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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 7
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 10
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 11
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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 12
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
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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
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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.
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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.
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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
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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).
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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.
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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
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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
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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).
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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.
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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.
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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).
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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
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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
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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
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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
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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).
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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.
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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
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Mayo de 2013 Página 32
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.
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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).
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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.
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Mayo de 2013 Página 35
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
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Mayo de 2013 Página 36
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
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 38
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.
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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
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Mayo de 2013 Página 40
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).
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 41
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.
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Mayo de 2013 Página 42
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;
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 43
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.
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Mayo de 2013 Página 44
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:
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Mayo de 2013 Página 45
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).
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Mayo de 2013 Página 46
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.
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Mayo de 2013 Página 47
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)
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Mayo de 2013 Página 48
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
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Mayo de 2013 Página 49
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
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Mayo de 2013 Página 50
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.
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Mayo de 2013 Página 51
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.
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Mayo de 2013 Página 52
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
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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:
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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
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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
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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
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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).
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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)
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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.
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Mayo de 2013 Página 60
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
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Mayo de 2013 Página 61
[ ]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)
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Mayo de 2013 Página 62
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
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Mayo de 2013 Página 63
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
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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)
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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
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Mayo de 2013 Página 66
)(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).
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Mayo de 2013 Página 67
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.
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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.
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Mayo de 2013 Página 69
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.
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Mayo de 2013 Página 70
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
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Mayo de 2013 Página 71
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)
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Mayo de 2013 Página 72
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].
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Mayo de 2013 Página 73
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).
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Mayo de 2013 Página 74
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.
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Mayo de 2013 Página 75
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
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Mayo de 2013 Página 76
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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 77
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.
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Mayo de 2013 Página 78
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.
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Mayo de 2013 Página 79
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).
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 80
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
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Mayo de 2013 Página 81
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,
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 82
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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 83
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 84
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 85
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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 86
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.
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Mayo de 2013 Página 87
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.
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Mayo de 2013 Página 88
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 89
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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 90
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 91
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.
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 92
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 93
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 94
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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
Mayo de 2013 Página 95
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.
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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
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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
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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
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(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.
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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).
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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.
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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.
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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
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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
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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
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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
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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).
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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.
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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)
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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,
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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
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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).
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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.
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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.
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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.
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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).
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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,
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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.
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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
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Mayo de 2013 Página 121
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.
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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
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Mayo de 2013 Página 123
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.
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Mayo de 2013 Página 124
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).
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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
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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)
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Mayo de 2013 Página 127
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
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Mayo de 2013 Página 128
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
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Mayo de 2013 Página 129
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
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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.
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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),
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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
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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
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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).
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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.
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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).
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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.
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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
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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.
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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
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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
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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)
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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.
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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
M.C. Ing. Fernando Corbo Camargo
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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.
