4 Ejes principales 185 34 5.0 caso C)

(Figura 6.9)

5 5 200 30 4.8

6 -10 197 27 4.8

Tabla 6-1. Resumen del strike (Caldwell et al, 2004), tamaño de la malla (número de filas y columnas) y error

RMS para cada perfil modelado.

El strike promedio calculado para los perfiles MT-3 y MT-4 tienen prácticamente la dirección

de los perfiles (Figura 5.13), por tal motivo la dirección de flujo eléctrico no es perpendicular

al perfil y ello implica que no cumple las hipótesis básicas para hacer una inversión 2D. Por

esta razón, en ambos casos se realizó la inversión con los sondeos girados a los ejes

principales que equivale a la inversión de los datos con dirección del azimut variable. En estas

condiciones (modo TE paralelo a la dirección del perfil) esta solución, como se observó

anteriormente para el caso del perfil MT-1, puede ser una buena aproximación. La figura 6.9

presenta las inversiones 2D de los perfiles MT-3 y MT-4, con los sondeos girados a los ejes

principales y al strike eléctrico como comparación.



Figura 6.9 Modelos de resistividad 2D de los perfiles 3 y 4.

Las imágenes A) y C) corresponden a la inversión 2D a los ejes principales y las B) y D) corresponden a las

inversiones con los sondeos girados al strike eléctrico calculado. TZR = Zona de falla Tepic-Zacoalco, SR= Río

Santiago, d = volcán San Juan, e= volcán Sanganguey y f= volcán Las Navajas. La escala de resistividad es la

misma que en la figura 6.13.

A) B)

C) D)



La figura 6.10 presenta los modelos de resistividad para los perfiles MT-2, MT-5 y MT-6.

También, en las figuras 6.9 y 6.10 se muestran la ubicación de los volcanes San Sebastián,

San Juan, Sangangüey y Las Navajas, la zona del rift Tepic-Zacoalco y los ríos Ameca y

Santiago. Se puede observar que los perfiles MT-3 y MT-4 son en general más resistivos

hacia el norte, lo cual sugiere una corteza continental poco alterada por los procesos de

deshidratación observados hacia la trinchera en los mismos perfiles que se manifiestan como

zonas conductoras. Los perfiles MT-2, MT-5 y MT-6 por otro lado, se ubican en una zona

influenciada por la intensa deshidratación de la placa oceánica y están orientados en una

dirección que teóricamente coincide con el frente principal de deshidratación (MT-5 y MT-2),

razón por la cual los modelos eléctricos son predominantemente conductivos, reflejando la

presencia de fluidos conductores (MT-5 y MT-6) y probablemente fusión parcial (MT-2).

Otro rasgo distintivo en estos tres modelos es la presencia de parches resistivos que sugieren

una corteza superior probablemente fragmentada durante el proceso de convergencia, tal vez

permeada a través de zonas de fractura por el flujo de fluidos conductores, y ocasionalmente

por la presencia de fusión parcial. En particular, el conductor E del perfil MT-2 se

correlaciona directamente en la superficie con el campo volcánico de San Sebastián. Otros

conductores, principalmente superficiales (~10 km) no tienen una correspondencia obvia con

vulcanismo activo, sin embargo su existencia revela posibles zonas de acumulación de fluidos

atrapados en la isoterma ~250 °C (Hyndman, 1988) o bien zonas de fusión parcial.

6.6 Discusión de resultados

6.6.1 Interpretación de conductividades anómalas

El perfil MT-1 es considerado el más importante de los que han sido interpretados, no solo

por ser el que cuenta con mayor número de sondeos sino porque cubre una superficie mayor

que rebasa los límites del Bloque de Jalisco. El modelo de resistividad eléctrica obtenido a lo

largo de este perfil muestra diferentes conductores anómalos que pueden ser explicados en

términos de los procesos asociados a la convergencia de las placas de Rivera y Norte

Americana. En particular, el conductor A (figura 6.6) se asocia con los procesos de

deshidratación que ocurren en el prisma de acreción. Se ha reportado (Hyndman y Shearer,



1989; Marquis y Hyndman, 1992) que existe una fuerte contribución de agua a la corteza

superior a profundidades menores a los 10 km debida a la liberación de fluidos por pérdida de

porosidad como consecuencia de la compresión en el frente de convergencia. Sin embargo,

parte de la contribución al volumen de fluidos liberados se debe también a procesos

metamórficos de deshidratación que ocurren a relativamente bajas temperatura y presión

(~250°C, ~0.5 GPa). Este efecto de liberación de agua es acompañado de una transformación

gradual de minerales arcillosos a esmectitas, micas, zeolitas y a su vez en feldespatos por

procesos de deshidratación (Peacock, 1990a; Rüpke et al., 2002; Jodicke et al., 2006).

Figura 6.10. Modelos de resistividad 2D de los perfiles MT-2, MT-5, y MT-6.

AR= Río Ameca, c= Campo volcánico San Sebastián



A profundidades mayores a los 20 km el conductor B se interpreta en términos de la

deshidratación y consecuente liberación de cantidades importantes de fluidos mineralizados

debido a las reacciones metamórficas lauzonita-esquistos azules y/o epidota-esquistos azules

(Jödicke et al, 2006). Estos autores reportan 3.3 wt% a profundidades de ~40 km (1.6 GPa) a

temperaturas alrededor de los 400 ºC. El límite superior de este conductor aparece bastante

plano, el cual se interpreta como un límite mecánico (con ausencia de fracturas) por la

precipitación de sílice, que según se reporta ocurre a los 200-250 ºC (Hyndman y Shearer,

1989).

En el modelo de resistividad girado al strike regional (Figura 6.4 C) y proyectado (Figura 6.6)

la anomalía de conductividad se extiende horizontalmente desde la costa hasta el campo

volcánico de Los Volcanes ubicado a la mitad del perfil. En esta zona se observa una

conexión aparente con otra zona conductora, aunque de menor intensidad, que proviene de la

interface entre la placa oceánica y continental a profundidades de ~60 km. Esta anomalía de

conductividad que se atribuye a la presencia de fluidos mineralizados producto de reacciones

metamórficas de deshidratación, aparentemente se mezcla con material de conductividad

moderada (~100 Ohm-m) que asciende de profundidades del manto superior. El ascenso de

materiales del manto en esta zona ha sido sugerido por León-Soto et al. (2009) quienes a

partir de un estudio de anisotropía sísmica proponen la existencia de un flujo ascendente del

manto. Adicionalmente, estudios isotópicos en aguas termales del JB (Taran et al., 2002)

proporcionan evidencia de altos valores de He derivados del manto.

Otra característica importante que se aprecia en los modelos a lo largo de los perfiles

perpendiculares a la trinchera (MT-1, MT-3 y MT-4) es la presencia de una capa resistiva de

aproximadamente 50 km de espesor que sugiere la existencia de una corteza continental

homogénea y sin alteración hidrotermal aparente. Sin embargo, estos resultados discrepan de

otras interpretaciones que asignan espesores máximos de la corteza continental en esta zona

de ~35 km (Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruiz, 1996).



6.6.2 Ángulo de subducción de la Placa de Rivera

A partir del modelo de resistividad MT-1 es posible inferir el ángulo de subducción de la

placa de Rivera en ésta área. Para este propósito se asume que la zona inclinada de

conductividad moderada (250 Ohm-m) que se observa en este perfil corresponde a la interface

entre la placa oceánica subducente y la corteza continental. Trazando una línea a lo largo del

contorno de iso-resistividad (u otra paralela a ésta) se obtiene un ángulo de subducción de la

litósfera oceánica de ~60º, el cual es unos 10º mayor al ángulo reportado a lo largo del perfil

LL´ de Pardo y Suarez (1995), obtenido en base a un estudio sísmico constreñido con pocos

hipocentros, el cual es también perpendicular a la trinchera y se localiza casi paralelo al perfil

MT-1 a aproximadamente 40 km hacia el SE. Si ambos resultados son correctos, se deduce

que el ángulo de subducción de la placa de Rivera se incrementa hacia el NW del JB, lo cual

implica que dicha placa se encuentra flexionada hacia el límite norte del bloque. En la figura

6.11 se muestra con un línea discontinua la parte superior de la litósfera oceánica interpretada

por Pardo y Suarez (1995) y con una línea continua la obtenida en este trabajo.

6.6.3 Modelo conceptual sobre el perfil MT-1

La figura 6.11 sintetiza los resultados de los modelos eléctrico y gravimétrico interpretados en

términos de los diferentes elementos tectónicos en la zona. Se puede observar entre otras

cosas, que la corteza continental se encuentra aparentemente adelgazada y fragmentada hacia

la zona de convergencia. El levantamiento de la parte central del JB puede ser explicado en

términos del empuje que ejercen los fluidos ascendentes provenientes tanto de los procesos de

deshidratación que ocurren sobre la placa oceánica como de los materiales hidratados y

despresurizados del manto superior que parecen mezclarse a unos 60 km de profundidad

aproximadamente. Esta mezcla de fluidos y materiales conductivos asciende hacia la corteza

superior a través de zonas de fallas y fracturas de forma tal y en tal cantidad que producen el

levantamiento y basculamiento de un segmento de corteza continental, que ha sido

parcialmente desprendido por efecto de la erosión y fracturamiento asociados a la intensa

actividad tectónica en esta zona de subducción miocénica. El levantamiento de una parte del

JB es entonces consistente con el régimen tectónico de convergencia, pero además es

consistente con la existencia de un flujo ascendente de materiales hidratados y



despresurizados que producen el debilitamiento de la corteza continental y eventualmente

vulcanismo con trazas de materiales del manto, que son comunes en la zona. Por otro lado,

aunque no bien constreñida con solo 3 sitios, se observa que el espesor del relleno vulcano-

sedimentario del graben de Tepic-Zacoalco tiene espesores de entre 2 y 5 km a lo largo del

perfil, y no se observan conductores anómalos en la corteza cuyo espesor de ~60 km difiere

de determinaciones previas (Urrutia-Fucugauchi y Flores-Ruíz, 1996) alrededor de 20 km.



