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Tesis defendida por
Anaid Fragoso Irineo
y aprobada por el siguiente Comité
M.C. Juan Manuel Espinosa Cardeña
Director del Comité
Dr. José Manuel Romo Jones Dr. Luis Alonso Gallardo Delgado
Miembro del Comité Miembro del Comité
Dr. John Fletcher Mackrain Dr. Jorge Torres Rodríguez
Miembro del Comité Miembro del Comité
Dr. Juan García Abdeslem Dr. Jesús Favela Vara
Coordinador
del programa de Posgrado en Ciencias de
la Tierra
Director de la
Dirección de Estudios de Posgrado
Abril 2014
CENTRO DE INVESTIGACIÓN CIENTÍFICA Y DE EDUCACIÓN SUPERIOR
DE ENSENADA, BAJA CALIFORNIA
Programa de Posgrado en Ciencias
en Ciencias de la Tierra
con orientación en Geofísica Aplicada
Análisis de datos aeromagnéticos y gravimétricos del sector septentrional del arco Alisitos:
implicaciones tectónicas.
Tesis
para cubrir parcialmente los requisitos necesarios para obtener el grado de
Maestro en Ciencias
Presenta:
Anaid Fragoso Irineo
Ensenada, Baja California, México
2014.
ii
Resumen de la tesis de Anaid Fragoso Irineo, presentada como requisito parcial para la
obtención del grado de Maestro en Ciencias de la Tierra con orientación en Geofísica
Aplicada.
Análisis de datos aeromagnéticos y gravimétricos del sector septentrional del arco Alisitos:
implicaciones tectónicas.
Resumen aprobado por:
________________________________
M.C. Juan Manuel Espinosa Cardeña
La región septentrional del arco Alisitos presenta zonas de sutura antigua distantes ~100
km entre sí, que registran eventos de colisión de tipo convergente, Cabalgadura Principal
Mártir en el sector oriental y Falla Agua Blanca Vieja en el sector norte. Con el objetivo de
dilucidar la interrelación estructural entre estas dos zonas de sutura, se realizó un análisis de
datos aeromagnéticos así como el levantamiento de un perfil gravimétrico con una longitud
de 84 km entre ambas suturas.
A partir del análisis de lineamientos de máximos de Gradiente Horizontal del mapa de
anomalía pseudogravimétrica y de las soluciones de la Deconvolución de Euler de perfiles
magnéticos y gravimétricos, se infiere una correlación espacial entre la Cabalgadura
Principal Mártir y la Falla Agua Blanca Vieja. También, se infiere que la Falla Santo
Tomás es un ramal de la Falla Agua Blanca Vieja sugiriendo la extensión de esta sutura
hacia el Pacífico. La extrapolación de ambas suturas y estructuras asociadas conforman una
zona de falla regional con dirección noroeste-sureste a lo largo del contacto entre el Arco
Alisitos con el cratón de Norteamérica y el arco Santiago Peak.
Del modelado bidimensional gravimétrico-magnético y flexural del perfil entre las zonas de
sutura, se deduce un régimen tectónico de “piel gruesa”, donde la cabalgadura Principal
Mártir acomoda deformación suave dúctil-frágil y el levantamiento diferencial debido a la
carga que ejerce el borde occidental de la Sierra San Pedro Mártir. La sierra es soportada
por una raíz intracortical aparentemente producida por deformación dúctil de la corteza
inferior ocasionando que el límite corteza media-superior se flexione sin alterar al Moho.
La presencia de la raíz intracortical explicaría la intensa anomalía gravimétrica negativa (~
-110 mGal) que caracteriza al sector oriental del Batolito Peninsular, no obstante su
adelgazamiento cortical (~30 km) documentado por funciones receptor (receiver functions)
de telesismos registrados en la región.
Palabras clave: gravimetría, magnetometría, tectónica, arco Alisitos
iii
Abstract of the thesis presented by Anaid Fragoso Irineo as a partial requirement to obtain
the Master of Science degree in Earth Sciences with orientation in Applied Geophysics.
Analysis of aeromagnetic and gravity data in the northern sector Alisitos Arc: tectonic
implications.
Abstract approved by:
____________________________________
M.Sc. Juan Manuel Espinosa Cardeña
Abstract
The northern part of Alisitos arc have zones of an ancestral suture separated ~ 100 km apart
which contain evidences of a convergent collision, such as the Main Martir Trust at the
eastern sector and the ancestral Agua Blanca Fault at north sector. In order to clarifying the
structural relationships between the suture zones, an analysis of aeromagnetic data was
conducted and one gravimetric profile was made with a length of 84 km between both
sutures.
Based upon the analysis of maximum lineaments of the Horizontal Gradient from the
pseudogravity anomaly map, and the 2D Euler Deconvolution solutions of gravity and
magnetic profiles, looks that exist a spatial correlation between Main Martir Trust and
ancestral Agua Blanca Fault. Also, there are evidences that the Santo Tomas fault is a
branch of the ancestral Agua Blanca Fault, suggesting the extension of this suture toward
Pacific Ocean. The extrapolation of both sutures and associated structures develop a
regional fault zone, striking NW-SE along the contact between the Alisitos arc with the
North American craton and the Santiago Peak arc.
From gravity-magnetic and flexural 2D modeling of the profile between the suture zones,
we can identify a tectonic regime of “thick skin” where the trust Main Martir accommodate
the weak ductile-brittle deformation and the differential uplift produced by the load along
the edge of the western sector of the Sierra San Pedro Martir. The loading of the mountain
is supported by an intracrustal root that would have been produced by the ductile
deformation of the lower crust causing that the mid-upper crust boundary to flex without
altering the Moho. The presence of intracrustal root would explain the intense negative
gravity anomaly (~ -110 mGal) that characterized the eastern sector of the Peninsular
Batholith, nevertheless, the cortical thinning (~30 km) documented by the receiver
function of teleseismic events recorded in the region.
Keywords: gravimetry, magnetometry, tectonic, Alisitos arc
iv
Dedicatorias
A mis padres
Verónica y Fausto
v
Agradecimientos
Al Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT) por el apoyo económico que
me brindó para realizar mis estudios de posgrado.
Al Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, Baja
California (CICESE), por la formación académica y recursos que me proporcionó.
A mi director de tesis M.C. Juan Manuel Espinosa Cardeña, su disponibilidad en cualquier
momento, paciencia y consejos brindados durante mi formación y la elaboración de este
trabajo.
A mi Comité de Tesis por el tiempo otorgado a este trabajo, Dr. José Manuel Romo Jones,
Dr. Luis Alonso Gallardo Delgado, Dr. John Fletcher Mackrain y Dr. Jorge Torres
Rodríguez.
Al personal académico de la División de Ciencias de la Tierra de CICESE por su total
disposición en la transmisión de conocimiento.
Al personal técnico de la División de Ciencias de la Tierra, particularmente a Margarita
Almeida por sus enseñanzas, consejos y ayuda durante la elaboración de este trabajo. A
Jaime Calderón, y Alejandro Díaz por su apoyo en el trabajo de campo. A Humberto
Benítez por su ayuda y disponibilidad cada que tuve problemas con la computadora y la
tecnología. A Víctor Frías por proporcionarme un mapa geológico digital para apoyo en la
elaboración de este trabajo.
Al personal administrativo de Ciencias de la Tierra, Martha Barrera, Bárbara Uribe y Ana
Rosa Soto. Al personal administrativo de CICESE, Ivonne Best, Dolores Sarracino, Citlali
Romero y Norma A. Fuentes, por su atención constante y amabilidad con la que siempre
me recibieron.
vi
A M.C. Santa Barrera por todo el apoyo brindado durante el desarrollo del presente trabajo,
y por su amistad. A M.C. Porfirio Avilez y Dr. Tomás Peña por todos los consejos,
sugerencias e ideas en geología que me dieron.
A mi familia, por toda la confianza, estímulo y apoyo invaluable que me ha ayudado a
seguir adelante. A mi hermana Verónica por todo tu apoyo pero sobre todo por esa energía
y carisma que siempre tienes contigo, y mi primo Uriel por sus consejos, nunca cambies. A
mis tíos (Dora, Carmiña y Esteban) y primos (Andrea, Gabriel, Carmen Andrea y Luis) por
toda la ayuda que me brindaron en mi estancia en Ensenada. A mis primos que desde lejos
siempre están al pendiente Kassandra, Bárbara, Fausto y Salvador.
A los amigos con los que compartí y disfrute mi estancia en Ensenada. A Dulce, Brenda,
Amalia, Cristina, Lizeth, Santos, Samuel, Enrique, Rogelio y Adrián por todos los
momentos que pasamos, trastornos compartidos, su apoyo que siempre me brindaron su
amistad y fraternidad. A Salvador, Nelly, Ludmila, Román, Xóchitl, Isabel, Lily, Carlos,
Angie, Pablo, Olaf, Alejandra, Viridiana, Jessy, Favio, Martin, Clemente, Dania, Marlyne,
Radha, Claudia Q., Chanes, Mario, Lenin, Claudia V. Karla e Ismael gracias por su
amistad.