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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
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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
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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
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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
= 9.00 Hzf = 6.00 Hzf = 4.50 Hzf = 3.00 Hzf = 2.25 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
=0.0176 Hzf =0.0117 Hzf =0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV02Rotation: 10.0°
= 72.00 Hzf = 48.00 Hzf = 36.00 Hzf = 24.00 Hzf = 18.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 9.00 Hzf = 6.00 Hzf = 4.50 Hzf = 3.00 Hzf
= 2.25 Hzf = 1.50 Hzf = 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf
=0.3750 Hzf =0.2813 Hzf =0.1875 Hzf =0.1406 Hzf =0.0938 Hzf
=0.0703 Hzf =0.0469 Hzf =0.0352 Hzf =0.0234 Hzf =0.0176 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 Hzf =0.0029 Hzf
=0.0022 Hzf =0.0015 Hzf =0.0011 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV06Rotation: 0.0°
= 384.00 Hzf = 288.00 Hzf = 192.00 Hzf = 144.00 Hzf = 96.00 Hzf
= 72.00 Hzf = 48.00 Hzf = 36.00 Hzf = 24.00 Hzf = 18.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 9.00 Hzf = 6.00 Hzf = 4.50 Hzf = 3.00 Hzf
= 2.25 Hzf = 1.50 Hzf = 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf
=0.3750 Hzf =0.2813 Hzf =0.1875 Hzf =0.1406 Hzf =0.0938 Hzf
=0.0703 Hzf =0.0469 Hzf =0.0352 Hzf =0.0234 Hzf =0.0176 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0088 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV07Rotation: 4.0°
= 384.00 Hzf = 288.00 Hzf = 144.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf
= 24.00 Hzf = 18.00 Hzf = 12.00 Hzf = 9.00 Hzf = 6.00 Hzf
= 4.50 Hzf = 3.00 Hzf = 2.25 Hzf = 1.50 Hzf = 1.13 Hzf
=0.7500 Hzf =0.5625 Hzf =0.3750 Hzf =0.2813 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0176 Hzf =0.0117 Hzf =0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 Hzf
=0.0029 Hzf =0.0015 Hzf =0.0011 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary 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)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV08Rotation: 10.0°
= 192.00 Hzf = 144.00 Hzf = 96.00 Hzf = 72.00 Hzf = 48.00 Hzf
= 24.00 Hzf = 18.00 Hzf = 12.00 Hzf = 9.00 Hzf = 6.00 Hzf
= 4.50 Hzf = 3.00 Hzf = 2.25 Hzf = 1.50 Hzf = 1.13 Hzf
=0.7500 Hzf =0.5625 Hzf =0.3750 Hzf =0.2813 Hzf =0.1875 Hzf
=0.1406 Hzf =0.0938 Hzf =0.0703 Hzf =0.0469 Hzf =0.0352 Hzf
=0.0234 Hzf =0.0176 Hzf =0.0117 Hzf =0.0088 Hzf =0.0059 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV10Rotation: 4.0°
= 288.00 Hzf = 144.00 Hzf = 96.00 Hzf = 72.00 Hzf = 48.00 Hzf
= 36.00 Hzf = 24.00 Hzf = 18.00 Hzf = 12.00 Hzf = 9.00 Hzf
= 6.00 Hzf = 4.50 Hzf = 3.00 Hzf = 2.25 Hzf = 1.50 Hzf
= 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf =0.3750 Hzf =0.2813 Hzf
=0.1875 Hzf =0.1406 Hzf =0.0938 Hzf =0.0703 Hzf =0.0469 Hzf
=0.0352 Hzf =0.0234 Hzf =0.0176 Hzf =0.0117 Hzf =0.0088 Hzf
=0.0044 Hzf =0.0022 Hzf
25
25
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV11Rotation: 4.0°
= 384.00 Hzf = 288.00 Hzf = 192.00 Hzf = 144.00 Hzf = 96.00 Hzf
= 72.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf = 18.00 Hzf = 12.00 Hzf
= 9.00 Hzf = 6.00 Hzf = 4.50 Hzf = 3.00 Hzf = 2.25 Hzf
= 1.50 Hzf = 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf =0.3750 Hzf
=0.2813 Hzf =0.1875 Hzf =0.1406 Hzf =0.0938 Hzf =0.0703 Hzf
=0.0469 Hzf =0.0352 Hzf =0.0234 Hzf =0.0176 Hzf =0.0117 Hzf
=0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV12Rotation: 10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0034 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV13Rotation: 10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0440 Hzf =0.0320 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf =0.0092 Hzf
=0.0046 Hzf =0.0028 Hzf =0.0014 Hzf
1
1