Figura 6.11. Modelo conceptual del perfil MT-1.

Donde se muestra con línea continua la interface de la placa de Rivera con la litósfera continental interpretada en

este estudio. Las flechas sin rellenar indican la dirección de empuje sobre la corteza continental que ejerce el

ascenso de materiales hidratados provenientes de reacciones metamórficas en la interface así como del manto

superior.



7 ESTRUCTURA DE LOS TERRENOS OAXACA Y JUÁREZ A PARTIR DE

SONDEOS MAGNETOTELÚRICOS

7.1 Introducción

Con el propósito de explicar la complejidad geológica de México, en la década de los

ochentas surgieron divisiones en terrenos denominados tectonoestratigráficos (Campa y

Coney, 1983). En años posteriores diferentes autores (Ortega et al., 1994; Sedlock et al.,

1993; Dickinson and Lawton, 2001; Keppie, 2004; Keppie et al., 2008) han modificado,

propuesto, subdividido y renombrado alguno de estos terrenos considerando nuevas

características como su evolución temporal (ver capítulo 2).

La Falla de Oaxaca (FO) es en realidad un sistema de fallas orientadas con direcciones de NS

a NW-SE, de entre 10 y 15 km de ancho ubicada sobre el cinturón Milonítico de Juárez. Este

rasgo tectónico constituye el límite de sutura entre los terrenos Oaxaca (Zapoteco) y Juárez

(Cuicateco) (Campa y Coney, 1983; Sedlock et al., 1993; Alaniz-Álvarez et al., 1994;

Dickinson y Lawton, 2001; Keppie, 2004; Morán-Centeno et al., 2005; Keppie et al., 2008.

Este límite tiene una historia compleja (Alaniz-Álvarez et al., 1996; Alaniz Álvarez and

Nieto-Samaniego, 1997): a) en el Triásico se comportó como una falla de empuje convergente

hacia el este; b) en el Jurásico tuvo un comportamiento de cizalla dextral; c) en el Cretácico

Superior nuevamente de empuje convergente hacia el este y d) durante el Cenozoico se

comporta como un sistema de fallas normales.

Al sur de la ciudad de Oaxaca, sobre la superficie, la traza de FO desaparece y no hay

evidencias claras de su continuación en dirección sur. Estudios previos de refracción sísmica

y sismología en el sur de México no identifican la traza de la FO (Nuñez-Cornú, 1988; Nava

et al., 1989; Spranger, 1994; GEOLIMEX, 1999). Aunque, estudios MT regionales (Jording

et al., 2000; Jodicke et al., 2006) sugieren que el límite entre los terreno Juárez y Oaxaca se

encuentra al este de los valles de Zaachila y Mitla, implicando un desplazamiento sinistral a

lo largo de la falla de Donaji.



En este capítulo se presentan los modelos de resistividad a lo largo de dos perfiles que cruzan

de forma perpendicular el límite entre los terrenos Oaxaca y Juárez, con lo cual se pretende

investigar si existe un contraste eléctrico a ambos lados de la falla de Oaxaca y si continúa

hacia el sur por debajo de la cubierta sedimentaria Terciaria (al sur de la ciudad de Oaxaca), o

si se desplaza hacia el este por la falla de Donají. Para tal propósito se realizaron 30 sondeos

magnetotelúricos entre los años 2008 y 2009, de los cuales 22 pertenecen a los dos perfiles

aproximadamente paralelos entre sí, ubicados al norte y al sur de la ciudad de Oaxaca (Figura

7.1).

Figura 7.1. Ubicación de los sondeos MT realizados (círculos numerados) sobre la geológica superficial de la

zona estudiada (SGM, 2006; cartas E14-9 y E14-12).

La línea roja punteada muestra la división de los terrenos tectono-estratigráficos Mixteco-Oaxaca y Oaxaca-

Juárez según Campa y Coney (1983).



7.2 Perfiles cortos al norte y sur de la ciudad de Oaxaca

Las curvas de campo de resistividad y fase de los sondeos MT que forman los perfiles

interpretados se muestran en el Anexo 1. El tratamiento dado a los datos, incluyendo el propio

procesamiento, análisis de la dimensionalidad, así como el proceso de interpretación se basa

en los procedimientos descritos en los capítulos 4 y 5. El perfil norte consta de 10 sondeos en

tanto que el sur consta de 12 sondeos, siendo aproximadamente paralelos entre sí. A partir de

la aplicación de los criterios de distorsión (Swift, 1967; Bahr, 1988,1990; Weaver et al.,

2000) descritos anteriormente, y utilizando métodos para la estimación del azimut eléctrico

regional (Bahr, 1988,1990; Caldwell et al., 2004) para ambos perfiles, se dedujo que el

comportamiento del medio en la región que comprenden los sondeos de los dos perfiles es

mayormente bidimensional (2D) excepto a bajas frecuencias en algunos de los sitios (2D/3D).

Como se puede esperar, algunos de los sitios ubicados en las cuencas sedimentarias muestran

un comportamiento 1D en un amplio rango de frecuencias. Los resultados del análisis de

dimensionalidad para estos sondeos se presentan en el Anexo 2.

La figura 7.2 muestra el azimut eléctrico regional obtenido a partir del tensor de fase

(Caldwell et al., 2004) que resulta ser más estable y consistente con las estructuras. Sin

embargo, en algunos sitios afectados por distorsión 3D (sondeos 7, 12 y 20) los resultados

fueron inconsistentes para distintos rangos de frecuencia. Los azimuts promedio obtenidos

fueron de N01W y N03W para los perfiles Norte y Sur respectivamente, es decir, el strike

eléctrico regional es prácticamente NS. En vista de que los sondeos 12 al 23 del perfil Norte,

tienen una dirección N30E, estos fueron proyectados al perfil que definen el resto de los

sondeos (línea roja punteada en fig. 7.2) para ser invertidos conjuntamente con el mismo

azimut. En esta misma figura se presentan los vectores de inducción, convención de

Parkinson (sección 5.4), cuya orientación debe de ser perpendicular al azimut eléctrico puesto

que los vectores apuntan hacia las zonas de conducción anómala, es decir, en la dirección del

strike eléctrico. Como se puede observar, existe una buena correspondencia entre el azimut

eléctrico promedio y la dirección dominante de los vectores de inducción, mostradas ambas

con líneas amarillas en los diagramas de rosas (parte inferior en la figura 7.2). Sin embargo,



existe una mayor discrepancia (~5°) entre estos parámetros para el perfil Sur que se puede

explicar en términos de una mayor distorsión 3D hacia el sur de Oaxaca. En el Anexo 3 se

presentan las cartas de vectores de inducción a 10, 1, 0.1 y 0.01 Hz. Estos indican que a

frecuencias altas (10 Hz) existe una buena correlación con la dirección de las estructuras

superficiales cartografiadas (Figura 7.1). A bajas frecuencias (menores a 0.01 Hz) el azimut y

magnitud de los vectores se mantiene prácticamente constante en ambos perfiles debajo del

terreno Juárez, lo que implica que en esta zona los contrastes de conductividad son

moderados. También se observan importantes contrastes de conductividad que se sugieren

cambios laterales en el azimut eléctrico, notablemente en los sondeos 7, 10 y 11 que podrían

estar indicando límites estructurales de los valles de Etla y Oaxaca. En particular, el sondeo

27 presenta una importante anomalía de conductividad cuya dirección dominante es a lo largo

de la traza cartografiada de la Falla de Oaxaca (NS).

Figura 7.2 Dirección del azimut eléctrico regional calculada mediante las elipses de Caldwell et al. (2004).

Las líneas rojas en la parte superior representan los perfiles Norte y Sur respectivamente. La línea roja punteada

corresponde a la proyección de los sondeos 12 al 23 e indica la traza del perfil Norte interpretado. En la parte

inferior de la figura se muestran los diagramas de rosas de los azimuts del strike eléctrico y de los vectores de

inducción promedio (líneas amarillas) de ambos perfiles. La línea negra punteada muestra la ddiscrepancia (~5°)

entre ambos parámetros para el perfil Sur.



Los resultados del análisis de dimensionalidad sugieren un azimut eléctrico aproximadamente

NS, coincidente con el marco de referencia de medición por lo cual los sondeos no fueron

girados para ser invertidos. La inversión de los perfiles se llevó a cabo utilizando el algoritmo

de Rodi y Mackie (2001 y 1998) de gradientes conjugados no lineales (sección 4.7). Las

inversiones en los dos perfiles se llevaron a cabo utilizando una malla con 185 filas y 52

columnas utilizando 70 iteraciones y un valor óptimo estimado de =4 (parámetro de

regularización) que proporcionan ajustes de los datos con valores RMS de 4.6 y 4.5 para los

perfiles Norte y Sur respectivamente. La estrategia de inversión fue análoga a la seguida para

el Bloque de Jalisco (sección 6.4.1). En el anexo 4 se muestran los ajustes de los datos

medidos y calculados en cada sondeo de ambos perfiles. Sus respectivas pseudo-secciones de

resistividad y fase, a partir de los datos medidos y calculados para la inversión 2D, se

presentan en el anexo 5. En general, estas secciones en función de la frecuencia (o pseudo-

secciones) muestran buena correspondencia entre sí independientemente de la dirección de

polarización, lo cual indica que la estructura de resistividad obtenida de la inversión

bidimensional reproduce razonablemente los datos originales dando valides a los modelos.