Y a mis amigos que a pesar de la distancia no perdimos contactos y siempre estuvieron
pendientes Ana Maria, Erika, Cinndy, Ivonne, Edgardo, Ramón, Erick y Fabian.
vii
Contenido
Página
Resumen español……………………………………...……...…………………. ii
Resumen inglés…………………………………………………...………..…… iii
Dedicatorias………………………………………………………..…………… iv
Agradecimientos…………………………………………………..………......... v
Lista de Figuras…………………………………………………….…..……….. ix
Lista de Tablas……………………………………………………….…………. xviii
Capítulo 1. Introducción……………………………...……...…..……………... 1
1.1. Objetivo….…………………………………………………………… 3
1.2. Antecedentes……….…………………………………………………........ 4
1.3. Geología….……………………………………………………………....... 15
1.3.1. Marco Tectónico…..………………………………………………….. 15
1.3.2. Fisiografía...…………………………………………………………... 18
1.3.3. Litología……….…..………………………………………………….. 19
1.3.4. Estructuras...…………………………………………………………... 21
Capítulo 2. Metodología……………..…………………………………………. 25
2.1. Magnetometría…..….……………………………………………………... 25
2.1.1. Datos aeromagnéticos………………………………………………… 27
2.1.2. Susceptibilidad magnética…………………………………………….. 29
2.1.3. Análisis de lineamientos aeromagnéticos…………………………….. 30
2.1.3.1. Gradiente horizontal.……..………………………………………. 30
2.1.3.2. Deconvolución de Euler.....………………………………………. 33
2.2. Gravimetría….…………………………………………………………….. 35
2.2.1. Compilación de datos gravimétricos………………………………….. 37
2.3. Perfil gravimétrico...………………………………………………………. 39
2.3.1. Adquisición de datos……..…………………...………………………. 40
2.3.1.1. Planificación y realización del levantamiento…....………………. 41
2.3.1.2. Mediciones gravimétricas….…………………..…...……………. 45
2.3.1.3. Observaciones GPS…….….…………………..…...…………….. 46
2.3.1.4. Densidades…………….….………………..……...……………... 49
2.3.1.5. Anomalía de Bouguer..….….……………….……...……………. 50
2.3.2. Separación regional-residual……………………...…………………... 53
2.4. Modelado de datos gravimétricos y magnéticos…..………………………. 56
Capítulo 3. Resultados ……………..………………………………………… 60
3.1. Magnetometría...……...…………………………………………………… 60
3.1.1. Mapa aeromagnético USGS…..………………...…………………….. 60
3.1.2. Mapa aeromagnético SGM…..……………...……..…………………. 62
3.1.3. Análisis de gradiente horizontal de anomalías magnéticas…...………. 64
3.2. Gravimetría...……...……………………………..………………………... 68
3.2.1. Mapa gravimétrico INEGI-UCR……………...………………………. 68
3.2.2. Perfil gravimétrico Valle de la Trinidad-Llano Colorado..…………… 69
3.2.3. Separación regional-residual..………………………………………… 70
3.3. Densidad y Susceptibilidad magnética de rocas.…..……………………… 73
viii
3.4. Deconvolución de Euler……………………....…..……………………….. 75
3.4.1. Perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado..……...………………….. 75
3.4.2. Perfiles paralelos al perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado……... 80
3.5. Modelado bidimensional de perfiles……..…....…..………………………. 85
3.5.1. Modelo magnético…………………….....……...…………………….. 85
3.5.2. Modelo gravimétrico………………………………………………….. 88
Capítulo 4. Discusión………………..………………………………………… 92
Conclusiones……………………………………………………………………. 108
Referencias bibliográficas………………………………………………………. 110
Anexo………...……………………………......................................................... 117
ix
Lista de figuras
Figura
Página
1 Mapa de ubicación del área de estudio. Se muestran las
principales unidades litológicas y estructuras de la zona
(modificado de Alsleben, 2005 pág.3). [1] Sector Falla Agua
Blanca Vieja, [2] y [3] Sector Cabalgadura Principal
Mártir………………………………..…………………………….
1
2 Mapa de localización de distintos perfiles geofísicos realizados
cerca y dentro del área de estudio (recuadro marcado en color
negro)……………………………………………………………..
4
3 Mapa de anomalía simple de Bouguer del sur de California y Baja
California. Modificado de Gastil et al. (1990, pág. 27)………….
6
4 Perfil de O’Connor y Chase (1989, pág.836). A) Perfil
topográfico; B) Modelo cortical; C) anomalía de Bouguer
observada (línea discontinua) y calculada (línea continua). Para su
ubicación ver la Figura 2…………………………………………..
7
5 Modelos corticales. (a) de Lewis et al. (2001 pág. 13,607); b) de
Reyes et al. (2001, pág. 8). Cruces y línea discontinua
profundidades al Moho. Triángulos, ubicación de estaciones de
banda ancha. Para su ubicación ver la Figura 2………….………..
9
6 Modelo cortical magnético de Langenheim y Jachens (2003
pág.51-3). Arriba: perfil magnético. Abajo: sección cortical.
BPO= Batolito Peninsular occidental; BPE= Batolito Peninsular
oriental; FAB= Falla Agua Blanca; 0.025= susceptibilidad
magnética en unidades SI. Para su ubicación ver la Figura 2..........
11
7 Modelo cortical gravimétrico-magnético de Martínez-Cañedo
(2006, pág. 37). a) Perfil magnético. b) Perfil gravimétrico
(anomalía de aire libre). c) Sección cortical, 2780= densidad en
kg/m3, (0.025) = susceptibilidad magnética en unidades SI.
Rectángulo en línea discontinua negro, representa proyección del
área de estudio de este trabajo. Para su ubicación ver la Figura 2...
13
x
Lista de figuras
Figura
Página
8 Modelo cortical de resistividades de Pamplona-Pérez (2007 pág.
63). HC= interfaz entre cuerpo conductor profundo (15 a 20 km)
y cuerpos resistivos someros, ZCM= anomalía conductora
relacionada con la cabalgadura MMt. PSJ = Plutón San José,
PSPM= Plutón San Pedro Mártir, SSF= Sierra San Felipe. Las
cruces indican las profundidades al Moho reportadas por Lewis et
al. (2001) y el cuadro rojo el área que se correlaciona con este
estudio. Para su ubicación ver la Figura 2…………………………
14
9 Modelo de evolución tectónica del periodo Triásico medio-
Cretácico tardío del sur de California (USA) y norte de Baja
California (México). Modificado de Schmidt et al. (2002, pág.
67). Indicando una serie de intervalos de tiempo y características
tectónicas generalizadas para cada periodo de tiempo……………
17
10 Mapa que presenta los rasgos fisiográficos y estructurales
principales en el área de estudio, así como el Perfil gravimétrico
realizado en este trabajo (VT-LLC). Estructuras en mapa en base
a Gastil et al. (1975); Johnson et al. (1999); Wetmore (2003); y
Schmidt et al. (2009)……………………………..…......................
19
11 Estructura de abanico al sur de la SSPM, marcada en cuadro
interior. Sección cortical elaborado con varios trabajos geofísicos
por Schmidt et al. (2009, pág. 295)….…………………………….
23
12 Mapa geológico modificado de Gastil et al. (1975), con fallas
principales………………………………………………..………..
24
13 Descomposición vectorial del campo magnético de la Tierra en el
sistema de referencia geográfico modificado de Nettleton (1971,
pág.74)….………………………………………………………….
26
14 Localización y distribución espacial de líneas de vuelo de 1960,
2000 del Mapa aeromagnético de México y puntos de la rejilla de
datos del Mapa aeromagnético de Norte América………………..
29
15 Susceptibilímetro magnético k-2 utilizado en campo sobre rocas
frescas, foto tomada en la estación S86.……………..…………….
30
xi
Lista de figuras
Figura
Página
16 Esquema para localizar el valor máximo del gradiente horizontal
de la anomalía pseudogravimétrica a partir del centro de la
ventana de barrido de 3x3 puntos (tomado de Blakely and
Simpson, 1986 pág. 1494)…………………………………………
32
17 Localización y distribución espacial de estaciones gravimétricas
en el área de estudio (puntos y asteriscos)………………………
39
18 Equipo utilizado para la adquisición de datos: a) Gravímetro
marca Scintrex modelo CG-5; b) Receptor GPS marca Trimble
modelo NetRS, utilizado en estaciones base; c) Imagen donde se
muestra el equipo GPS con antena y gravímetro midiendo en la
estación S04; y d) Receptor GPS Trimble modelo 5700………….
40
19 Determinación de la posición del receptor a partir de la
pseudodistancia (ρ), con al menos 4 satélites y las posiciones (s)
de éstos…………………………………………………………….
42
20 Posicionamiento Diferencial Estático a un Punto Base…………...
43
21 Croquis de localización y fotografías de la estación gravimétrica
BN-238 del INEGI en la Iglesia del poblado San Vicente, B.C.
Para su localización ver la Figura 22……………………………..
44
22 Imagen Google Earth 2012 que muestra estaciones GPS de
control geodésico (globos en color rosa) estaciones geodésicas de
INEGI (estrella color verde) y estaciones del perfil gravimétrico
(línea discontinua con círculos vacíos en color rojo)……………...
45
23 Fotografías de las estaciones base secundarias; a) INEGI y b)
NASA……………………………………………………………..
47
24 Balanza Ohaus 310-00 Dial-O-Gram, pesando muestra saturada
de agua…………………………………………………………….
50
25 Mapas de: a) prolongación analítica ascendente; b) diferencias
entre prolongaciones ascendente; c) superficies polinomiales
ajustadas …………………………………………………………..
56
xii
Lista de figuras
Figura
Página
26 Sección en planta del perfil a modelar (en rojo) cortando varios
cuerpos de diferentes dimensiones. Tomado de GM-SYS User’s
guide (1999, pág. 22)…………………………………………....…
57
27 Mapa de anomalía aeromagnética, elaborada con la base de datos
del Mapa Magnético de América del Norte, contornos cada 50 nT.
FAB= Falla Agua Blanca; FAV= Falla Agua Blanca Vieja;
MMt= Cabalgadura Principal Mártir; FR= Falla Rosarito; FST=
Falla Santo Tomas; FS= Falla Soledad; FM= Falla Maximinos;
FTH= Falla Tres Hermanos; FSM= Falla San Miguel; FSF= Falla
San Felipe; FSPM= Falla San Pedro Mártir; FER=Falla El
Ranchito; círculos en blanco, estaciones en el perfil gravimétrico
de este estudio; DAM= dominio aeromagnético……….……..…...
62
28 Mapa de anomalía aeromagnética, elaborada con la base de datos
del Mapa Magnético de México (CRMN, actualmente SGM). La
simbología es la misma que la de la Figura 27…………………....
63
29 Mapa a color de potencial magnético (anomalía
pseudogravimétrica) sobre mapa geológico de Gastil et al. (1975).
La simbología es la misma que la de la Figura 27. Contornos cada
10 pseudo-mGal……………….………………………….……….
65
30 Mapa de gradiente horizontal magnético sobre mapa geológico de
Gastil et al., (1975). La simbología es la misma que la de la
Figura 27. Contornos cada 2 pseudo-mGal/km…...……………….
66
31 Mapa de crestas de máximos de gradiente horizontal (círculos
blancos) del mapa de anomalías pseudogravimétricas sobre mapa
geológico de Gastil et al., (1975). Los círculos de colores indican
profundidades mínimas estimadas de contactos verticales
magnéticos. La simbología es la misma que la de la Figura
27……………………………………………………………….….