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV19Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV20Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 194.00 Hzf = 115.00 Hzf = 66.00 Hzf = 40.00 Hzf
= 22.50 Hzf = 13.70 Hzf = 8.10 Hzf = 4.70 Hzf = 2.81 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.02 Hzf =0.5900 Hzf =0.3500 Hzf =0.2150 Hzf
=0.1270 Hzf =0.0730 Hzf =0.0440 Hzf =0.0269 Hzf =0.0159 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf =0.0020 Hzf =0.0011 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV21Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.0880 Hzf =0.0370 Hzf
=0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf =0.0092 Hzf =0.0067 Hzf
=0.0046 Hzf =0.0034 Hzf =0.0023 Hzf =0.0017 Hzf =0.0011 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV22Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 194.00 Hzf = 115.00 Hzf = 66.00 Hzf = 40.00 Hzf
= 22.50 Hzf = 13.70 Hzf = 8.10 Hzf = 4.70 Hzf = 2.81 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.02 Hzf =0.5900 Hzf =0.3500 Hzf =0.2150 Hzf
=0.1270 Hzf =0.0630 Hzf =0.0370 Hzf =0.0220 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0046 Hzf =0.0028 Hzf =0.0017 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV24Rotation: -10.0°
= 265.00 Hzf = 194.00 Hzf = 132.00 Hzf = 97.00 Hzf = 66.00 Hzf
= 49.00 Hzf = 33.00 Hzf = 22.50 Hzf = 16.20 Hzf = 11.20 Hzf
= 8.10 Hzf = 5.60 Hzf = 4.10 Hzf = 2.81 Hzf = 2.03 Hzf
= 1.41 Hzf = 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
=0.2540 Hzf =0.1760 Hzf =0.1070 Hzf =0.0440 Hzf =0.0269 Hzf
=0.0159 Hzf =0.0092 Hzf =0.0046 Hzf =0.0028 Hzf =0.0020 Hzf
=0.0014 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV25Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.0730 Hzf =0.0370 Hzf
=0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf =0.0079 Hzf =0.0055 Hzf
=0.0034 Hzf =0.0023 Hzf =0.0017 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV26Rotation: 10.0°
= 265.00 Hzf = 194.00 Hzf = 132.00 Hzf = 97.00 Hzf = 66.00 Hzf
= 49.00 Hzf = 33.00 Hzf = 22.50 Hzf = 16.20 Hzf = 11.20 Hzf
= 8.10 Hzf = 5.60 Hzf = 4.10 Hzf = 2.81 Hzf = 2.03 Hzf
= 1.41 Hzf = 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
=0.2540 Hzf =0.1760 Hzf =0.1270 Hzf =0.0730 Hzf =0.0540 Hzf
=0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf =0.0092 Hzf
=0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV27Rotation: 10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 132.00 Hzf = 97.00 Hzf = 66.00 Hzf
= 49.00 Hzf = 33.00 Hzf = 22.50 Hzf = 16.20 Hzf = 11.20 Hzf
= 8.10 Hzf = 5.60 Hzf = 4.10 Hzf = 2.81 Hzf = 2.03 Hzf
= 1.41 Hzf = 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
=0.2540 Hzf =0.1760 Hzf =0.0540 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf
=0.0055 Hzf =0.0028 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV28Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 194.00 Hzf = 115.00 Hzf = 66.00 Hzf = 40.00 Hzf
= 22.50 Hzf = 13.70 Hzf = 8.10 Hzf = 4.70 Hzf = 2.81 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.02 Hzf =0.5900 Hzf =0.3500 Hzf =0.2150 Hzf
=0.1270 Hzf =0.0730 Hzf =0.0440 Hzf =0.0269 Hzf =0.0159 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf =0.0020 Hzf =0.0011 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV29Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.0880 Hzf =0.0630 Hzf
=0.0440 Hzf =0.0320 Hzf =0.0159 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV30Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 194.00 Hzf = 115.00 Hzf = 66.00 Hzf = 40.00 Hzf
= 22.50 Hzf = 13.70 Hzf = 8.10 Hzf = 4.70 Hzf = 2.81 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.02 Hzf =0.5900 Hzf =0.3500 Hzf =0.2150 Hzf
=0.1270 Hzf =0.0730 Hzf =0.0440 Hzf =0.0269 Hzf =0.0159 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf =0.0020 Hzf =0.0011 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV31Rotation: -10.0°
= 33.00 Hzf = 22.50 Hzf = 16.20 Hzf = 11.20 Hzf = 8.10 Hzf
= 5.60 Hzf = 4.10 Hzf = 2.81 Hzf = 2.03 Hzf = 1.41 Hzf
= 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf =0.2540 Hzf
=0.1760 Hzf =0.1270 Hzf =0.0880 Hzf =0.0630 Hzf =0.0440 Hzf