Sin embargo, la mayor discrepancia se observa para el modo de polarización TE del perfil

Sur, tanto en las resistividades como en las fases, lo que sugiere un mayor grado de distorsión

EM en la región en la que se localiza. Los residuales de los modelos de resistividad, es decir

la diferencia de resistividades entre las respuestas observada y calculada para cada perfil se

presentan en el anexo 6. Los valores más bajos indican que el ajuste del modelo es mejor y

viceversa.

En la figura 7.3 se muestran los modelos de resistividad obtenidos para ambos perfiles, en

donde se indica con líneas grises verticales sobrepuestas la profundidad de investigación

determinada para cada sondeo utilizando el criterio de Niblett-Bostick descrito en la sección

4.4 (Niblett y Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick, 1977; Jones, 1983). En la parte superior de

ambas secciones de resistividad se muestra el límite establecido a partir de observaciones en

superficie (Campa y Coney, 1983), entre los terrenos Oaxaca y Juárez (flechas rojas

verticales). Sin embargo, se puede apreciar que no existe una correlación aparente de dicho

límite entre los dos terrenos tectono-estratigráficos y las variaciones de conductividad



laterales en el subsuelo que puedan considerarse significativas a escala de la corteza

continental. Los cambios laterales de conductividad más importantes ocurren en el límite SW

del valle de Etla en el perfil Norte y en límite NE del valle de Zaachila, de acuerdo a las fallas

cartografiadas que confinan estos valles, mostrados con flechas negras verticales en la figura

7.3. Estas zonas de contraste eléctrico definen una unidad de conductividad anómala en la

corteza superior hacia el SW de la zona estudiada de entre 10 y 15 km de espesor, mostrando

los mayores valores hacia el sur.

Otros posibles contactos de conductividad lateral a lo largo de los perfiles interpretados se

observan entre los sondeos 22 y 23 al extremo NE del perfil Norte, y entre los sondeos 02 y

03 al NE del perfil Sur. A pesar de su carácter marginal, estos contactos eléctricos definen

otra unidad de conductividad anómala en la región NE del área estudiada. La comparación de

los modelos de resistividad obtenidos para ambos perfiles, sugiere que los terrenos Oaxaca y

Juárez son muy heterogéneos desde el punto de vista de la resistividad de las unidades

litológicas que los componen, al mismo tiempo que demuestra la ausencia de una respuesta

eléctrica clara a través la traza cartografiada de la Falla Oaxaca, presumiblemente un rasgo

tectónico de carácter continental (flechas rojas en ambos perfiles) y por lo tanto susceptible de

ser detectada a partir de un contraste en sus propiedades electromagnéticas. Sin embargo,

como se deduce de los modelos obtenidos, no existe un contraste de conductividad

significativo que apoye esta hipótesis.



Figura 7.3. Inversión bidimensional de los perfiles norte y sur con la ubicación de las fallas según las cartas

geológicas E14-9 y la E14-12 del SGM del año 2006.

Las líneas grises verticales representan la profundidad de investigación de cada sondeo, calculado según el

procedimiento de Niblett-Bostick (Niblett and Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick, 1977; Jones, 1983). Las

flechas negras en la superficie indican el fallamiento de acuerdo a los mapas geológicos de las cartas E14-9 y la

E14-12 del SGM del año 2006. Las flechas rojas indican los límites de los terrenos tectonoestratigráficos

Oaxaca y Juárez (Campa y Coney, 1983).

Por lo anterior, la Falla Oaxaca parece estar confinada a los primeros kilómetros de la corteza

superior, en vista a que el techo del basamento resistivo que le subyace se ubica a menos de 5

km de la superficie y no parece estar afectado por esta estructura, o alternativamente se



encuentra desplazada de su manifestación superficial. La figura 7.4 muestra con líneas grises

las zonas en donde ocurren los cambios laterales en conductividad más importantes de

acuerdo a los modelos de resistividad obtenidos. Como se puede apreciar, la proyección sobre

el plano geológico de estas zonas de contacto muestra un desplazamiento de unos 20 km entre

los conductores que ocurren hacia el Este de ambos perfiles, además de que estos contactos de

conductividad se encuentran desplazados del límite reconocido entre los terrenos Oaxaca y

Juárez.

Figura 7.4. Ubicación en planta de los contrastes conductivos (zonas grises) según la interpretación de la

inversión 2D de los perfiles Norte y Sur.

La línea roja punteada muestra la división de los terrenos tectonoestratigráficos Mixteco, Oaxaca y Juárez

(Campa y Coney, 1983). Los círculos son los sondeos MT. La geología corresponde a las cartas geológicas E14-

9 y la E14-12 del SGM del año 2006.



Se puede observar que los contactos que definen los cambios de resistividad coinciden con

unidades metamórficas que corresponden a las zonas conductoras, presumiblemente

mineralizadas con grafito y otros minerales conductores. La figura 7.5 muestra las diferentes

zonas de conductividad que se pueden diferenciar en las secciones interpretadas (A a E).

Figura 7.5. Imágenes de resistividad eléctrica obtenidas de la inversión bidimensional de los perfiles MT Norte y

Sur en el Estado de Oaxaca.

Las líneas grises verticales representan la profundidad de investigación en cada sondeo calculado según el

método de Niblett-Bostick (Niblett and Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick, 1977; Jones, 1983). Las flechas

negras en la superficie indican la ubicación de las fallas cartografiadas (cartas E14-9 y E14-12, SGM, 2006) que

limitan los valles de Etla, Mitla y Zaachila. Las flechas rojas muestran los límites entre los terrenos Oaxaca y

Juárez en ambos perfiles según el modelo de Campa y Coney (1983).



Las zonas resistivas marcadas con la letra A y D corresponden al basamento granulítico de

terrenos Oaxaca y Juárez aparentemente segmentado, cuya profundidad máxima varía entre

25 y 40 kilómetros en los perfiles Norte y Sur respectivamente. Tanto el Valle de Etla como

el de Mitla se encuentran ubicados sobre un basamento resistivo a relativamente poca

profundidad (~2-5 km), mientras que el valle de Zaachila se encuentra ubicado sobre un

basamento conductivo (zona B). Las zonas marcadas con la letra C, de resistividad ~2 kOhm-

m, puede ser interpretado como basamento Cenozoico alterado, el cual constituye la corteza

inferior en la zona. Las áreas marcadas con la letra E, al extremo NE de ambos perfiles

muestran una zona conductora que se puede correlacionar con el complejo metamórfico del

terreno Juárez, sin embargo por la falta de un mayor número de sitios MT hacia el NE no es

posible definir adecuadamente su estructura y extensión. Se considera que uno de los

resultados más relevantes de esta parte del estudio es haber demostrado la heterogeneidad de

los terrenos Oaxaca y Juárez y la ausencia de un límite estructural claro a profundidad de la

corteza entre ambos.

7.3 Transecta Puerto Escondido – San Andrés Yaa (PE-SAY)

Con la intensión de analizar las características de la subducción en esta región, se invirtió una

transecta magnetotelúrica que va desde la costa de Oaxaca a San Andrés Yaa, cuya extensión

es de 200 km aproximadamente (Figura 7.6). Este perfil comprende un total de 14 sondeos

MT, 9 de los cuales fueron adquiridos como parte de este proyecto, en tanto los 5 restantes

fueron tomados de un estudio previo en la zona (Arzate et al, 1995). Con este propósito se

llevó a cabo el análisis de dimensionalidad y se calculó la dirección del azimut eléctrico

regional para todos los sondeos de este perfil, siguiendo la metodología descrita en el

Capítulo 5. Este análisis arroja un comportamiento principalmente bidimensional en

prácticamente todo el rango de frecuencias y para casi todos los sondeos (ver Anexo 2), sin

embargo se observa claramente que el azimut eléctrico regional estimado con el método de

Caldwell et al. (2004) varía a lo largo del perfil definiendo dos zonas con diferente strike.

Para la Zona 1, al SW del perfil (Figura 7.6) se obtuvo un azimut regional de θ = 17º

correspondiente a la sección que definen los primeros 4 sondeos del perfil, M4, M5, M13 y

M14. Este ángulo es consistente con el strike determinado por Jodicke et al. (2006) para esta



área. Por otro lado, la Zona 2, al NE del perfil y en donde se encuentran el resto de los

sondeos (8 en total), arroja un valor para el azimut o strike regional promedio de θ = -3º. En la

Figura 7.6 se muestran el diagrama de rosas con la dirección promedio de los vectores de

inducción (convención Parkinson), que como se aprecia en la figura, son aproximadamente

perpendiculares a las respectivas direcciones promedio del azimut eléctrico (líneas punteadas

violeta y amarillo). Las líneas continuas mostradas en el mismo diagrama, corresponden a las

direcciones de fase teóricas del azimut eléctrico de ambas zonas de la transecta, que muestran

una discrepancia de ~5° en ambos casos. Esta discrepancia se atribuye a la dispersión EM

producida por efectos locales en algunos sitios de medición que se ubican en regiones

estructuralmente complejas.

Figura 7.6. Variación del azimut eléctrico regional a lo largo del perfil PE-SAY.

Se definen dos sectores, uno al SW con un azimut promedio de 17º (zona 1) y otro en la mitad NE del perfil con

un azimut de -3º (zona 2). En la parte inferior derecha se muestra el diagrama de rosas de los vectores de

inducción (magnitud y fase) en donde se indica con líneas punteadas violeta y amarillo las orientaciones

promedio para las zonas 1 y 2 respectivamente. Las líneas continuas (violeta y amarillo) indican las direcciones

teóricas correspondientes a los azimuts eléctricos estimados para las zonas 1 y 2. Como se puede observar, existe

una discrepancia de unos 5° que se atribuye a la dispersión EM producida por efectos locales.