67
32 Mapa a color de anomalía de Bouguer simple sobre mapa
geológico de Gastil et al., (1975). Compilado con datos
levantados por el INEGI y la UCR, contornos cada 5 mGal. La
simbología es la misma que la de la Figura 27……….………...…
69
xiii
Lista de figuras
Figura
Página
33 Perfil de anomalía de Bouguer y sección litológica superficial.
Tm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.=
Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos sedimentario; gb= gabro;
pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión; FAB=
falla Agua Blanca………………………………………………….
70
34 Mapa de anomalías de Bouguer del transecto VT-LLC: a)
completa; b) regional; c) residual………………………………….
71
35 Perfil de anomalía gravimétrica regional y sección litológica
superficial. Tm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico;
Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos sedimentario;
gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf=
Aluvión; FAB= falla Agua Blanca……………………………….
72
36 Perfil de anomalía gravimétrica residual y sección litológica
superficial. Krm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico;
Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos sedimentario;
gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf=
Aluvión del Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca…….………
73
37 Arriba: perfil de anomalía aeromagnética y sección litológica
superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de
símbolos) de la DE. Krm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos
volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos
sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd=
Granodiorita; Qf= Aluvión del Cuaternario; FAB= falla Agua
Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida. …………………………………………
76
38 Arriba: Perfil de anomalía pseudogravimétrica y sección
litológica superficial. Abajo: Soluciones (ver Tabla 4 para
explicación de símbolos) de la DE. Krm= Terrazas marinas; Kav=
F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F.
Alisitos sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd=
Granodiorita; Qf= Aluvión del Cuaternario ; FAB= falla Agua
Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida………………………………………….
77
xiv
Lista de figuras
Figura
Página
39 Arriba: perfil de gradiente horizontal magnético y sección
litológica superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para
explicación de símbolos) de la DE. Krm= Terrazas marinas; Kav=
F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F.
Alisitos sedimentario ; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas ;
gd= Granodiorita; Qf= Aluvión del Cuaternario ; FAB= falla
Agua Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida…………………………………………..
78
40 Arriba: perfil de anomalía gravimétrica completa y sección
litológica superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para
explicación de símbolos) de la DE. Krm= Terrazas marinas; Kav=
F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F.
Alisitos sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas ; gd=
Granodiorita; Qf= Aluvión del Cuaternario; FAB= falla Agua
Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida…………………………………………..
79
41 Arriba: perfil de señal analítica de la anomalía residual
gravimétrica y sección litológica superficial. Abajo: soluciones
(ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE. Krm=
Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.=
Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos sedimentario; gb= gabro;
pbs= rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión del
Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito,
inferida; MMt= Cabalgadura Principal Mártir, inferida.................
80
42 Localización de perfiles, sobre mapa de anomalía
pseudogravimétrica, paralelos al perfil Valle de la Trinidad-Llano
Colorado…………………………………………………………...
81
43 Perfil A-A’. Arriba: señal analítica de anomalía
pseudogravimétrica y sección litológica superficial. Abajo:
soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE.
Krm = Terrazas marinas ; Kav= F. Alisitos volcánico; Kas = F.
Alisitos sedimentario; t= tonalitas; Qf= Aluvión del Cuaternario;
Kspv= F. Santiago Peak; FAB= falla Agua Blanca; FAV= falla
Agua Blanca Vieja; FER= falla El Ranchito………………………
82
xv
Lista de figuras
Figura
Página
44 Perfil VT-LLC. Arriba: señal analítica de anomalía
pseudogravimétrica y sección litológica superficial. Abajo:
soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE.
Tm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.=
Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos volcanoclástico; gb=
gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión
del Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito,
inferida; MMt= Cabalgadura Principal Mártir, inferida……...…...
83
45 Perfil B-B’. Arriba: señal analítica de anomalía
pseudogravimétrica y sección litológica superficial. Abajo:
soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE.
Tm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.=
Intrusivo occidental; Kas= F. Alisitos volcano-sedimentario; gb=
gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas ; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión
de Cuaternario; FR= falla Rosarito; MMt= Cabalgadura Principal
Mártir, inferidas……………………………………………………
84
46 Perfil C-C’. Arriba: señal analítica de anomalía
pseudogravimétrica y sección litológica superficial. Abajo:
soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE.
Krm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.=
Intrusivo occidental; Kas= F. Alisitos volcanoclástico; gb= gabro;
pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión del
Cuaternario; FR= falla Rosarito; MMt= Cabalgadura Principal
Mártir; FSPM= falla San Pedro Mártir……………………………
85
47 Modelo magnético del perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado.
Arriba, perfiles magnéticos, observado y calculado; Abajo,
modelo con susceptibilidades magnéticas x 10-4
unidades cgs y
litología interpretada …..………………………………………….
87
48 Modelo gravimétrico (anomalía residual) del perfil Valle de la
Trinidad-Llano Colorado. Arriba; anomalía residual observada y
calculada; Abajo; modelo gravimétrico con litología y densidades
(2.88) en unidades de gr/cm3……………………………………
90
xvi
Lista de figuras
Figura
Página
49 Modelo gravimétrico (anomalía regional) del perfil Valle de la
Trinidad-Llano Colorado: Arriba, anomalía regional observada y
calculada; Abajo, perfil topográfico con exageración vertical 1:10
y modelo gravimétrico con densidades (2.98) en unidades de
gr/cm3. MMt= Cabalgadura Principal Mártir; FAB= Falla Agua
Blanca…………………………………………………………….
91
50 Mapa geológico con anomalía gravimétrica (a) y
pseudogravimétrica (b) sobre puestas. Obsérvese la gran similitud
entre ambos mapas. Las abreviaciones son las mismas que las de
la Figura 27…………………………………………..…………….
93
51 Mapa estructural con lineamientos de máximos de gradiente
horizontal (círculos color morado) y soluciones de la
deconvolución de Euler (rombos azul, rojo, amarillo y verde) del
mapa y perfiles de señal analítica de anomalías
pseudogravimétricas. La simbología es la misma que la de la
Figura 27. Línea punteada color naranja indica extensión y/o
continuidad de estructuras……………...………………………….
94
52 Mapa geológico, simplificado de Gastil et al. (1975) y actualizado
con aportaciones de Wetmore (2003) y Johnson et al.
(1999)……………………………………………………...………
95
53 Mapa geológico (Gastil et al., 1975) del sector occidental Falla
Agua Blanca con mapas de: (a) anomalías magnéticas; (b)
pseudogravimétricas; (c) máximos de gradiente horizontal y (d)
lineamientos de máximos de gradiente horizontal (círculos
blancos) sobrepuestos. Fallas: FAB= Agua Blanca; FAV= Agua
Blanca Vieja; FST= Santo Tomas; FM= Maximinos; FTH= Tres
Hermanos; FS=Soledad ..………………………………………….
97
54 Perfil VT-LLC. Arriba: anomalías de Bouguer residual y
magnética de intensidad total, calculadas y observadas,
respectivamente. Abajo: Modelos gravimétrico (2.69= densidad,
gr/cm3) y magnético (99= susceptibilidad magnética, 1x10
-4
unidades CGS), respectivamente, con soluciones de Euler (figuras
de la Tabla 4………………………………………...…………….
99
xvii
Lista de figuras
Figura
Página
55 Interpretación estructural del perfil gravimétrico-magnético Valle
de la Trinidad-Llano Colorado (VT-LLC). S05= estaciones
gravimétricas. FR= Falla Rosarito; MMt= Cabalgadura Principal
Mártir; FAB= Falla Agua Blanca……………………………….…
101
56 Foto tomada en la estación S54 del perfil VT-LLC viendo hacia el
SE, donde se muestran los lineamientos (líneas discontinuas color
rojo) con rumbo hacia el noroeste, formados en rocas
prebatolíticas. Al fondo se ve el Intrusivo Oriental en SSPM
(marcado con línea color naranja)……………….………………..
102
57 Modelo cortical gravimétrico del perfil C-C’ (para su localización
ver la Figura 52): Arriba, anomalía gravimétrica observada y
calculada; Abajo, perfil topográfico y modelo gravimétrico con
densidades (2.98) en gr/cm3. MMt= Cabalgadura Principal Mártir
(Modificado de Schmidt et al., 2009 pág. 295)……………………
103
58 Modelo gravimétrico (anomalía regional) del perfil VT-LLC:
Arriba, anomalía gravimétrica regional observada y calculada;
Abajo, perfil topográfico, modelo gravimétrico con densidades
(2.98) en gr/cm3 y modelos flexurales: línea magenta placa rota;
línea amarilla placa continúa. Para comparación se han
proyectado resultados de la interfaz corteza-manto (Moho)
obtenidos de trabajos anteriores empleando diversas técnicas:
Líneas: roja O’Connor y Chase (1989), azul Reyes et al. (2001);
cruces blancas Lewis et al. (2001); círculos verdes Persaud et al.
(2007). MMt= Cabalgadura Principal Mártir; FAB= Falla Agua
Blanca……………………………………………………………..
105
59 Modelo cortical gravimétrico compuesto del perfil VT-LLC.
Densidades (2.98) en gr/cm3, MMt= Cabalgadura Principal
Mártir; FAB= Falla Agua Blanca..................................................... 107
xviii
Lista de tablas
Tabla Página
1 Estructuras e índices estructurales……………………………….
33
2
Valores de gravedad absoluta en estaciones base primarias y
secundarias (en mGal)…………………………………………
51
3
Densidad y susceptibilidad magnética de rocas a lo largo del
perfil gravimétrico Valle la Trinidad-Llano Colorado…………
74
4 Índices estructurales…………………………………………… 75
Capítulo 1
Introducción
El arco Alisitos (AA) es un segmento de arco de islas oceánico alargado y angosto
(~500x50 km) que discurre a un costado del margen oeste del Batolito Peninsular (BP),
iniciando al sur de la falla Agua Blanca (FAB) y terminando en el paralelo 28 Nº (Figura
1).
Figura 1. Mapa de ubicación del área de estudio. Se muestran las principales unidades
litológicas y estructuras de la zona (modificado de Alsleben, 2005 pág.3). [1] Sector Falla
Agua Blanca Vieja, [2] y [3] Sector Cabalgadura Principal Mártir.
2
En este estudio abordamos la región septentrional del AA (marcada con un recuadro color
rojo en la Figura 1), en la cual existen dos zonas de sutura antigua que registran eventos de
colisión de tipo convergente, Cabalgadura Principal Mártir en su borde oriental y Falla
Agua Blanca Vieja en su borde norte. En el borde oriental (sector central de la Sierra San
Pedro Mártir) la colisión entre el arco y el cratón continental de Norte América es frontal.