=0.0320 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf =0.0079 Hzf
=0.0055 Hzf =0.0040 Hzf =0.0023 Hzf
2.5
2.5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV32Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2540 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV33Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV34Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 97.00 Hzf = 66.00 Hzf
= 49.00 Hzf = 33.00 Hzf = 22.50 Hzf = 16.20 Hzf = 11.20 Hzf
= 8.10 Hzf = 5.60 Hzf = 4.10 Hzf = 2.81 Hzf = 2.03 Hzf
= 1.41 Hzf = 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
=0.2540 Hzf
1
1
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV35Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.1760 Hzf =0.1070 Hzf =0.0630 Hzf =0.0269 Hzf
=0.0159 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV36Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV37Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.2150 Hzf
=0.0880 Hzf =0.0320 Hzf =0.0220 Hzf =0.0046 Hzf =0.0023 Hzf
=0.0011 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV38Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0440 Hzf =0.0320 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0028 Hzf =0.0017 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV39Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.0630 Hzf =0.0440 Hzf
=0.0320 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf =0.0079 Hzf
=0.0055 Hzf =0.0040 Hzf =0.0028 Hzf =0.0020 Hzf =0.0014 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV40Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 194.00 Hzf = 115.00 Hzf = 66.00 Hzf = 40.00 Hzf
= 22.50 Hzf = 13.70 Hzf = 8.10 Hzf = 4.70 Hzf = 2.81 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.02 Hzf =0.5900 Hzf =0.3500 Hzf =0.2150 Hzf
=0.1270 Hzf =0.0730 Hzf =0.0440 Hzf =0.0269 Hzf =0.0159 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV41Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.0730 Hzf =0.0067 Hzf
=0.0023 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV42Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 2.81 Hzf = 2.03 Hzf
= 1.41 Hzf = 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
=0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf =0.0092 Hzf
=0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf
2.5
2.5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV43Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf =0.0023 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV44Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf
1
1
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV45Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV46Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 159.00 Hzf = 97.00 Hzf = 57.00 Hzf = 33.00 Hzf
= 18.80 Hzf = 11.20 Hzf = 6.90 Hzf = 4.10 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.41 Hzf =0.8600 Hzf =0.5100 Hzf =0.2930 Hzf =0.1760 Hzf
=0.1070 Hzf =0.0630 Hzf =0.0370 Hzf =0.0220 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0046 Hzf =0.0028 Hzf =0.0017 Hzf
100
100
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV47Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding Pv48Rotation: 5.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding Pv49Rotation: 4.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
2.5
2.5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding Pv50Rotation: 5.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding Pv51Rotation: 5.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding Pv52Rotation: 5.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding pv53Rotation: 5.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0067 Hzf =0.0046 Hzf
0.05
0.05
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding Pv54Rotation: 5.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
0.01
0.01
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV55Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0020 Hzf =0.0014 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding PV56Rotation: -10.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0067 Hzf =0.0046 Hzf =0.0034 Hzf