Se llevó a cabo la inversión bidimensional de los dos modos de polarización de los sondeos

del perfil girados al strike regional utilizando el algoritmo de Rodi y Mackie (2001 y 1998)



con una malla de 189 filas y 46 columnas, y un valor del parámetro de regularización =4. El

error RMS que resulta después de 80 iteraciones es igual a 3.6. El resultado obtenido se

muestra en la figura 7.7. Las curvas de ajuste para las dos polarizaciones y las pseudo-

secciones de resistividad y fase entre datos observados y calculados además de los residuales

correspondientes al ajuste se muestran en los anexos 4, 5 y 6 respectivamente.

Figura 7.7- Imagen de resistividad obtenida a partir de la inversión 2D simultánea de los dos modos de

polarización de los sondeos de la transecta PE-SAY con los sondeos girados al azimut regional.

Los tonos azules muestran las zonas resistivas y muy resistivas en tanto que los tonos amarillos a rojos muestran

la ubicación de zonas conductivas. En la parte inferior muestra la sección de resistividad con la topografía

incorporada.

Como se puede observar, la sección de resistividad a lo largo de éste perfil (PE-SAY) muestra

una zona conductora continua en los primeros 50 km desde la costa, que se bifurca y continúa

con un ángulo bajo de inclinación entre dos unidades resistivas (>5 kOhm-m) hasta



profundidades mayores a los 50 km. Esta zona conductora alargada que se extiende sub-

horizontalmente debajo de la corteza continental se asocia a la subducción de la placa

oceánica. En la Figura 7.8 esta zona se indica con letra E, ubicada sobre la línea negra

continua que se interpreta como la interface entre la placa de Cocos y la corteza continental

de la placa de Norte América. Otras zonas de conductividad anómala, localizadas en la

primera mitad el perfil y ubicadas arriba de los 25 km de profundidad sobre la interface, están

marcadas con las letras A, B, y C. Las anomalías de conductividad A y B se asocian a

diferentes procesos de deshidratación de la placa oceánica: el primero a la presurización y

flexión de la placa subducente que libera agua de la placa oceánica y aumenta la

conductividad en un medio laminado, y la otra a una reacción metamórfica de bajo grado (0.1

GPa, ~150°) (Hyndman y Shearer, 1989; Marquis y Hyndman, 1992) que produce agua a lo

largo de unos 50 km de la costa sobre la placa que se subduce.

Figura 7.8- Modelo de resistividad de la transecta PE-SAY. Se destacan las zonas de anomalía de conductividad (A, B, C, E) relacionadas con la deshidratación de la litósfera oceánica (G) durante el proceso de subducción. La línea negra, que aparentemente sufre un quiebre a la profundidad de ~30 km, representa la interface entre la corteza continental y la oceánica propuesta a partir de este estudio. Las líneas roja y violeta indican modelos para la misma interface obtenidos en estudios MT anteriores en la zona (Arzate et al., 1995; Jodicke et al., 2006 respectivamente). Las líneas punteadas roja y verde corresponden a los modelos de la interface obtenidos por Pardo y Suárez (1995) a partir de la proyección de hipocentros a lo largo de perfiles perpendiculares a la trinchera. La ubicación de los mismos se muestra en la figura a la derecha de la sección de resistividad. Las líneas verticales grises representan la profundidad de investigación de cada sondeo calculado por el método Niblett-Bostick (Jones, Niblett and Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick, 1977; Jones, 1983). Las flechas rojas indican los límites de los terrenos Xolapa, Oaxaca y Juárez (Campa y Coney, 1983) y las negras indican la ubicación de fallas geológicas cartografiadas.

Este proceso de liberación de fluidos es debido a la transformación gradual de minerales

arcillosos a esmectitas y micas, y de zeolitas a feldespatos (Jodicke et al., 2006). Al conductor



C se le relaciona al conductor B aunque se encuentran a aproximadamente a 40 km uno de

otro. Dicho conductor C, se explica como una zona de fracturas o de clivaje laminar semi-

saturado con fluido interconectado que migra sub-horizontalmente desde la zona B. Sobre el

mismo, aunque no bien definida por nuestros datos, se encuentra una capa resistiva que

aparentemente funciona como un sello superficial del conductor sub-horizontal. Esta zona

conductiva, ubicada encima de los 25 km de profundidad, está separada del conductor

inclinado de bajo ángulo (E) por una zona resistiva en forma de cuña marcada con H.

El conductor alargado, como se mencionó anteriormente, muestra una zona de deshidratación

continua a lo largo de la interface y encima de la litósfera oceánica resistiva (G), que resulta

de reacciones metamórficas que liberan gran cantidad de H2O, probablemente a temperaturas

del orden de ~500 ºC aunque sin aparente cambio de volumen. Por otro lado, la zona marcada

con la letra D sugiere la existencia de una corteza conductiva probablemente asociada tanto al

proceso de deshidratación de la placa oceánica como al ascenso de material hidratado desde el

manto superior (F) (Jodicke et al., 2006; Poli y Schmidt, 2002). En la misma Figura 7.14 se

muestran los modelos sobrepuestos de la interface de la placa oceánica y corteza continental

que existen en la zona. Las líneas grises verticales sobre el modelo de resistividad en la

misma figura indican la profundidad de investigación en cada uno de los sitios de medición,

obtenida a partir del método Niblett-Bostick (Niblett and Sayn-Wittgenstein, 1960; Bostick,

1977; Jones, 1983) descrito anteriormente.

La imagen de resistividad de la transecta PE-SAY de la Figura 7.9 muestra la interpretación

descrita anteriormente indicando las zonas en donde ocurre la deshidratación de la corteza

oceánica, excepto que la interface de la placa en este caso fue trazada sin extrapolar la franja

de conductividad anómala hacia la trinchera, sino siguiendo la trayectoria del conductor en

los dos primeros sondeos al SW que lo muestran más superficial. El resultado es una interface

aparentemente discontinua a una profundidad aproximada de unos 30 km, coincidente en

superficie con el límite de los terrenos Xolapa-Oaxaca (flecha roja vertical al SW del perfil).

De esta figura, se puede interpretar que el terreno Oaxaca está formado por una capa resistiva

superficial de ~10 km de espesor (línea punteada) e intensamente fracturada como lo

muestran las fallas geológicas (SGM 2006, cartas geológicas E14-9 y E14-12) indicadas con



líneas oblicuas, que cabalga al terreno Juárez (zona resistiva J que aflora) sobre una zona de

conductividad anómala. El origen de este conductor subhorizontal puede estar asociado a

mineralización laminar (p.e. grafito) y/o a fluidos interconectados en la matriz de las

estructuras laminares y cristalinas de las rocas.

El cabalgamiento del terreno Oaxaca sobre el terreno Juárez (Morán-Zenteno et. al, 1999)

presumiblemente ocurre a lo largo de esta zona de conductividad anómala, la cual constituye

la parte inferior del terreno Oaxaca, y se encuentra ampliamente hidratada o extensivamente

mineralizada, o ambas. De la imagen de resistividad obtenida, también se deduce que la Falla

Oaxaca (FO en la figura) en realidad es una zona de sutura que refleja la colisión debida al

cabalgamiento del terreno Oaxaca sobre el Juárez durante el Jurásico. De mayor envergadura

parece ser la zona de contacto que marca la línea más prolongada entre los sondeos 02 y 03,

ubicada dentro del propio terreno Juárez y que en apariencia coincide con la traza de una falla

desplazada en superficie entre dichos terrenos unos 30-40 km hacia el NE. Aunque no bien

confinada, la zona conductora que subyace al terreno Juárez a profundidades de entre 60 y 80

km se interpreta como la mezcla de dos procesos; uno de ellos la deshidratación de la corteza

oceánica por efecto de una reacción metamórfica (~1GPa, 500°C) no-adiabática, y el ascenso

de material boyante del manto. La combinación de ambos procesos ha dado como resultado el

levantamiento y fallamiento de la corteza continental del terreno de Juárez que se refleja en la

superficie en la accidentada Sierra de Juárez de topografía muy abrupta. Con el propósito de

reforzar esta hipótesis, es necesario llevar a cabo sondeos de más baja frecuencia que

comprueben la continuidad del conductor a mayores profundidades. Por otro lado, el terreno

Xolapa es mayormente conductivo, aunque con solo dos sondeos no se considera bien

constreñido. Su límite con el terreno Oaxaca en superficie coincide con una discontinuidad

estructural de la placa oceánica que aparente ocurre a una profundidad de unos 25 km,

fenómeno que requiere ser estudiado con mayor detalle.



Figura 7.9. Interpretación de la sección de resistividad PE-SAY en términos de la estructura y los procesos más

importantes que ocurren en esta zona de subducción.

Las líneas continuas en superficie representan fallas cartografiadas por el SGM (2006, E14-9 y E14-12) y la

línea sub-horizontal punteada representa la interface de las placas de Cocos y NA. Los terrenos Oaxaca y Juárez

según estos resultados se dividen en dos partes cada uno desde el punto de vista de sus respuestas eléctricas: El

terreno Oaxaca se encuentra “estratificado” siendo la parte superficial O(1), de ~10 km de espesor, más resistiva

que la O(2) que le subyace a pesar de estar severamente fracturada según dicha cartografía. Se especula que la

conductividad anómala de esta última se deba a la presencia de mineralización (yeso, grafito), que opone poca

fricción al cabalgamiento sobre el terreno Juárez. El terreno Juárez por otro lado, se compone de dos unidades

con comportamiento eléctrico diferente: la primera, J(1), que aflora a la superficie en la Sierra de Juárez es

altamente resistiva y parece acuñarse a profundidad hacia la superficie de la placa subducente; la otra, J(2),



relativamente conductiva por efecto de la presencia de fracturamiento y probable presencia de una mezcla de

fluidos mineralizados en ascenso provenientes de la deshidratación de la placa y de un diapiro boyante que viene

del manto. Se especula que la falla Donají separa este segmento de corteza levantada dentro del terreno Juárez.