Este evento produjo un cinturón estrecho (~20 km) de pliegues, cabalgaduras y fallas
inversas a lo largo de la zona de contacto, siendo la Cabalgadura Principal Mártir (MMt) la
falla maestra de la zona de deformación (Johnson et al., 1999; Schmidt et al., 2009). Y en
el borde norte (Región de San Vicente) la colisión es lateral y se da a través de la zona de la
Falla Agua Blanca vieja (FAV) una zona de deformación estrecha (~17 km) que se produjo
por el movimiento transformante sinestral entre el AA y el arco Santiago Peak (ASP), un
arco continental construido sobre el margen oeste de Norteamérica y contemporáneo al AA
(Wetmore, 2003). Aunque dichas zonas de sutura están distantes (~100 km) y sus rumbos
son casi perpendiculares, se considera que están relacionadas estructuralmente, siendo la
FAV la continuación de la MMt (Wetmore, 2003).
Por otra parte, en la Sierra San Pedro Mártir (SSPM), sector central de la región
septentrional del AA, se documenta una historia de exhumación diferencial (~15 km) y
denudación erosiva en los basamentos del terreno oceánico (gabro-monzonita) y continental
(tonalita-granodiorita-granito). Atribuyéndose a la región un potencial de levantamiento
isostático entre 4 a 5 km (Schmidt et al., 2009). En tanto que el borde norte del AA (San
Vicente) aparentemente no fue afectado por tales eventos (Alslesben, 2005).
O’Connor y Chase (1989), a partir del modelado bidimensional de la flexión de la litosfera,
utilizando un modelo de una placa elástica partida con espesor elástico efectivo de 25 km,
interpretan que el levantamiento de la SSPM fue producido por una combinación de
mecanismo isostático regional (flexión litosférica) y local (tipo Airy). Con una raíz cortical
(~25 km) por debajo de la altura máxima de la SSPM (~3095 m) que la compensa. La
existencia de esta raíz es verificada por los resultados del modelando de ondas refractadas
en la interfaz manto-corteza producidas por eventos sísmicos registrados en un arreglo de 9
estaciones de banda ancha situadas a lo largo de un perfil que cruza de oeste a este la SSPM
3
(Reyes et al., 2001) y de datos gravimétricos medidos a lo largo del mismo perfil
(Martínez, 2006). Sin embargo, profundidades al Moho estimadas a partir del cálculo de la
función receptor (receiver function) de telesísmos registrados en el mismo arreglo de
estaciones de banda ancha (Lewis et al., 2001, Persaud et al., 2007) no apoyan la existencia
de dicha raíz. Las máximas profundidades estimadas al Moho (~40 km) ocurren en el
costado oeste de la máxima elevación de la SSPM justo en el sector oeste del BP. Las
profundidades estimadas al Moho son reproducidas mediante el modelado de la flexión 2-D
de una placa elástica continua con un espesor elástico de 5 km. De tal manera que el
soporte de la carga topográfica debida a la SSPM se puede explicar a través de una
combinación de soporte flexural y variaciones laterales de densidad en la corteza y/o manto
superior. Basados en este modelo, Schmidt et al. (2009) interpretan que el levantamiento de
la SSPM es el resultado de flexión elástica de la litosfera atribuida principalmente al
calentamiento y adelgazamiento del manto superior entre el sector este del BP y el Golfo de
California. Un inconveniente de estos dos últimos estudios es que no se utilizan las
anomalías gravimétricas y magnéticas presentes en la zona como restricción del modelo de
flexión cortical derivado.
1.1. Objetivo
La información gravimétrica (INEGI; UCR; comunicación personal de Espinosa- Cardeña,
2012) junto con datos aeromagnéticos del SGM (2000), así como nuevas mediciones
gravimétricas realizadas en este trabajo a lo largo de un perfil con dirección E-W que cruza
el AA, se analizan con el propósito de aportar información relevante para: a) dilucidar la
interrelación estructural entre las zonas de cizalla y/o sutura MMt y FAV y; b) con base en
la integración de los resultados obtenidos en el punto anterior y en otros estudios llevar a
cabo una revisión de los modelos de compensación isostática propuestos para la región
septentrional del AA.
4
El desarrollo del presente trabajo se describe a continuación:
En el capítulo II se hace una breve descripción de los métodos, la compilación de los datos
gravimétricos y magnéticos y del levantamiento del perfil gravimétrico. En el capítulo III se
hace una reseña de los datos, se presentan los resultados de su análisis en mapas y perfiles.
Se presentan también los modelos 2D y 2.5 D del perfil gravimétrico medido y su
comparación con los datos aeromagnéticos sobre este mismo perfil. En el capítulo IV se
discuten los resultados de la integración de datos gravimétricos, magnéticos y geológicos,
los cuales se comparan con los modelos y mecanismos de compensación isostática
propuestos para la región de estudio. Finalizando con las conclusiones.
1.2. Antecedentes
Desde hace tiempo, se han venido realizando numerosos estudios geofísicos en el sector
septentrional del AA con la finalidad de definir la estructura cortical. Los perfiles de los
estudios realizados se muestran en la Figura 2 y se describen a continuación en orden
cronológico:
Figura 2. Mapa de localización de distintos perfiles geofísicos realizados cerca y dentro del
área de estudio (recuadro marcado en color negro).
5
Gastil et al. (1975) realizaron 2000 mediciones gravimétricas sobre el Estado de Baja
California e islas cercanas del Golfo de California, con el propósito de aportar información
adicional respecto a la naturaleza del BP y su relación con las rocas sedimentarias y
metamórficas de sus alrededores. A partir de las mediciones gravimétricas realizadas se
elaboró un mapa de anomalía de Bouguer simple (sin corrección topográfica), ver Figura 3.
Estos Autores describen en el área de estudio un alto gravimétrico de 35 mGal, alargado y
con rumbo NW-SE, que va desde la falla Agua Blanca hasta el Valle de San Quintín
(latitud 31.5ºN), coincidiendo con afloramientos de rocas volcánicas de la Formación
Alisitos. En el sector occidental de la Falla Agua Blanca los contornos de la anomalía
positiva corren paralelos al trazo de la falla. En el Valle de Trinidad, al este del sector
oriental de la falla Agua Blanca, se describe una anomalía gravimétrica negativa de -40
mGal. La parte alta de la Sierra San Pedro Mártir se caracteriza por una aguda anomalía
negativa de -110 mGal, que relacionan con una raíz siálica profunda.
6
Figura 3. Mapa de anomalía simple de Bouguer del sur de California y Baja California.
Modificado de Gastil et al. (1990, pág. 27).
O’Connor y Chase (1989) realizan un modelo de flexión cortical y gravimétrico
bidimensional, cortando transversalmente a la SSPM a la altura del Picacho del Diablo
(Figura 4). Los valores del perfil gravimétrico fueron tomados del mapa de anomalía de
Bouguer del Estado de Baja California elaborado por Gastil et al. (1975). Partiendo de un
modelo constituido por una lámina elástica doblemente partida por fallamiento con una
rigidez flexural de 8.6 x1023
N·m y espesor elástico efectivo de 25 km, derivan un modelo
cortical sencillo, compuesto de manto y corteza. En la porción oeste del perfil proponen dos
cuerpos intracorticales: uno correspondiente a rocas volcánicas y volcanoclásticas de la F.
Alisitos con contraste de densidad, con respecto al manto, de + 100 kg/m3 y 6 km de
espesor, bajo éste se propone un cuerpo denso con contraste de densidad de + 250 kg/m3 de
afinidad ofiolítica (Gastil et al. 1981), relacionado con afloramientos de secuencias de
ofiolitas encontrados más al sur del área (Rangin, 1978; Gastil et al. 1981). El grosor
7
cortical es de 24 km en las costas Pacífico-Gofo de California y ~46 km bajo el Picacho del
Diablo (altitud ~3095 msnm) con una raíz cortical profunda (~25 km) con contraste de
densidad de -400 kg/m3. Basándose en este modelo cortical los autores mencionados antes
proponen un mecanismo de compensación isostático combinado de flexión litosférica y
local tipo Airy que levantó y configuró la topografía actual de este sector de la SSPM.
Figura 4. Perfil de O’Connor y Chase (1989, pág.836). A) Perfil topográfico; B) Modelo
cortical; C) anomalía de Bouguer observada (línea discontinua) y calculada (línea
continua). Para su ubicación ver la Figura 2.
Estos autores explican que el levantamiento de la corteza fue rápido y sucedió durante el
Cenozoico y está relacionado con la interacción de la frontera entre la Placa Pacífico y la
Placa de Norte América durante los últimos 14 Ma.
Lewis et al. (2001) estiman el grosor cortical a lo largo de un transecto Este- Oeste en la
Península de Baja California y analizan su relación con el relieve topográfico y con la
extensión de la corteza. Para esto, estimaron profundidades al Moho a partir de fases
convertidas de ondas P a S, identificadas en sismogramas de sismos lejanos registrados en
8
11 estaciones sísmicas temporales de banda ancha colocadas aproximadamente a 31º de
latitud Norte (triángulos en Figura 5a). Las profundidades al Moho obtenidas (Figura 5a)
varían de ~33 (±3) km cerca de la costa del Pacífico a ~40 (±4) km bajo la estaciones
LACB y SAJO al oeste del Picacho del Diablo (estación OBTO la parte más alta de la
SSPM, y disminuyen abruptamente hasta ~15 (±2) km en el centro del Golfo de California.
A partir de la correlación con estudios similares realizados al norte del área de estudio
(Ichinose et al., 1996), deducen que la profundización del Moho es una característica
regional del sector oeste del BP y que un modelo de compensación isostático local tipo
Airy no es válido para la región. Como las profundidades al Moho estimadas son
reproducidas mediante el modelado bidimensional de la flexión de una placa elástica
continua con un espesor elástico efectivo de 5 km y una rigidez flexural de 8.6x1023
Nm,
estos autores explican que la poca profundidad del Moho (~35 km) obtenida por debajo del
sector este del BP, es un reflejo de la deformación en la corteza inferior en respuesta al
proceso de “rifting” en la adyacente Provincia Extensional del Golfo durante el Cenozoico,
y que la compensación isostática de la carga topográfica que ejerce la SSPM se explica a
través de soporte flexural litosférico. Aunque consideran que también podría ser soportada
por una variación lateral local de la densidad en la corteza inferior y del manto superior por
debajo del sector este del BP.