0.2
0.2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding Pv57Rotation: -10.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
0.0001
0.0001
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding pv58Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf = 1.72 Hzf = 1.17 Hzf
=0.8600 Hzf =0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf
=0.0730 Hzf =0.0370 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0055 Hzf =0.0040 Hzf =0.0028 Hzf =0.0020 Hzf
=0.0014 Hzf
0.5
0.5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (Sutarno Phase Consistent)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding pv59Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 265.00 Hzf = 229.00 Hzf = 194.00 Hzf = 159.00 Hzf
= 132.00 Hzf = 115.00 Hzf = 97.00 Hzf = 79.00 Hzf = 66.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 49.00 Hzf = 40.00 Hzf = 33.00 Hzf = 27.50 Hzf
= 22.50 Hzf = 4.70 Hzf = 4.10 Hzf = 3.40 Hzf = 2.81 Hzf
= 2.34 Hzf = 2.03 Hzf = 1.72 Hzf = 1.41 Hzf =0.2540 Hzf
=0.1760 Hzf
0.05
0.05
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding pv60Rotation: 4.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf = 4.70 Hzf
= 3.40 Hzf = 2.34 Hzf = 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.0880 Hzf =0.0440 Hzf =0.0320 Hzf
=0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf =0.0067 Hzf =0.0040 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding mex-04Rotation: 0.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf =0.0015 Hzf
0.5
0.5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding mex-05Rotation: 0.0°
= 384.00 Hzf = 288.00 Hzf = 192.00 Hzf = 144.00 Hzf = 96.00 Hzf
= 72.00 Hzf = 48.00 Hzf = 36.00 Hzf = 24.00 Hzf = 18.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 9.00 Hzf = 6.00 Hzf = 4.50 Hzf = 3.00 Hzf
= 2.25 Hzf = 1.50 Hzf = 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf
=0.3750 Hzf =0.2813 Hzf =0.1875 Hzf =0.1406 Hzf =0.0938 Hzf
=0.0703 Hzf =0.0469 Hzf =0.0352 Hzf =0.0234 Hzf =0.0176 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 Hzf =0.0029 Hzf
0.5
0.5
= Real Induction
= Imaginary Induction
UNAM Sounding mex-05
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 mex-13Rotation: 0.0°
= 384.00 Hzf = 288.00 Hzf = 192.00 Hzf = 144.00 Hzf = 96.00 Hzf
= 72.00 Hzf = 48.00 Hzf = 36.00 Hzf = 24.00 Hzf = 18.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 9.00 Hzf = 6.00 Hzf = 4.50 Hzf = 3.00 Hzf
= 2.25 Hzf = 1.50 Hzf = 1.13 Hzf =0.7500 Hzf =0.5625 Hzf
=0.3750 Hzf =0.2813 Hzf =0.1875 Hzf =0.1406 Hzf =0.0938 Hzf
=0.0703 Hzf =0.0469 Hzf =0.0352 Hzf =0.0234 Hzf =0.0176 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0088 Hzf =0.0059 Hzf =0.0044 Hzf
1
1
= Real Induction
= Imaginary Induction
UNAM Sounding mex-13
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 mex-14Rotation: 0.0°
= 384.00 Hzf = 192.00 Hzf = 96.00 Hzf = 48.00 Hzf = 24.00 Hzf
= 12.00 Hzf = 6.00 Hzf = 3.00 Hzf = 1.50 Hzf =0.7500 Hzf
=0.3750 Hzf =0.1875 Hzf =0.0938 Hzf =0.0469 Hzf =0.0234 Hzf
=0.0117 Hzf =0.0059 Hzf =0.0029 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary Induction
UNAM Sounding mex-14
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 OAX02Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0220 Hzf
1
1
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX03Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX04Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX06Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0055 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX07Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf = 9.40 Hzf
= 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf = 1.72 Hzf
= 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf =0.2930 Hzf
=0.1760 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX08Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX09Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0092 Hzf
2
2
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX10Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 49.00 Hzf = 33.00 Hzf = 22.50 Hzf = 16.20 Hzf = 11.20 Hzf