7.3.1 Modelo gravimétrico

Con el propósito de analizar la correspondencia de los datos gravimétricos y el modelo de

resistividad obtenido para el perfil PE-SAY se obtuvieron de la red, corrigieron y modelaron

los datos gravimétricos satelitales (Sandwell y Smith, 1997, 2009) a lo largo del mismo perfil.

Los datos gravimétricos de aire libre satelitales fueron corregidos asumiendo una densidad de

loza de Bouguer de 2.67 g/cm3 para obtener la anomalía de Bouguer. La Figura 7.10, muestra

la carta de anomalía de Bouguer obtenida para un área de 200 x 200 km aproximadamente

que comprende la ubicación de la transecta MT, indicada con una línea roja.

Figura 7.10. Anomalía de Bouguer para el sector sur del estado de Oaxaca.

La línea roja indica la ubicación del perfil magnetotelúrico PE-SAY. La carta fue obtenida de los datos

gravimétricos satelitales de aire libre de Sandwell y Smith (1997 y 2009).

A pesar de que la incertidumbre de los datos es de 3 a 7 mGal y tienen relativamente baja

resolución horizontal de longitud de onda de 20 a 30 km (Sandwell y Smith, 1997, 2009; Yale

et al., 1998; Green et al., 1998), la interpretación regional de los datos es considerada de gran

utilidad para cotejarla con la sección de resistividad MT. Las densidades de la corteza



superior, inferior, manto, sedimentos y placa oceánica subducida fueron tomadas de Ortega

Gutiérrez et al. (2008), Blakely et al. (2005), Bandy et al. (1999), Blake e Ivey (1986), Stern

(1995) y Natek (2000). En base a la información de estos autores se utilizó una densidad para

la litósfera Oceánica de 2.5 (corteza oceánica fracturada) a 3.5 g/cm3 (eclogita en la

interface). Las densidades de la capa media e inferior de la litósfera oceánica utilizadas fueron

de 2.90 y 3.32 g/cm3 respectivamente. La Tabla 7.1 presenta un resumen de los valores de

densidad utilizados por Ortega Gutiérrez et al. (2008). La densidad de la corteza para el

terreno Oaxaca (Zapoteco, Ortega Gutiérrez et al., 2008) fue de 2.90 g/cm3 y de 2.75 g/cm

3

para el terreno Juárez (Cuicateco, Ortega Gutiérrez et al., 2008).

Tabla 7-1. Valores de densidad para diferentes terrenos de Ortega-Gutiérrez et al, (2008). Los Terrenos

Zapoteco y Cuicateco (Ortega Gutiérrez et al., 2008) corresponden respectivamente con los Terreno Oaxaca y

Juárez (Capa y Coney, 1983)

Además, se consideró que la zona conductiva corresponde a una corteza continental

fracturada con una densidad media de 2.65 g/cm3 y para la parte superficial se tomó una

densidad de 2.3 g/cm3 que correspondería principalmente a sedimentos y rocas sedimentarias,

y la densidad del manto superior se fijó en 3.23 g/cm3. Utilizando estos valores y tomando

como base la sección de resistividad obtenida para la transecta MT se dedujo el modelo de

distribución probable de densidad que aparece en la Figura 7.11, en donde se aprecia que el



perfil de anomalía de Bouguer puede ser reproducido razonablemente bien a partir de la

distribución de densidades consistente con los procesos que han tenido lugar en esta zona de

convergencia. El modelado gravimétrico fue realizado utilizando software de marca

(Winglink®

) que aplica un algoritmo de modelado directo tipo Talwani (Talwani et al., 1959).



Figura 7.11. Modelo gravimétrico del perfil coincidente con la sección de resistividad PE-SAY.

Donde se presenta la ubicación de las fallas cartografiadas (SGM, 2006. Cartas geológicas E14-9 y E14-12) y los

terrenos tectono-estratigráficos (X=Xolapa, O=Oaxaca y J=Juárez) según Campa y Coney (1983) y la ubicación

de los sondeos MT.



Como se puede observar, el sistema de fallas superficiales cartografiado (SGM, 2006),

coincide con zonas de cambios de pendiente gravimétricas y zonas de alto gradientes de

conductividad eléctrica.

Se observa una buena concordancia entre el modelo gravimétrico y el de resistividad (Figura

7.12), particularmente en la geometría del conductor B-C. La zona conductora ubicada en el

SW de la sección 1, hasta 20 km de profundidad, se debe a primeras reacciones (A y B)

debidas a la deshidratación de la placa oceánica. Los fluidos liberados por las reacciones

metamórficas a 40 km de profundidad (E), se infiere que quedan atrapados debajo de la

corteza continental resistiva e interactúan con materiales calientes del manto (F).

Se distingue las diferencias eléctricas entre los terrenos Xolapa, Oaxaca y Juárez. El terreno

Oaxaca está conformado por un basamento cristalino greenviliano, intensamente deformado y

con alto grado de metamorfismo en facies granulíticas (Ortega-Gutiérrez et al, 1994; Ortega-

Gutiérrez et al., 2008), el cual tiene la característica de ser altamente resistivo. El terreno

Juárez, ubicado al NE se caracteriza por ser más conductivo que el Oaxaca y con una

densidad menor (Tabla 7.1). Según Ortega-Gutiérrez et al. (2008), este terreno está

compuesto por rocas metamórficas y vulcano-sedimentarias altamente deformadas del

Mesozoico. Por último, el complejo Xolapa, ubicado al SW de la sección, se observa

sumamente conductivo y está conformado por un conjunto litológico heterogéneo

representativo de una corteza continental media con metamorfismos en facies anfibolítica

(Campa y Coney, 1983; Morán-Zenteno et al., 1999).



Figura 7.12. Combinación de los modelos MT – gravimetría de la sección PE-SAY.

Las flechas indican la dirección de flujo de fluidos debidos a la deshidratación. También se presenta la

ubicación de las fallas según las cartas geológicas E14-9 y la E14-12 del SGM del año 2006 y los terrenos

tectono-estratigráficos según Campa y Coney, 1983) con su descripción en la figura 7.10.



8 SISMICIDAD Y MIGRACIÓN DE FLUIDOS

8.1 Introducción

En este capítulo se analiza la ubicación de los hipocentros de los sismos ocurridos en periodos

definidos con las imágenes de resistividad de las dos transectas magnetotelúricas

perpendiculares a la Trinchera, una en el Bloque de Jalisco y otra ubicada en el Edo. de

Oaxaca, cuya longitud supera los 200 km en cada caso.

México posee una elevada y variada sismicidad directamente relacionada con los límites de

las placas tectónicas que convergen en el litoral del Pacífico. Los sismos de mayor magnitud

registrados en el país (p.e., Jalisco, 1932, Mw=8.2; Michoacán, 1985, Mw=8.0) han sido

interpretados como eventos interplaca, asociados a la subducción de la litósfera oceánica

(placas de Rivera y Cocos) bajo la Placa Norteamericana. También se presentan sismos

intraplaca en el centro y sur de México, tanto en la placa oceánica subducida (e.g., Oaxaca,

1931, Mw=7.8; Orizaba, 1973, Mw=7.3; Oaxaca, 1999, Mw=7.4) como en el interior de la

Placa de Norteamérica. Estos últimos, de tipo cortical someros, generalmente están asociados

a sistemas de grábenes y/o de fallamiento cortical preexistente (p.e. Acambay, 1912, ML=6.9;

Jalapa, 1920, ML=6.4).

Las magnitudes Mw y ML se refieren a que la primera es la magnitud de momento (Hanks et

al., 1979) y la segunda corresponde a la escala local de Ritcher, la cual fue desarrollada por

Ritcher C. y Gutenberg B. en el Instituto de Tecnología de California (1935). Se usan ambas

escalas debido a que la segunda no puede ser calculada para temblores mayores a 6.8. Por tal

motivo para sismos mayores se utiliza la magnitud de momento. A partir de ahora se utilizará

solo la M para referirse a la magnitud del sismo, la cual si es mayor a 6.9 corresponde a Mw y

si es menor corresponde a ML.

Según el Servicio Sismológico Nacional (SSN), entre los años 2011 y abril del 2012, se

originaron 7 sismos de este tipo con magnitudes mayores a 6 en México. Los días 25 de

febrero y 7 de abril de 2011 se generaron sismos en los límites del estado de Veracruz y



Oaxaca, con magnitudes de 6 y 6.7 grados respectivamente, en la región NE de los perfiles

MT realizados para este trabajo. El 10 de diciembre de 2011 en las costas de Guerrero se

originó un sismo con una magnitud de 6.5. En el año 2012, en los meses de marzo y abril, se

originaron 4 sismos (M>6): el 20 de marzo y 2 de abril en Ometepec, estado de Guerrero

(M=7.4 y M=6.3 respectivamente), el 11 de abril en Michoacán (M=6.5) y el 12 de abril en

Baja California Sur (M=7).