Reyes et al. (2001), utilizan diferencias de tiempo de viaje de ondas directas (Pg) y
refractadas en la interfaz manto-corteza (fase Pn) producidas por sismos ocurridos en el
norte de Baja California, calcularon la profundidad al Moho en 9 estaciones (Figura 5b) del
mismo transecto de Lewis et al. (2001). Para ello utilizaron datos de 35 sismos localizados
con estaciones de las redes sísmicas permanentes RESNOM (Red Sísmica del Noroeste de
México) y RANM (Red Acelerógrafos del Noroeste de México), los tiempos de arribo
fueron medidos directamente de los sismogramas, con estos datos se estimaron diferencias
de tiempos de viaje (Pg-Pn). Mediante un proceso iterativo estimaron profundidades al
Moho utilizando un modelo cortical de n capas basándose en un modelo 1D de velocidades
desarrollado por para la región Nava y Brune (1982). Estos autores obtenien profundidades
de Moho en la costa del Pacífico de aproximadamente 32 km, se incrementa gradualmente
9
hasta ~42 km debajo de la Sierra San Pedro Mártir, y decrece abruptamente hacia la costa
este del Golfo de California hasta ~20 km (Figura 5b).
Figura 5. Modelos corticales. (a) de Lewis et al. (2001 pág. 13,607); b) de Reyes et al.
(2001, pág. 8). Cruces y línea discontinua profundidades al Moho. Triángulos, ubicación de
estaciones de banda ancha. Para su ubicación ver la Figura 2.
Langenheim y Jachens (2003), analizan datos aeromagnéticos de la Península de Baja
California publicados por el North American Magnetic Anomaly Group (2002). Las
anomalías aeromagnéticas fueron transformadas a anomalías pseudogravimétricas o de
potencial magnético y de gradiente horizontal. La característica principal de la anomalía de
potencial magnético es una anomalía dipolar en la parte occidental de la península con una
longitud de ~1200 km. En el sector norte de la península, el gradiente de esta anomalía
dipolar regional es coincidente con el contacto entre rocas del sector occidental y oriental
10
del BP. Su polaridad positiva coincide con afloramientos de rocas volcánicas de la F.
Alisitos y gabros y tonalitas del sector occidental del BP, en tanto que su polaridad negativa
coincide con granitos y granodioritas del sector oriental del BP. La frontera composicional
del BP coincide con la frontera magnética o limite Magnetita-Ilmenita definida a partir de
cientos de mediciones de susceptibilidad magnética realizadas en afloramientos de rocas de
ambos sectores del BP (Gastil et al., 1990). En el área de estudio, correspondiente al sector
central de la FAB los autores señalan que se caracteriza por una notable reducción en la
amplitud del alto del potencial magnético y un desplazamiento lateral de 25 a 30 km de
altos magnéticos aislados (no observables a la escala del mapa) que coincide con el
desplazamiento dextral de 27 km descrito por Allen et al. (1960) en este sector de la FAB.
Para determinar la geometría y profundidad de las fuentes magnéticas, los autores modelan
en 2D un perfil de anomalía magnética transversal a la península y que cruza el sector
central de la FAB (Figura 6). El sector oeste del perfil se caracteriza por una intensa
anomalía con amplitud relativa de ~2400 nT seguida de una anomalía de menor amplitud
(~700 nT) en el cruce con la FAB. En tanto que en el sector este la anomalía es casi nula.
Para ajustar los datos del perfil construyen un modelo de corteza magnetizada con fuertes
contrastes laterales de magnetización que se extienden hasta una profundidad de 20 km
manteniendo su base horizontal a lo largo del perfil. Las fuentes principales de la anomalía
magnética las ubican en el sector oeste del BP. Para ajustar la anomalía magnética de
mayor amplitud introducen un cuerpo con susceptibilidad magnética de 0.126 unidades SI
que se profundiza hasta la base de la corteza alcanzando un ancho aproximado de 20 km,
los autores asocian este cuerpo con rocas de composición máfica del sector occidental del
BP. La ausencia de anomalías magnéticas en el sector este del perfil la asocian a la
presencia de rocas de composición félsica del sector este del BP. Consideran que la
diferencia composicional entre los sectores del BP origina un contraste reológico, siendo el
bloque occidental del BP el de mayor resistencia y espesor. Por lo tanto, el sector oriental
del BP, con menor resistencia, es susceptible de mayor deformación a causa de fallas
relacionadas con la Provincia Extensional del Golfo.
11
Figura 6. Modelo cortical magnético de Langenheim y Jachens (2003 pág.51-3). Arriba:
perfil magnético. Abajo: sección cortical. BPO= Batolito Peninsular occidental; BPE=
Batolito Peninsular oriental; FAB= Falla Agua Blanca; 0.025= susceptibilidad magnética
en unidades SI. Para su ubicación ver la Figura 2.
Martínez-Cañedo (2006) realizó el modelado 2D de datos gravimétricos (anomalía de aire
libre) y aeromagnéticos (Figura 7) de un transecto de ~450 km de longitud con rumbo E-W
a ~31º N, desde la costa Pacífico de Baja California hasta costas del noroeste de Sonora,
pasando por la parte alta (Picacho del Diablo) de la Sierra San Pedro Mártir (Figura 2). Para
la elaboración del perfil de anomalía gravimétrica de aire libre se realizó un levantamiento
gravimétrico constituido de 130 estaciones con un gravímetro marca Lacoste&Romerg
modelo G-99. El posicionamiento horizontal y vertical de las estaciones se realizó mediante
posicionamiento satelital utilizando dos receptores GPS de doble frecuencia marca
ASHTECH. Las estaciones se ligaron a la estación MEXI de la Red Geodésica Nacional
Activa (RGNA), ubicada en la ciudad de Mexicali, Baja California. Para la elaboración del
perfil aeromagnético se utilizaron datos proporcionados y levantados por el Servicio
Geológico Mexicano (SGM).
12
La forma del perfil de anomalía aeromagnética (Figura 7 A) es similar al perfil magnético
(Figura 6) de Langenheim y Jachens (2003), solamente la amplitud relativa de las
anomalías es diferente. Por ejemplo, la amplitud relativa de la anomalía magnética principal
es de ~960 nT contra ~2400 nT, lo cual implica que se asignaron valores menores de
susceptibilidad magnética a las fuentes de las anomalías y por consiguiente se llega a una
diferente interpretación. En el perfil de anomalía gravimétrica de aire libre (Figura 7 B)
muestra una relación directa con la topografía, sobre todo con la Sierra San Pedro Mártir
donde alcanza un máximo de ~200 mGal, mientras en la provincia extensional del Golfo se
observa un mínimo de hasta -18 mGal, y en la región del Golfo de California se tiene una
anomalía constante de ~36 mGal. La presentación de los datos gravimétricos en términos
de la anomalía de aire libre dificulta la visualización de contrastes laterales de densidad
debido a la fuerte influencia de los rasgos topográficos.
El modelo cortical gravimétrico-magnético obtenido es complejo (Figura 7C) constituido
por diversos cuerpos de diferentes dimensiones, densidades y formas. En el área de estudio
(marcada con un cuadro negro punteado), este modelo indica una profundidad de la interfaz
corteza-manto (Moho) de ~28 km en la línea de costa del Pacífico hasta un máximo de ~44
km por debajo de la parte alta de la Sierra San Pedro Mártir, disminuyendo hacia el Escarpe
del Golfo (~22 km) y al centro del Golfo de California (~17 km). La geometría y
profundidad del interfaz corteza-manto son similares a las obtenidas por Reyes et al. (2001)
y Lewis et al. (2001). Se observa una raíz cortical por debajo de la Sierra San Pedro Mártir,
sólo que su parte más profunda no corresponde exactamente a la zona con mayor elevación
(el Picacho del Diablo), a diferencia del modelo presentado por Reyes et al. (2001). En
cuanto al origen de la anomalía magnética principal, se propone un cuerpo con
susceptibilidad magnética de 0.1 unidades SI que se profundiza hasta 26 km con
inclinación hacia el oriente y de origen geológico desconocido.
13
Figura 7. Modelo cortical gravimétrico-magnético de Martínez-Cañedo (2006, pág. 37). a)
Perfil magnético. b) Perfil gravimétrico (anomalía de aire libre). c) Sección cortical, 2780=
densidad en kg/m3, (0.025) = susceptibilidad magnética en unidades SI. Rectángulo en línea
discontinua negro, representa proyección del área de estudio de este trabajo. Para su
ubicación ver la Figura 2.
Pamplona-Pérez (2007), realizó un perfil magneto-telúrico a través de la Sierra San Pedro
Mártir (Figura 8) con una longitud de ~110 km, constituido por 26 estaciones (MT) con una
separación de 4 km cada una. Se midieron variaciones temporales de las componentes
horizontales del campo eléctrico (Ex y Ey) y los tres componentes ortogonales del campo
magnético (Hx, Hy y Hz) en un rango de frecuencias entre 0.001 y 100 Hz. Dicho autor
elaboró un modelo 2D de la resistividad de la corteza (Figura 8) utilizando impedancias
invariantes y una técnica de inversión regularizada. En el área de estudio (recuadro negro
punteado), en el modelo de resistividades obtenido resalta una anomalía conductora somera
(~5 km) de ~10 Ohm-m localizada por debajo de la anomalía resistiva del Plutón de San
14
José (PSJ), que es asociada con rocas volcánicas y volcanoclásticas del Grupo Alisitos,
buzando hacia el este y en contacto con bloque continental. El contacto inferido, indicado
con la abreviación ZCM, lo relaciona con la Cabalgadura Principal Mártir descrita por
Johnson et al., (1999) la cual es proyectada hasta una profundidad de ~17 km sobre una
interfaz (HC, ver Figura 8) entre cuerpos conductores profundos (<10 Ohm-m) y cuerpos
resistivos (>100 Ohm-m) que presenta una profundidad máxima de 22 km por debajo del
sondeo Sp03. Dicha interfaz es interpretada como una zona de transición frágil-dúctil a
niveles de corteza media.