= 8.10 Hzf = 5.60 Hzf = 4.10 Hzf = 2.81 Hzf = 2.03 Hzf
= 1.41 Hzf = 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
=0.2540 Hzf =0.1760 Hzf =0.1270 Hzf =0.0880 Hzf =0.0630 Hzf
=0.0440 Hzf =0.0320 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX11Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.41 Hzf = 1.02 Hzf =0.7000 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
2.5
2.5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX12Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5100 Hzf =0.3500 Hzf
=0.2540 Hzf =0.1460 Hzf =0.0730 Hzf =0.0540 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX14Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX16Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.0730 Hzf =0.0540 Hzf =0.0320 Hzf
=0.0220 Hzf =0.0134 Hzf =0.0092 Hzf =0.0028 Hzf
25
25
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX17Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0110 Hzf
=0.0079 Hzf =0.0055 Hzf =0.0040 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX18Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0023 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX20Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.3500 Hzf =0.2540 Hzf
=0.1270 Hzf =0.0630 Hzf =0.0440 Hzf =0.0269 Hzf =0.0183 Hzf
=0.0134 Hzf =0.0092 Hzf =0.0034 Hzf =0.0017 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX21Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0540 Hzf =0.0320 Hzf =0.0183 Hzf =0.0134 Hzf
10
10
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX22Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf
= 2.34 Hzf = 1.72 Hzf =0.2150 Hzf =0.0880 Hzf =0.0440 Hzf
=0.0320 Hzf =0.0134 Hzf =0.0079 Hzf =0.0055 Hzf =0.0040 Hzf
=0.0028 Hzf =0.0014 Hzf
5
5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX23Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf
= 2.34 Hzf = 1.72 Hzf =0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf
=0.1070 Hzf =0.0730 Hzf =0.0540 Hzf =0.0370 Hzf =0.0269 Hzf
=0.0183 Hzf =0.0134 Hzf =0.0092 Hzf =0.0067 Hzf =0.0020 Hzf
1
1
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX24Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.1460 Hzf
0.5
0.5
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX26Rotation: -1.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0320 Hzf =0.0220 Hzf =0.0159 Hzf =0.0110 Hzf =0.0079 Hzf
=0.0055 Hzf =0.0040 Hzf =0.0023 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX27Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 229.00 Hzf = 159.00 Hzf = 115.00 Hzf = 79.00 Hzf
= 57.00 Hzf = 40.00 Hzf = 27.50 Hzf = 18.80 Hzf = 13.70 Hzf
= 9.40 Hzf = 6.90 Hzf = 4.70 Hzf = 3.40 Hzf = 2.34 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.17 Hzf =0.8600 Hzf =0.5900 Hzf =0.4300 Hzf
=0.2930 Hzf =0.2150 Hzf =0.1460 Hzf =0.1070 Hzf =0.0730 Hzf
=0.0440 Hzf
20
20
= Real Induction
= Imaginary 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)
RhoXY RhoYX Smoothed (D +)
PhaseXY PhaseYX Smoothed (D +)
Z rotation Z strike T strike Ind. Ang. (Real)
Tipper mag. Z skew Z ellip.
UNAMSounding OAX29Rotation: 0.0°
= 320.00 Hzf = 194.00 Hzf = 115.00 Hzf = 66.00 Hzf = 40.00 Hzf
= 22.50 Hzf = 13.70 Hzf = 8.10 Hzf = 4.70 Hzf = 2.81 Hzf
= 1.72 Hzf = 1.02 Hzf =0.5900 Hzf =0.3500 Hzf =0.2150 Hzf
=0.1270 Hzf =0.0730 Hzf =0.0440 Hzf =0.0269 Hzf =0.0159 Hzf
=0.0092 Hzf =0.0055 Hzf =0.0034 Hzf =0.0020 Hzf =0.0011 Hzf
50
50
= Real Induction
= Imaginary Induction
UNAM Sounding OAX29
ANEXO 2 – DIMENSIONALIDAD DE TODOS LOS PERFILES (JB Y OAXACA)
Bloque de Jalisco
Perfil MT-1
Perfil MT-2
ANEXO 3 – PARTE REAL DE LOS VECTORES DE INDUCCION PARA LOS PERFILES NORTE Y SUR DE LA CIUDAD DE 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)
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)
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
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)
Perfil MT-2 (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)
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