Con el objeto de analizar la posible relación entre los sismos intraplaca y la distribución de

zonas de conductividad anómala se analizaron sismos de la base de datos del Servicio

Sismológico Nacional (SSN) de magnitud mayor a M=3, ocurridos entre enero de 1988 y

octubre de 2005. Conjuntamente con sismos de la base de datos del proyecto MARS

(Mapping the Rivera Subduction Zone) entre febrero del 2006 y abril del 2007. La Figura 8.1

muestra la distribución de los sismos de dichas bases de datos que se ubican principalmente

en los estados de Jalisco, Michoacán, Guerrero y Oaxaca. Dentro de los recuadros de color

negro se muestran las transectas magnetotelúricas MT-1 y PE-SAY ubicadas en el Bloque de

Jalisco y Estado de Oaxaca respectivamente. La línea punteada en torno a dichos perfiles

representa la banda de 20 km de ancho centrada en los perfiles (10 km para cada lado de la

traza del perfil), que incluyen a los sismos proyectados a lo largo de los mismos. Los

epicentros no fueron clasificados por lo que corresponden tanto a sismos intraplaca como

interplaca.



Figura 8.1. Distribución de sismos en las zonas de Jalisco y Oaxaca del Servicio Sismológico Nacional (SSN).

La magnitud es mayor a M=3 entre enero de 1988 y octubre de 2005 y del proyecto MARS (Mapping the Rivera

Subduction Zone) de febrero de 2006 a abril de 2007.

Los sismos interplaca son debidos a la liberación de energía mecánica acumulada entre las

placas en la zona de contacto entre ellas y son debidas principalmente a la rugosidad en la

interface de la superficie de subducción y la velocidad de convergencia relativa entre las

placas que determinan el grado de acoplamiento mecánico. Cuando el esfuerzo supera el

umbral de resistencia o la fricción entre las placas, se produce una ruptura que libera de

manera súbita la energía mecánica acumulada generando ondas sísmicas que se propagan

radialmente en todas las direcciones. Por lo general este tipo de sismos se produce a

profundidades menores a 40 km (Cailleau and Oncken, 2008), presentan mecanismos focales

de falla inversa (régimen compresivo) con planos de buzamiento somero. La longitud de

ruptura de los grandes sismos de subducción registrados varía entre los 50 y los 250 km en

dirección paralela a la costa (García, 2001). Además, su escasa profundidad favorece la

generación de ondas superficiales que se propagan en la dirección de convergencia, y que



genera recurrentemente daños devastadores en la cuenca sedimentaria del Valle de México

(e.g., Michoacán, 1985), a 400 km del epicentro.

Por otro lado, los sismos intraplaca son aquellos que se producen en el interior de las placas

tectónicas, ya sea oceánica o continental. Teóricamente, los que se producen en la placa

oceánica, están asociados a los esfuerzos inducidos por la flexión y esfuerzos de compresión

en el frente de subducción que generan fallamiento normal e inverso respectivamente a

profundidades relativamente someras (<40 km) y con un plano fuertemente buzante (40 a

80º). Análogamente, los esfuerzos de compresión en la corteza continental en la zona cercana

al frente de subducción generan fallamiento de tipo inverso. En contrapartida, si el estado de

esfuerzos es distensivo con un mecanismo de falla normal, se generan sismos más profundos,

entre los 40 y 80 km. Originan sismos bastante frecuentes, los cuales pueden ser de elevada

magnitud y por lo general poseen un plano de falla de buzamiento variable. Ambos tipos de

sismos (compresivos y distensivos) comparten una geometría similar del plano de falla, es

decir su azimut se manifiesta paralelo a la fosa oceánica (NW-SE) y su buzamiento en el

sentido del movimiento de las placas (García, 2001).

8.2 Discusión de resultados

En la primera zona de estudio (ver Figura 8.1), Nuñez-Cornú et al. (2002) hacen un estudio

sísmico detallado del Bloque de Jalisco (JB). Estos autores separan 3 regiones sismogénicas

diferentes: la región de Amatlán de Cañas – Ameca, donde los eventos se distribuyen en el

espesor continental, no sobrepasan los 35 km de profundidad; la región de la Bahía de

Banderas que contiene dos sub-grupos, el primero debido a eventos superficiales corticales y

el segundo debido a eventos más profundos entre los 10 a 35 km de profundidad; por último,

en la región Costera al este de la Trinchera (MAT), distinguen eventos oceánicos interplaca

que no superan los 35 km de profundidad y que se ubican hasta un máximo de 50 km de la

Trinchera, respecto a eventos continentales que se originan en la corteza continental.

En estas regiones se pueden identificar en los 697 datos sísmicos en la zona de estudio del JB

del proyecto MARS (febrero de 2006 a abril de 2007) y del SSN (enero de 1988 a octubre de



2005), los cuales se presentan en las figuras 8.2 y 8.3. En dichas figuras se distingue que los

sismos son de poca magnitud y someros. Por otro lado, en la zona de Oaxaca se ven sismos a

todas profundidades y de mayor magnitud que en el Bloque de Jalisco. En las figuras 8.2 y

8.3 se presentan 916 sismos con magnitud mayor a 3 (SSN, enero de 1988 a octubre de 2005)

y se observa cómo cerca de la costa se identifican mayor densidad de éstos.

Figura 8.2. Distribución de epicentros (N=697) bajo el Bloque de Jalisco (Izq.) y zona de estudio del estado de

Oaxaca (N=916, der.).

En ambas figuras se muestran las trazas de los perfiles magnetotelúricos MT-1 y PE-SAY respectivamente.

El histograma de la figura 8.3 presenta un resumen de los sismos en las dos zonas de estudio.

En esta figura se distingue como los sismos sobre el JB son de menor magnitud ( M = 3.3)



respecto a los que se observan en la zona de Oaxaca ( M = 3.9). También, es notable la

diferencia de la profundidad de los hipocentros; para el primer caso (JB) la mayoría (61 %) se

ubican en los primeros 10 km de profundidad, en cambio, sobre la región de la subducción de

la placa de Cocos en el estado de Oaxaca la mayoría (45 %) de los sismos se ubican entre los

5 y 20 km de profundidad aproximadamente.

Figura 8.3. Histogramas que muestran diferencias importantes tanto en magnitud (Izq.) como en profundidad

(Der.) en la ocurrencia de sismos bajo el Bloque de Jalisco (líneas punteadas color rojo) y bajo el terreno Oaxaca

(líneas punteadas azules).

Se puede observar que la magnitud promedio de los sismos tiende a ser mayor en la zona de Oaxaca en tanto que

en el Bloque de Jalisco los sismos que ocurren son en general más someros (además de menor magnitud) de

acuerdo a la muestra considerada.

La figura 8.4 muestra datos sísmicos sobre el perfil MT-1 del Bloque de Jalisco (caso a) y

sobre el perfil PE-SAY del Estado de Oaxaca (caso b) para un ancho de banda de 20 km. Para

el perfil MT-1, se distingue claramente, en color rojo, la abundancia de sismos con una M<4

cuyas profundidades no superan los 35 km. Los que poseen M>4, color azul, se observan a

todas las profundidades del perfil, aunque los que superan los 60 km de profundidad se ubican

a partir de los 100 km de la costa aproximadamente. Los que se ubican cerca de la Trinchera

se considera que son interplaca y los que están más alejados de la Trinchera se manifiestan en

zona conductivas de la corteza continental. Estos hipocentros, se piensa que obedecen a la

migración de fluidos, los cuales ascienden debido a condiciones de presión y temperatura y

ejercen sobrepresiones en zonas débiles de la corteza y movimientos relativos de ésta, lo cual

es factor que genera movimientos relativos de la corteza en zonas de debilidad y por lo tanto

sismos intraplaca de poca intensidad. En este perfil, se tiene la particularidad, que no se

distinguen sismos entre los 35 y 55 km de profundidad aproximadamente.



Figura 8.4. Ubicación de los hipocentros sobre el perfil MT-1 (Bloque de Jalisco, caso a) y el perfil PE-SAY

(Estado de Oaxaca, caso b).

Para el caso del perfil PE-SAY, se distingue un número mayor de sismos respecto al caso

anterior. Poseen una distribución aleatoria en cuanto a su magnitud en todo el perfil, aunque

se observa una cierta tendencia de que los que poseen M>4 (azules) se ubican en las cercanías

de la placa en subducción (interplaca). También, se distingue una acumulación importarte de

sismos en los primeros kilómetros de la sección (desde la costa), en los primeros 40 km de

profundidad. Los hipocentros se manifiestan sobre las zonas conductivas de la corteza

continental y los profundos ocurren sobre la placa, seguramente debido al menor ángulo de

slab de la placa de Cocos en esta zona respecto a la placa de Rivera. Posteriormente, a medida



que el perfil se interna en el continente no se observan hipocentros superficiales y además se

distingue una menor densidad de estos.

En general, los resultados indican que la mayoría de los hipocentros que ocurren en la zona de

subducción provienen de la interface de las placas oceánica y continental (sismos interplaca),

sin embargo gran parte de sismos de menor intensidad ocurren sobre la parte superior de la

placa subducida, siendo sismos intraplaca (Pardo y Suárez, 1995; Nuñez-Cornú et al., 2002) y

ellos se pueden correlacionar con la migración de fluidos conductores en la corteza

continental que se observan como zonas de alta conductividad eléctrica en las secciones MT.

También, se evidencia que la mayoría de los hipocentros, en ambos perfiles, se producen en

zonas de resistividades entre 30 y 300 ohm-m, estos patrones han sido reportados por Ogawa

et al. (2002), Ogawa and Honkura (2004) y Carpio et al. (2011). Cortés et al. (2010),

realizaron sondeos MT antes y después del sismo de Mexicali (Mw=7, 4 de abril de 2010),

ellos indican un descenso en la resistividad eléctrica de alrededor de 30% posterior al evento

sísmico en los sitios más cercanos a la zona del epicentro. Concluyen que este resultado es

congruente con un posible aumento de la permeabilidad causado por microfracturamiento

asociado al evento principal y a sus réplicas.