Debajo de los sondeos Sp09 a Sp15 a aproximadamente 35 km de profundidad, se tiene un
ligero aumento en la resistividad el cual compararan con los resultados del modelo de
interfaz corteza manto de Lewis et al., 2001, relacionando este aumento con el Moho. En el
resto del perfil no se detecta esta interfaz debido a una alta conductividad en la corteza
media que atenúa la señal magnetotelúrica.
Figura 8. Modelo cortical de resistividades de Pamplona-Pérez (2007, pág. 63). HC=
interfaz entre cuerpo conductor profundo (15 a 20 km) y cuerpos resistivos someros, ZCM=
anomalía conductora relacionada con la cabalgadura MMt. PSJ = Plutón San José, PSPM=
Plutón San Pedro Mártir, SSF= Sierra San Felipe. Las cruces indican las profundidades al
Moho reportadas por Lewis et al. (2001) y el cuadro rojo el área que se correlaciona con
este estudio. Para su ubicación ver la Figura 2.
15
1.3. Geología
1.3.1. Marco Tectónico
El AA es resultado de procesos magmáticos y tectónicos ocurridos durante el periodo
Jurásico-Cretácico temprano relacionados a la subducción de la Placa Farallón que se
manifiesta a lo largo de la costa oeste de Norteamérica (Atwater, 1989). Se han propuesto
varios modelos para describir la evolución tectónica Mesozoica, particularmente en lo que
se refiere a la zona de subducción y acreción del AA con el margen continental a finales de
Cretácico, los más citados son: Arco Bordado “Arcfriging” (Gastil et al. 1981; Busby et al.
1998) y Arco de Isla Exótico “Exotic Island Arc” (Wetmore et al., 2002; Smith et al.,
2002), el segundo es el más aceptado y también es conocido como modelo híbrido
(Sedlock, 2003).
De acuerdo al modelo de la Figura 9 A, durante el Triásico medio-Jurásico medio (~241-
164 Ma) la porción oriental del batolito peninsular (indicada con una franja sombreada a lo
largo del sur de California y Baja California, Figuras 9) estaba construido por remanentes
de un margen pasivo del suroeste de Norte América (Figura 9 A) de edad Precámbrica-
Paleozoica (Schmidt et al 2002). En este periodo se forma una cuenca de frente de arco
conformada por detritos provenientes de Norte América, o por material volcánico
localizado en la parte oriental (Figura 9 A). Se sugiere que en este periodo tuvo lugar la
formación del arco continental Santiago Peak (ASP). El magmatismo asociado al arco
inició dentro de una zona de transición en el sur de California durante el Triásico al
Jurásico temprano (Thomson and Girty, 1994, en Schmidt, 2002).
Durante el Jurásico medio al Cretácico temprano (~164–115 Ma), Figura 9 B, la
sedimentación continuó dentro de la zona de transición del Batolito. Se infiere un arco de
islas de origen exótico (AA) junto con una falla transforme localizada al norte del arco
(Wetmore, 2003). El arco se formó a una distancia apartada de cratón de Norte América
(Alsleben, 2005) y la edad relativa estimada por fósiles, identificados en calizas, es
Cretácica (Albiano), el mismo autor indica que también se tomaron muestras de flujos
16
volcánicos para fechar zircones con el método isotópico U/Pb, obteniendo una edad de
~116 ± 2 Ma, la cual se considera como la edad mínima del arco, por que las partes
profundas de este no están expuestas (Alsleben, 2005).
En el Cretácico temprano–medio (~115 – 105 Ma) se llevó a cabo la colisión del AA contra
el cratón continental (Figura 9 C). Esta fue de tipo convergente en su borde oriental
produciendo un cinturón estrecho (~20 km) de pliegues, cabalgaduras y fallas inversas a lo
largo de la zona de contacto denominada cabalgadura principal Mártir (MMt), y de tipo
transpresivo en su borde norte a través de una zona de deformación estrecha (~17 km) que
se produjo por el movimiento transformante sinestral entre los arcos Alisitos y Santiago
Peak. Esta estructura se considerada como ancestro de la Falla Agua Blanca (Gastil et al.,
1981; Wetmore, 2003) y conocida como Falla Agua Blanca vieja (Wetmore, 2003).
En el Cretácico medio–tardío (~100 a 75 Ma), Figura 9D, se produjo un considerable
desplazamiento a lo largo de MMt, combinado con un acortamiento dúctil, seguido por una
rápida denudación al este de la cabalgadura (MMt) (Johnson et al., 1999). Se especula que
un evento magmático de grandes dimensiones debilitó térmicamente la litósfera (99 – 92
Ma) a lo largo de la zona oriental de BP dando lugar a su exhumación con una altura
acumulada de ~ 15km. (Schmidt et al., 2009). Esta denudación expuso rocas metamórficas
que equilibraban presiones de hasta un 5.5 kbar (Rothstein, 1997; en Johnson et al., 1999) y
también dio lugar a abundantes sedimentos procedentes de rocas plutónicas y metamórficas
del Cenomaniano al Turoniano (~100 a 89 Ma), y conglomerados en el margen occidental
de la península (Johnson et al., 1999).
17
Figura 9. Modelo de evolución tectónica del periodo Triásico medio-Cretácico tardío del
sur de California (USA) y norte de Baja California (México). Modificado de Schmidt et al.
(2002, pág. 67). Indicando una serie de intervalos de tiempo y características tectónicas
generalizadas para cada periodo de tiempo.
18
Continuando con la evolución tectónica, en el Cenozoico temprano y hasta el Oligoceno
(~66 a 23 Ma) la FAV evolucionó de paleotransforme oceánica a una falla de rumbo
netamente continental ubicándose en su posición actual (Suárez, 1993). Durante el Eoceno
tardío (~33 Ma) el levantamiento (3 a 4 km) en la parte oriental del BP se reactivó en
estructuras del Cretácico (MMt), cortando el sistema fluvial y una discordancia
estratigrafica regional en la SSPM (Schmidt et al., 2009). A partir del Mioceno (~23 Ma) y
como consecuencia del proceso tectónico distensivo que originó al Golfo de California, la
Falla Agua Blanca Vieja (FAV) se reactiva, dando a lugar a la Falla Agua Blanca (FAB)
conocida actualmente, cambiando su sentido de movimiento de rumbo a lateral derecho
(Suárez, 1993).
1.3.2. Fisiografía
Según Servicio Geológico Mexicano (1999, 2000, 2003) la superficie del Estado de Baja
California se divide en dos provincias: la provincia Llanuras Sonorenses (una pequeña
porción en el noroeste del estado) y en la provincia Península de Baja California, que es
donde se encuentra el área de estudio. En esta última se localiza la subprovincia Sierras de
Baja California Norte. En el área de estudio, se distinguen dos sierras prominentes; Sierra
Juárez (1980 msnm) al norte y Sierra San Pedro Mártir (3100 msnm) al sur del área (Figura
10). En esta Figura se muestra el perfil gravimétrico realizado en el trabajo (VT-LLC), el
cual inicia al occidente en una planicie al sur de San Vicente conocido como Llano
Colorado y termina en el oriente en el Valle de la Trinidad en las estribaciones de la Sierra
Juárez.
19
Figura 10. Mapa que presenta los rasgos fisiográficos y estructurales principales en el área
de estudio, así como el Perfil gravimétrico realizado en este trabajo (VT-LLC). Estructuras
en mapa en base a Gastil et al. (1975); Johnson et al. (1999); Wetmore (2003); y Schmidt et
al. (2009).
1.3.3. Litología
Rocas prebatolíticas
Esta unidad está constituida principalmente por esquistos, gneis, estratos metavolcánicos y
metasedimentarios, representadas en color azul cielo en el mapa geológico (Figura 12),
también conocida como conjunto de cuencas Mesozoicas (Alsleben, 2005). Caracterizada
como un conjunto de flysch, en la zona central y zona de transición (sutura) del BP (e.g.
Gastil et al., 1975; Gastil, 1993; Schmidt, 2002; Schmidt and Paterson, 2002; Alsleben,
2005). Los protolitos de esta unidad incluyen basaltos, tobas cristalinas líticas silíceas,
areniscas y lutitas tobáceas; brechas de tobas, así como también escasas capas de caliza y
cuarcitas (Johnson et al., 1999; Schmidt, 2002; Alsleben, 2005). La unidad se localiza en la
parte oriental de la península en contacto discordante con el batolito y en contacto por falla
con el AA (MMt).
20
Segmento arco Santiago Peak
El ASP se formó durante el Jurásico-Cretácico en el límite del margen continental, sobre un
prisma de acreción. Con una tendencia norte-noroeste, una longitud de 130 km largo y 20
km de ancho (Springer, 2010). En la Figura 12 el arco Santiago Peak se observa en color
verde azulado. Se compone de secuencias de depósitos de origen continental de andesitas
basálticas, andesita, dacita, riolita, brechas volcanoclásticas, toba soldada y epiclásticos
(Herzig, 1991; Springer, 2010). La FAV es el contacto discordante entre el AA al sur, y
ASP al norte.
Segmento arco Alisitos (Formación Alisitos)
La Formación Alisitos (ver Figura 12, representada por color verde azulado al sur de FAB)
es una unidad única deposicional que define al AA y se caracteriza por unidades marinas
superficiales a profundas y no marinas (Allison, 1955; Gastil et al., 1975; Beggs, 1984). La
F. Alisitos está compuesta por rocas volcanoclásticas epiclásticas, argilitas y areniscas
volcanogénicas, brechas y flujos volcanoclásticos y un extenso miembro regional y
prominentemente de caliza/mármol que se extiende desde Punta China hasta el noroeste de
Sierra San Pedro Mártir (Silver et al., 1963). La unidad volcánica de la F. Alisitos se
compone de rocas piroclásticas gruesas y depósito epiclásticos, de composición basáltica a
riolítica.Wetmore (2003), describe una columna estratigráfica de hasta ~6 km de espesor de
esta unidad. El occidente de AA está caracterizado por una baja intensidad de tensión,
menor deformación dúctil y menor metamorfismo de facies de anfibolita (Schmidt, 2002).
Batolito Peninsular
Durante el Cretácico superior - Terciario inferior, las rocas preexistentes fueron afectadas
por una serie de intrusiones con rango de edades que varían de 140 a 66.4 Ma y que en
conjunto constituyen el Batolito Peninsular de Baja California, ligado a la evolución del
arco volcánico del Jurásico tardío – Cretácico.