Por todo ello, se presume que hay una estrecha relación entre los sismos someros (en la

corteza continental) y dichas zonas conductoras. En cambio, la frecuencia de sismos sobre

zonas de resistividad elevada es inferior aunque la magnitud de los mismos es en general

mayor.



9 CONCLUSIONES

El presente trabajo muestra la utilidad del método magnetotelúrico para definir estructuras y

procesos hidrotermales corticales y del manto superior a partir de la distribución de las

propiedades eléctricas de los procesos que se llevan a cabo en los primeros 100 km de

profundidad de la Tierra. Las características litológicas diferenciadas de los terrenos tectono-

estratigráficos los convierte en terrenos con propiedades electromagnéticas diferentes lo que

permite deducir características propias y probables procesos tectónicos en curso. Estas

hipótesis han sido confirmadas por una variedad de resultados reportados en la literatura y

han aumentado la comprensión de la evolución geológica en zonas de convergencia, en este

caso en dos zonas de subducción al oeste y suroeste de México: en el Bloque de Jalisco, en

donde interacciona la Placa de Rivera con la Norteamericana, y en el sureste del país, en

donde la Placa de Cocos subduce bajo los terrenos de Oaxaca y Juárez.

Para ello la metodología empleada en este trabajo, posteriormente al levantamiento de datos

MT en campo y procesado de dicha información, fue la de una actualización del análisis de

distorsión e interpretación de señales electromagnéticas (EM) antes de la inversión para hacer

un estudio correcto de las mediciones MT. Dicho análisis se basa en la determinación de la

dimensionalidad del medio y del ángulo preferencial del flujo eléctrico de la estructura

regional. Este es un problema en el que existen varios criterios (Capítulo 5), pero

lamentablemente todavía existen casos en los que no existe una solución. Los parámetros

calculados, por estos criterios, en muchos casos poseen errores y ruidos que generan

distorsiones que no hacen posible determinar con precisión dicha dimensionalidad. Por este

motivo, se utilizan límites y/o umbrales para hacer aproximaciones, debido a que las

situaciones reales, en campo, son distintas a las sintéticas calculadas en laboratorio. Este

análisis, para esta investigación, indica que cuando el medio se comporta 3D y no se puede

imponer un medio, se genera una gran dispersión en los valores y no es posible encontrar un

ángulo de la estructura regional. Varios de los sondeos analizados tienen un comportamiento

3D, dependiendo del caso, por dicho motivo en esos casos no se pudo calcular un valor único

de la estructura regional para cierto rango de frecuencias. Igualmente, el estudio del tensor de



fases magnetotelúrico (Caldwell et al., 2004) proporciona información de la dimensionalidad

de la estructura regional sin ser afectado por la distorsión galvánica, ello proporciona una

ventaja sobre los otros criterios y fue el que finalmente fue utilizado para las inversiones 2D.

Los modelos de fases mineralógicas para zonas de subducción son consistentes con los

resultados obtenidos en tanto que las zonas de conductividad anómala (< 50 Ohm-m) que se

observan en los modelos obtenidos se pueden asociar según las condiciones de P-T, a

diferentes facies metamórficas en las placas de Rivera y Cocos por separado. Los fluidos que

se generan por reacciones de deshidratación metamórfica progresivas, además de identificar

la presencia de fluidos mineralizados y fusión parcial en la corteza media y superior, parecen

ser la causa de sismos superficiales y corticales según lo sugiere la correlación de los modelos

de conductividad deducidos con las proyecciones de hipocentros de sismos a lo largo de

perfiles perpendiculares a las Trincheras.

En el Bloque de Jalisco, los modelos de resistividad obtenidos proporcionan información

sobre el ángulo de subducción de la placa Rivera debajo de la Placa Norteamericana, que

reproduce adecuadamente la anomalía gravimétrica regional. La interface entre la litósfera

oceánica subducida y la continental, se identifica a partir de la zona de conductividad anómala

que define la placa oceánica, tanto por la liberación de fluidos de los sedimentos saturados en

la zona próxima a la trinchera, como de los que resultan de las reacciones minerales que

ocurren a mayores profundidades.

La presencia de la zona conductora más profunda (> 60 km), sugiere una relación con

materiales fundidos que asciende del manto. Ésta interpretación es consistente con la hipótesis

de la ruptura de la placa oceánica subducida (Yang et al., 2009, Ferrari, 2004), así como a la

presencia de lamprófidos en la zona (p.e. Luhr et al., 2006), teóricamente provenientes de

magmas con alto contenido de fluidos acuosos de origen subcortical.

En contraste con los resultados observados, al Norte de la Bahía de Banderas los modelos de

resistividad son notoriamente más resistivos, lo que implica según los argumentos anteriores

la ausencia de subducción en esta región (p.e. DeMets et al, 2000) o una subducción a un



ángulo más pronunciado. Otros resultados relevantes deducidos de los modelos MT son los

conductores de la corteza superior interpretados, que se asocian a las fuentes del vulcanismo

dentro del BJ (CJVL), y la zona conductiva superficial asociada a la zona de extensión del

graben Tepic-Zacoalco, que revela al mismo tiempo una corteza continental muy resistiva.

En la costa de Oaxaca, la inversión de datos MT del perfil entre Puerto Escondido y San

Andrés de Yaa (PE-SAY) confirma el bajo ángulo de subducción de la placa Cocos (16°

aproximadamente) debajo de la Placa Norteamericana, en contraste con la inclinación de la

placa de Rivera (~50°) bajo el Bloque de Jalisco. El modelo de resistividad a lo largo de este

perfil sugiere una zona de conductividad anómala (< 50 Ohm-m) continua de bajo ángulo que

se extiende sub-horizontalmente en los primeros 100 km desde la costa debajo de la corteza

continental. El terreno de Oaxaca se interpreta como una zona resistiva que se extiende

también sub-horizontalmente, que se acuña hacia la placa oceánica en proceso de subducción,

sobre la cual se deduce la existencia de otra zona de conductividad anómala que

aparentemente cabalga sobre dicho terreno. Las anomalías de conductividad sobre la litósfera

oceánica subducida se pueden identificar con zonas asociadas a procesos de deshidratación de

origen metamórfico (p.e. Jodicke et al., 2006).

Por otro lado, la interpretación de los dos perfiles MT ubicados al norte y al sur de la ciudad

de Oaxaca proporcionan mayor detalle de la estructura eléctrica en esta zona. El modelo

obtenido para el Perfil Norte indica la existencia de contactos regionales a profundidad de

corteza superior (< 10 km) a partir de contrastes de la conductividad, que sugieren la

presencia de contactos geológicos que definen límites de terrenos tectono-estratigráficos. De

manera similar pero con diferentes características, el modelo del Perfil Sur indica la presencia

de una unidad muy resistiva que se interpreta como el terreno Oaxaca, definido a partir de las

discontinuidades de conductividad observadas en superficie. La anomalía de conductividad

observada en el sector NE y la continuidad que se observa en el modelo obtenido, sugiere una

superficie de despegue entre los terrenos Juárez y Oaxaca que buza hacia el SW en dirección

a la costa. Sin embargo, en ninguno de los dos perfiles se observa un contraste de

conductividad significativo a profundidades de corteza superior asociado a la traza superficial

de la Falla de Oaxaca. Otras fallas cartografiadas en la región son aparentemente de mayor



relevancia, como el sistema de fallas de Vista Hermosa (VHFS) o la zona de falla de Aloapan,

que muestran mayores contrastes de conductividad a profundidades de la corteza inferior. La

Falla de Oaxaca, contrariamente a lo que se pudiera pensar, no presenta una respuesta

eléctrica importante a profundidades de corteza media e inferior a lo largo de ninguno de los

dos perfiles interpretados.

Finalmente, la correlación de hipocentros de los sismos ocurridos, entre enero de 1988 y abril

de 2007, con los modelos de conductividad en las dos zonas de subducción estudiadas indican

la existencia de una gran cantidad de sismos de baja intensidad, parte de los cuales se pueden

asociar a la migración de fluidos presurizados hacia la superficie, y sugieren que pueden ser

tan frecuentes como los sismos producidos por fricción en la interface. Las zonas conductoras

en ambas zonas sugieren una estrecha relación con la ocurrencia de sismos someros, sin

embargo a lo largo del perfil Puerto Escondido-San Andrés Yaa la mayoría de los sismos son

cercanos a la costa y la cantidad y densidad de mismos es mucho mayor sobre este perfil que

sobre el perfil de BJ, aunado a que en el BJ se posee una base de datos mayor ya que se tiene

la red MARS con los datos del SSN. En general, la frecuencia de sismos sobre las zonas de

resistividad elevada es inferior aunque la magnitud de los mismos es en general mayor.

La resolución lateral de los modelos de resistividad obtenidos está limitada por la densidad de

estaciones MT a lo largo de los perfiles interpretados. Si bien la distribución y número de

mediciones utilizadas en este estudio proporciona información útil de la estructura de la

litósfera en las dos regiones analizadas, para incrementar la resolución lateral será necesario

incrementar también la densidad de estaciones para definir con mayor detalle otros rasgos

estructurales importantes, principalmente en la corteza superior. Así mismo, con el objeto de

incrementar la profundidad de investigación enfocada a obtener información relacionada con

el estado de la placa oceánica a profundidades del manto, particularmente en zonas en donde

se postula su fragmentación, es necesario implementar sondeos MT de periodo largo (LMT)

que permitan alcanzar las profundidades y resolución requeridas para dicho propósito. Esta

metodología se encuentra ya disponible en el país a través de los instrumentos de LMT

adquiridos por la UNAM recientemente.



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11 ANEXOS

En los siguientes anexos se presentan:

11.1 Curvas de campo y vectores de inducción de todos los sondeos (JB y Oaxaca).

11.2 Dimensionalidad de todos los perfiles (JB y Oaxaca)

11.3 Parte real de los Vectores de Inducción para los perfiles ubicados al Norte y Sur de

la ciudad de Oaxaca

11.4 Curvas de ajuste de todos los perfiles (JB y Oaxaca)

11.5 Pseudosecciones con la respuesta calculada y observada para todos los perfiles (JB

y Oaxaca).

11.6 Pseudosecciones con la relación entre las respuestas observadas y calculadas para

todos los perfiles (JB y Oaxaca).

ANEXO 1 - CURVAS DE CAMPO Y VECTORES DE INDUCCIÓN DE TODOS

LOS SONDEOS UBICADOS EN EL BLOQUE DE JALISCO Y OAXACA.

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)

RhoXY RhoYX Smoothed (D +)

PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)

Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)

Tipper mag. Z skew Z ellip.

UNAMSounding PV01Rotation: 10.0°

= 192.00 Hzf = 144.00 Hzf = 24.00 Hzf = 18.00 Hzf = 12.00 Hzf


= 1.50 Hzf = 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf =0.3750 Hzf

=0.2813 Hzf =0.1875 Hzf =0.0469 Hzf =0.0352 Hzf =0.0234 Hzf


=0.0029 Hzf =0.0022 Hzf =0.0015 Hzf =0.0011 Hzf

100

100

= Real Induction

= Imaginary Induction

UNAM Sounding PV01

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)








= 2.25 Hzf = 1.50 Hzf = 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf




=0.0022 Hzf =0.0015 Hzf =0.0011 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding PV02

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0117 Hzf =0.0088 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV06

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0029 Hzf =0.0015 Hzf =0.0011 Hzf

50

50

= Real Induction


UNAM Sounding PV07

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)

RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)

PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)










50

50

= Real Induction


UNAM Sounding PV08

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









= 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf =0.3750 Hzf =0.2813 Hzf



=0.0044 Hzf =0.0022 Hzf

25

25

= Real Induction


UNAM Sounding PV10

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding PV11

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0079 Hzf =0.0034 Hzf

2

2

= Real Induction


UNAM Sounding PV12

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0046 Hzf =0.0028 Hzf =0.0014 Hzf

1

1

= Real Induction


UNAM Sounding PV13

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)





UNAMSounding PV19Rotation: -10.0°








20

20

= Real Induction


UNAM Sounding PV19

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV20

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)













10

10

= Real Induction


UNAM Sounding PV21

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.0079 Hzf =0.0046 Hzf =0.0028 Hzf =0.0017 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding PV22

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0014 Hzf

50

50

= Real Induction


UNAM Sounding PV24

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0034 Hzf =0.0023 Hzf =0.0017 Hzf

50

50

= Real Induction


UNAM Sounding PV25

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding PV26

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0055 Hzf =0.0028 Hzf

50

50

= Real Induction


UNAM Sounding PV27

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











50

50

= Real Induction


UNAM Sounding PV28

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0440 Hzf =0.0320 Hzf =0.0159 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding PV29

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV30

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0055 Hzf =0.0040 Hzf =0.0023 Hzf

2.5

2.5

= Real Induction


UNAM Sounding PV31

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2540 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding PV32

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2930 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV33

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2540 Hzf

1

1

= Real Induction


UNAM Sounding PV34

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0159 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV35

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf

2

2

= Real Induction


UNAM Sounding PV36

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0011 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding PV37

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0079 Hzf =0.0028 Hzf =0.0017 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV38

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)













50

50

= Real Induction


UNAM Sounding PV39

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.0092 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV40

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0023 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding PV41

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf

2.5

2.5

= Real Induction


UNAM Sounding PV42

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)













2

2

= Real Induction


UNAM Sounding PV43

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf

1

1

= Real Induction


UNAM Sounding PV44

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV45

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.0079 Hzf =0.0046 Hzf =0.0028 Hzf =0.0017 Hzf

100

100

= Real Induction


UNAM Sounding PV46

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0079 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding PV47

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)





UNAMSounding Pv48Rotation: 5.0°


= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf


=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding Pv48

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

2.5

2.5

= Real Induction


UNAM Sounding Pv49

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding Pv50

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding Pv51

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding Pv52

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)





UNAMSounding pv53Rotation: 5.0°







=0.0092 Hzf =0.0067 Hzf =0.0046 Hzf

0.05

0.05

= Real Induction


UNAM Sounding pv53

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

0.01

0.01

= Real Induction


UNAM Sounding Pv54

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0092 Hzf =0.0020 Hzf =0.0014 Hzf

2

2

= Real Induction


UNAM Sounding PV55

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0092 Hzf =0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf

0.2

0.2

= Real Induction


UNAM Sounding PV56

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)





UNAMSounding Pv57Rotation: -10.0°




=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

0.0001

0.0001

= Real Induction


UNAM Sounding Pv57

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0014 Hzf

0.5

0.5

= Real Induction


UNAM Sounding pv58

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.1760 Hzf

0.05

0.05

= Real Induction


UNAM Sounding pv59

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











2

2

= Real Induction


UNAM Sounding pv60

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)





UNAMSounding mex-04Rotation: 0.0°




=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf

0.5

0.5

= Real Induction


UNAM Sounding mex-04

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)













0.5

0.5

= Real Induction



105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0117 Hzf =0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 Hzf

1

1

= Real Induction



105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)









=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf

2

2

= Real Induction



105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)





UNAMSounding OAX02Rotation: -1.0°






=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0220 Hzf

1

1

= Real Induction


UNAM Sounding OAX02

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0540 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding OAX03

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











20

20

= Real Induction


UNAM Sounding OAX04

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0079 Hzf =0.0055 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding OAX06

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.1760 Hzf

2

2

= Real Induction


UNAM Sounding OAX07

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf

2

2

= Real Induction


UNAM Sounding OAX08

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)





UNAMSounding OAX09Rotation: 0.0°







=0.0092 Hzf

2

2

= Real Induction


UNAM Sounding OAX09

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0440 Hzf =0.0320 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding OAX10

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










2.5

2.5

= Real Induction


UNAM Sounding OAX11

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2540 Hzf =0.1460 Hzf =0.0730 Hzf =0.0540 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding OAX12

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding OAX14

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0220 Hzf =0.0134 Hzf =0.0092 Hzf =0.0028 Hzf

25

25

= Real Induction


UNAM Sounding OAX16

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0079 Hzf =0.0055 Hzf =0.0040 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding OAX17

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0092 Hzf =0.0023 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding OAX18

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0134 Hzf =0.0092 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding OAX20

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0540 Hzf =0.0320 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf

10

10

= Real Induction


UNAM Sounding OAX21

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.0028 Hzf =0.0014 Hzf

5

5

= Real Induction


UNAM Sounding OAX22

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











1

1

= Real Induction


UNAM Sounding OAX23

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)










=0.2930 Hzf =0.1460 Hzf

0.5

0.5

= Real Induction


UNAM Sounding OAX24

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)












=0.0055 Hzf =0.0040 Hzf =0.0023 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding OAX26

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











=0.0440 Hzf

20

20

= Real Induction


UNAM Sounding OAX27

105

104

103

102

101

100

App.

Rho

(ohm

-m)

180

-180

90

0

-90

-180

Phas

e (d

eg)

180

-180

90

0

-90

-180

Azim

uth

(deg

)

1.0

.0

.5

.0Dim

en. P

arm

.

10-3 10-2 10-1 100 101 102 103

Period (sec)











50

50

= Real Induction


UNAM Sounding OAX29

ANEXO 2 – DIMENSIONALIDAD DE TODOS LOS PERFILES (JB Y OAXACA)

Bloque de Jalisco

Perfil MT-1

Perfil MT-2

Perfil MT-3

Perfil MT-4

Perfil MT-5

Perfil MT-6

Estado de Oaxaca

Perfil Norte

Perfil Sur

Perfil PE-SAY

ANEXO 3 – PARTE REAL DE LOS VECTORES DE INDUCCION PARA LOS PERFILES NORTE Y SUR DE LA CIUDAD DE OAXACA

ANEXO 4 – CURVAS DE AJUSTE DE TODOS LOS PERFILES (JB Y OAXACA)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

47 19 45 20

46 21 22 24

25 28 29 30

Period (sec)

31

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

11 12 8 13

2 1 27 26

28

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

38 49 39 37

10 7 11 36

35 34 33 32

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

38 49 39 37

10 7 11 36

40 41 42 44

Period (sec)

43

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

39 49 48 50

51 52 54 53

20

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

55 56 57 53

54 22 24

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

Period (sec)

M14 M13 M5 M4

M3 17 6 26

16 4 24 3

Period (sec)

Period (sec)

2 20

ANEXO 5 – PSEUDOSECCIONES CON LA RESPUESTA CALCULADA Y

OBSERVADA PARA TODOS LOS PERFILES (JB Y OAXACA).

Bloque de Jalisco

Perfil MT-1 (modo TE izquierda, modo TM derecha)


Estado de Oaxaca

Perfil Norte (modo TE izquierda, modo TM derecha)

Perfil Sur (modo TE izquierda, modo TM derecha)

Perfil PE-SAY (modo TE izquierda, modo TM derecha)

ANEXO 6 – PSEUDOSECCIONES CON LA RELACIÓN ENTRE LAS

RESPUESTAS OBSERVADAS Y CALCULADAS PARA TODOS LOS PERFILES

(JB Y OAXACA).

Bloque de Jalisco

Perfil MT-1

Perfil MT-2

Perfil MT-3

Perfil MT-4

Perfil MT-5

Perfil MT-6

Estado de Oaxaca

Perfil Norte

Perfil Sur

Perfil PE-SAY

estudio de la subducción y su relación con la presencia de fluidos a

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