21
El BP puede dividirse en dos zonas: oriental y occidental, debido a las diferencias de edad,
petrología, geoquímica y firmas de isótopos. La zona occidental del BP, afloran rocas
intrusivas de gabro a tonalita (de color rosa y morado en Figura 12) de edad Jurásico medio
a Cretácico medio, y se encuentran en discordancia con el AA. (Silver et al., 1979; Silver
and Chappell, 1988). La zona oriental, incluye intrusivos principalmente tipo La Posta, que
son de composición predominantemente félsica con minerales de hornblenda-biotita y
tonalita (Gastil et al., 1990; Sedlock, 2003). Esta zona (indicada en color rosa claro y rosa
en la Figura 12) es de edad Mesozoico temprano a Cretácico tardío (105 y 80 Ma) y se
encuentran en discordancia con las rocas prebatolíticas.
1.3.4. Estructura
Sistema de Fallas Agua Blanca
El sistema de fallas Agua Blanca es la mayor estructura transversal en el norte de Baja
California, se extiende por más de 120 km desde Punta Banda hasta el oriente del Valle de
San Matías (Allison et al. 1960). La FAB está definida geomorfológicamente por escarpes
recientes, desplazamiento de arroyos, sierras desplazadas, fallas de deslizamiento y de
montura y valles controlados por fallas (Allen et al., 1960). Aunque la falla no experimenta
actividad sísmica histórica de gran magnitud, estas expresiones, junto con los distintos tipos
de roca que se encuentran en ambos bloques de la falla, indican que aún está activa (Allen
et al., 1960).
Estructuralmente la FAB está constituida por tres segmentos escalonados y bien definidos.
El segmento oriental se extiende desde el Valle de San Matías hasta el occidente del Valle
de la Trinidad, terminan en el inicio del Cañón Dolores. A partir del Cañón Dolores, inicia
el segmento central pasando por el Valle de Agua Blanca y hasta el extremo oriente del
Valle Santo Tomás. En el Valle de Santo Tomás la FAB se divide en dos ramas que limitan
al sur y al norte la Península de Punta Banda. A la rama sur se le conoce como Falla Santo
Tomás (FST) que a su vez se ramifica en lo que se conoce como las fallas de Soledad (FS)
22
y Maximino (FM), y la rama norte localizada al norte de la península de Punta Banda que
se conoce propiamente como el segmento oeste de la FAB. Las fallas FST, FS y FM
generan un patrón estructural complejo el cual es resultado del movimiento de la misma
FAB en sus primeros estadios como estructura de carácter continental (Suárez, 1993). La
FM se caracteriza por tener movimiento lateral derecho y la FST se caracteriza por tener un
movimiento vertical (normal) sin embargo, existe evidencia de estrías en espejo de falla,
que indican que la Falla Santo Tomás tuvo un movimiento horizontal, concordante con la
Falla Agua Blanca Vieja (Suárez, 1993).
Gastil et al. (1975, 1981) identificó a FAB como una estructura heredada del Cretácico, que
al principio se formó como una falla transforme sinestral (FAV) durante la acreción de los
segmentos ASP y AA. Esta designación marca la diferencia entre el norte y el sur de los
dos segmentos de arco sin conocimiento específico de la geología alrededor de FAB
(Wetmore et al., 2005). La FAV es una falla inactiva, a diferencia de FAB, que se
caracteriza por ser una falla de transpresión del finales Cretácico temprano la cual
yuxtapone a dos arcos segmentados ASP y AA (Wetmore et al., 2005).
Cinturón de pliegues y fallas (Falla Agua Blanca vieja, Cabalgadura Principal Mártir)
Relacionada con la colisión del AA con el margen continental de Norte América, se tiene la
formación de un cinturón de fallas y pliegues (CPF) que se encuentra limitado al oriente
por la falla MMt y al norte por la falla FAV (Figura 12). El contacto entre el AA y el cratón
de Norteamérica de la zona oriental, han sido descritos tanto al norte como al sur de la
Sierra San Pedro Mártir (Goetz, 1989; Johnson et al., 1999; Schmidt, 2002). En cada una
de estas áreas, los dos cinturones litoestratigráficos están yuxtapuestos a través de una larga
zona de deformación dúctil llamada cabalgadura Principal Mártir (MMt). En el sur de la
Sierra San Pedro Mártir, la presencia de la cabalgadura (MMt) se yuxtapone a la F. Alisitos
con sedimentos de aguas profundas y sucesiones volcánicas que no han sido claramente
identificadas (Schmidt et al., 2009).
23
Estructura de abanico o flor
Al sur de la SSPM, a una latitud 30.5ºN (Figura 11), la zona de transición de corteza
oceánica a corteza continental se caracteriza por una amplia estructura de abanico de 20 km
de largo, que deforma conjuntos de rocas prebatolíticas yuxtapuestas sobre rocas volcano-
sedimentarias del AA (Schimdt et al., 2002). El limite occidental del abanico se encuentra
marcado por la Falla Rosarito (FR) (Goetz, 1989). Cerca del límite occidental se tiene a
MMt, que marca la zona de sutura entre el arco de insular al occidente (AA) y el arco
continental al oriente (Johnson et al., 1999). El límite oriental está marcado por la falla
Agua Caliente, ésta cabalga sobre un conjunto de rocas del miogeoclinal Proterozoico al
Paleozoico temprano (Measures, 1996).
Figura 11. Estructura de abanico al sur de la SSPM, marcada en cuadro interior. Sección
cortical elaborado con varios trabajos geofísicos por Schmidt et al. (2009, pág. 295).
24
25
Capítulo 2
Metodología
Por lo general los datos magnéticos y gravimétricos se interpretan en tres etapas. La
primera involucra el análisis cualitativo de los datos desplegados en una variedad de
perfiles o mapas. La aplicación de diversas técnicas de realce de anomalías (primeras y
segundas derivadas, filtrado espacial, gradiente horizontal, señal analítica, etc.). En esta
etapa las anomalías son correlacionadas con los rasgos geológicos y divididas en diferentes
áreas de interés.
La segunda etapa involucra el análisis cuantitativo, tales como modelado directo e inverso
bidimensional (2D) y/o tridimensional (3D), de datos extraídos de un área de interés. El
modelado magnético/gravimétrico involucra definir un modelo a través de cuerpos con
propiedades magnéticas/densidades y calcular la anomalía teórica que producen. En la
tercera etapa se realiza una integración de datos geofísicos y geológicos, haciendo una
comparación de los resultados obtenidos con la litología y estructuras del área.
2.1. Magnetometría
La magnetometría es una técnica de exploración geofísica que consiste en medir las
variaciones del campo magnético terrestre, y en base a ellas, inferir la geología del
subsuelo. En la magnetometría área, caso de este trabajo, se realizan mediciones del campo
magnético total, a lo largo de una o varias líneas de vuelo, con mediciones en intervalos de
distancia aproximadamente constante.
El campo magnético de la Tierra (CG) se asemeja al campo generado por un dipolo
magnético alineado con el eje de la Tierra o al que sería producido por una esfera de
magnetización uniforme. Los elementos que lo caracterizan (Figura 13), intensidad total
(T), inclinación (I) y declinación (D) magnética varían respecto a la latitud y longitud. T es
el vector suma de las tres componentes principales (X, Y, Z, ecuación 1); I es el ángulo
entre T y la componente horizontal H, D es el ángulo entre el norte geográfico y la
26
componente horizontal H (se mide a partir del norte geográfico y en el sentido del reloj). La
dirección positiva del vector magnético está definido como la dirección norte del polo
magnético (Figura 13); por lo tanto el polo norte magnético de la Tierra es el polo sur
geográfico y el polo sur magnético es polo norte geográfico (Nettleton, 1971).
, (1)
donde: es la intensidad del campo total del campo, es la componente horizontal, es la
componente vertical, es el norte geográfico, es el este geográfico.
Figura 13. Descomposición vectorial del campo magnético de la Tierra en el sistema de
referencia geográfico modificado de Nettleton (1971, pág.74).
Las unidades para la intensidad magnética total, en SI, están dadas en nanoteslas (1
gamma= 1 nanotesla = 10-5
Gauss). Por ejemplo, la intensidad del campo magnético de la
Tierra es aproximadamente 30,000 nT en el Ecuador y 60,000 nT en los polos.
La exploración magnética de áreas extensas se realiza midiendo variaciones de la
intensidad total del CG producida por las diferentes concentraciones y orientación de los
minerales magnéticos (magnetita, pirrotina e ilmenita) distribuidos en las rocas, tanto en la
superficie como a profundidad. La forma y amplitud de la respuesta magnética depende de
la geometría, rumbo, profundidad, susceptibilidad magnética y magnetización remanente de
27
la unidad litológica que produce la anomalía, así como por la inclinación (I) y declinación
(D) magnética del sitio. El valor de anomalía magnética se obtiene a partir de la siguiente
relación:
obs vd IGRFT T T T , (2)
donde:
T = Anomalía magnética; obsT = Intensidad magnética observada; vdT = Corrección por
variación diurna (variación en tiempo del CG); IGRFT = Campo Geomagnético Internacional
de Referencia (modelo matemático del CG que describe la variación del CG en función de
la latitud, longitud y tiempo).
2.1.1. Datos Aeromagnéticos
Mapa magnético de América del Norte. Parte de la base de datos aeromagnéticos utilizada
para este estudio se extrajo de la base de datos digital del Mapa magnético de América del
Norte (Daniels et al., 2002) compilado por el Servicio Geológico de EE.UU. (USGS) en
cooperación con los servicios geológicos de Canadá (GSC) y México (SGM), Figura 14. La
rejilla de datos abarca las coordenadas 30º a 32º Latitud norte, -114º a -118º Longitud oeste,
tiene un espaciamiento de 1 km, se encuentran en un plano a 1000 m arriba del terreno y
están proyectadas en la proyección Cónica Conforme de Lambert. Para trabajar en una
proyección más comúnmente utilizada es necesario reproyectarlos a la proyección
Universal Transversa de Mercator zona UTM 17 Norte, México con datum horizontal NAD
27 (Espinosa- Cardeña, 2012, comunicación personal).
Mapa aeromagnético de México. El Consejo de Recursos Minerales (CRM) hoy Servicio
Geológico Mexicano (SGM) durante tres décadas ha realizado vuelos aeromagnéticos a lo
largo y ancho del territorio mexicano, a partir de los cuales ha conformado el mapa
aeromagnético de México. La División de Ciencias de la Tierra ha adquirido, mediante
compra al SGM, datos originales de dicho levantamiento que cubren el sector norte del
batolito peninsular, a partir de esta base de datos se extrajeron las líneas de vuelo que
cruzan los sectores occidental y central de la FAB (Figura 14). Los datos del sector
28
occidental fueron medidos en 1969 a lo largo de líneas en dirección noreste 25º separadas 1
km, a cada 250 m y a una altura barométrica de 300 sobre el nivel del terreno, utilizando un
magnetómetro Fluxgate (sensibilidad 0.5 nT) y navegación visual. Para integrar la
información a la base de datos, fue recuperada a partir de la digitalización de los cruces
entre los contornos magnéticos y líneas de vuelo de un mapa magnetométrico escala
1:100,000 compilado a mano. Además, se les ha sustraído el IGRF1960 extrapolado a
1969. En tanto que los datos del sector central fueron medidos en el 2000 a lo largo de
líneas en dirección norte separadas 1 km a cada 10 m y a una altura de 300 m sobre el nivel
del terreno, utilizando un magnetómetro de cesio (sensibilidad 0.01 n T) y posicionamiento
diferencial satelital GPS. Para ambos conjuntos de datos las coordenadas geográficas se
reportan en proyección Universal Transversa de Mercator con datum horizontal NAD 27 y
corregidos por el gradiente del campo normal o geomagnético, utilizando modelos IGRF
correspondientes a las fechas de los levantamientos. La Figura 14 muestra la localización y
distribución espacial de las líneas de los vuelos de 1969 (líneas punteadas color rojo), 2000
(líneas punteadas color azul) y de los puntos de la rejilla de datos (puntos color negro).
29
Figura 14. Localización y distribución espacial de líneas de vuelo de 1960, 2000 del Mapa
aeromagnético de México y puntos de la rejilla de datos del Mapa aeromagnético de Norte
América.
2.1.2. Susceptibilidad magnética
La propiedad de un material de ser magnetizado por inducción se llama susceptibilidad
magnética (k), la cual, es una propiedad adimensional. Esta es la propiedad física de las
rocas que más se utiliza en la exploración magnética, y depende del contenido de minerales
ferromagnéticos de la roca. El grupo más importante de estos minerales ferromagnéticos es
el de la serie magnetita-ilmenita. Fuera de estos minerales la mayoría de los minerales que
constituyen la roca se les considera no magnéticos.
30
La magnetización total , de un material es la suma vectorial de dos magnetizaciones,
Donde es la magnetización inducida de un material, dada por el
producto de donde (A/m; SI) es el campo magnético al cual está sujeto el
material, y es la magnetización remanente en la roca, la cual es independiente del campo
externo .
Figura 15. Susceptibilímetro magnético k-2 utilizado en campo sobre rocas frescas, foto
tomada en la estación S86.
Para tener datos de referencia se realizaron mediciones de la susceptibilidad magnética en
campo, en estaciones donde se encontraran afloramientos de roca fresca (no muy
intemperizada) con un susceptibilímetro magnético de mano de la marca EDA, modelo k-2,
(Figura 15), su rango de susceptibilidad magnética va de 0.8 x 10-6
cgs a 7162.2 x 10-6
cgs.
Se realizaron más de 10 mediciones por estación, en 34 estaciones.
2.1.3. Análisis de lineamientos aeromagnéticos
2.1.3.1. Gradiente Horizontal
Para detectar y delinear contactos litológicos, estructurales y estimar su profundidad se
realizó un análisis de lineamientos magnéticos aplicando la técnica de análisis de
contactos magnéticos “magnetic boundary analysis” (Blakely y Simpson, 1986; Grauch y
Cordell, 1987; Blakely, 1995; Phillips, 1998). Esta técnica ha sido ampliamente utilizada
para el mapeo de fallas en una amplia diversidad de ambientes geológicos. El
procedimiento básicamente consta de cuatro pasos que se describen a continuación:
31
(1) Se transforman las anomalías magnéticas de campo total (T) a anomalías
pseudogravimétricas (Tpsg): Para ello, se transforman al dominio de las frecuencias
las anomalías magnéticas de campo total, se multiplican por la función de
transferencia del filtro pseudogravimétrico (fpsg) y se aplica la transformada inversa
al producto.
spgspg fTFFT 1 , (3)
fm
spgKOCM
Gf
1, (4)
donde: G, constante de gravitación universal; ρ, densidad; M, magnetización; Cm,
constante de proporcionalidad del sistema de unidades; K, número de onda; Of,
factor de la dirección del campo geomagnético; F denota transformada de Fourier y
F-1
transformada inversa de Fourier. La anomalía pseudogravimétrica denota la
anomalía gravimétrica que debería observarse sobre una distribución de densidad
equivalente a la magnetización.
(2) Habiendo hecho la transformación pseudogravimétrica se determina la magnitud del
gradiente horizontal total usando las siguientes ecuaciones:
, (5)
dx
TT
dx
dT jijipsg
2
,1,1 y (6)
dy
TT
dy
dT jijipsg
2
1,1, , (7)
donde (x,y) son las coordenadas y es el campo pseudogravimétrico definido en
el punto (i,j).
𝐻𝑝𝑠𝑔 𝑥, 𝑦 = 𝑑2𝑇𝑝𝑠𝑔 𝑥, 𝑦
𝑑𝑥2+
𝑑2𝑇𝑝𝑠𝑔 𝑥, 𝑦
𝑑𝑦2
32
(3) Localización y graficado de cada máximo del gradiente horizontal: Se determina el
máximo a partir de una ventana de barrido de 3x3 de la malla de datos. Se ajusta
una parábola a través de cada tripleta de datos, como se indica en la Figura 16. El
número de parábolas que alcanza un máximo dentro de la celda central (rectángulo)
da el índice N (1≤N≤4). Si N excede 1, el valor y localización del máximo mayor es
usado.
Figura 16. Esquema para localizar el valor máximo del gradiente horizontal de la anomalía
pseudogravimétrica a partir del centro de la ventana de barrido de 3x3 puntos (tomado de
Blakely and Simpson, 1986 pág. 1494).
(4) Cálculo de la profundidad (h) del contacto magnético a partir del valor máximo del
valor absoluto del gradiente horizontal localizado en el paso 3. Con los datos de la
tripleta donde se localizó el máximo del gradiente horizontal se realiza un ajuste por
mínimos cuadrados a la forma teórica del gradiente horizontal de la anomalía
pseudogravimétrica Hpsg de un contacto vertical, el valor máximo de la función se
localiza directamente sobre el contacto.
22 dh
chMGH psg
(8)
donde es la distancia horizontal al contacto, es la profundidad a la cima del
contacto y es una constante.
33
2.1.3.2. Deconvolución de Euler
Otra técnica para estimar la ubicación y profundidad de las posibles fuentes que originan
las anomalías magnéticas es el método de deconvolución de Euler (MDE).
Al aplicar el MDE a perfiles magnéticos de gradiente horizontal y derivada vertical se
pueden localizar y estimar las profundidades de una amplia variedad de estructuras
geológicas tales como contactos litológicos, fallas, diques, etcétera, a los que se les asigna
un valor numérico conocido como índice estructural (SI), el cual puede definirse como la
taza de atenuación de la anomalía con la distancia (Cooper, 2008). En la Tabla 1 se enlistan
los valores de los índices estructurales de acuerdo a la geometría de las fuentes magnéticas.
Tabla 1. Estructuras e índices estructurales
El MDE es un método inverso ampliamente utilizado para interpretar perfiles magnéticos,
opera directamente sobre los datos y da soluciones matemáticas sin recurrir a constricciones
geológicas. La ventaja de esto es que las soluciones derivadas de la aplicación del método
pueden usarse críticamente para evaluar interpretaciones geológicas y particularmente
estructurales. La ecuación 2-D del MDE de acuerdo a Thompson (1982) es:
Estructura
Índice
Estructural
(N)
Contacto vertical 0-0.5
Dique infinito 0
Escalón grueso 0.5
Cilindro vertical 2-2.225
Cilindro
horizontal 2-2.75
Esfera o dipolo 3
34
𝑥0
𝜕𝑇
𝜕𝑥+ 𝑧0
𝜕𝑇
𝜕𝑧+ 𝑁𝐵 = 𝑥
𝜕𝑇
𝜕𝑥+ 𝑁𝑇
(9)
donde (x0, z0) son las coordenadas de la fuente magnética y (x,z) las coordenadas del punto
donde es medido el campo magnético T, B es el campo magnético regional y N el índice
estructural. El gradiente horizontal y la derivada vertical son utilizadas para
calcular las coordenadas ( , ) de la fuente magnética. Considerando cuatro o más
observaciones a la vez (ventana de análisis) las coordenadas de la fuente y el gradiente
regional, se pueden calcular resolviendo un sistema de ecuaciones lineales generadas a
partir de la ecuación (9). El MDE puede aplicarse tanto a datos magnéticos como
gravimétricos. Algunos autores encuentran que la resolución del método se acentúa al
aplicarlo a datos magnéticos de campo total reducido al polo (es decir eliminando la
asimetría de las anomalías por efecto de la inclinación magnética) así como a datos de
amplitud de señal analítica (ASA). La ASA es una técnica que permite resaltar las
anomalías magnéticas y gravimétricas producidas por discontinuidades geológicas de
mediana a corta longitud de onda y es independiente de la dirección del campo potencial
magnético. Tiene la propiedad de que genera un máximo directamente sobre cuerpos
discretos y sobre sus bordes. El ancho de un alto o bajo anómalo es indicador de la
profundidad de los contactos entre cuerpos con intensos contrastes laterales de
susceptibilidad magnética o densidad. La expresión matemática bidimensional de la ASA,
A(x), del campo potencial magnético o gravimétrico, F(x, z) es la siguiente (Blakely,
1995):
, (10)
35
En la versión automática para la interpretación de perfiles magnéticos y gravimétricos por
el MDE implementada por Cooper (2008) y utilizada en este trabajo, el proceso se inicia
con la lectura del número de estaciones (n), la longitud de la ventana de análisis que se
desea utilizar, los valores de los índices estructurales (SI), los datos que van a analizar: para
datos magnéticos, la intensidad del campo geomagnético (T), la inclinación magnética (I),
el rumbo del perfil (R) medido en sentido horario a partir del norte magnético y los valores
de la anomalía de intensidad total los cuales son reducidos al polo. Para la opción de datos
de ASA, los datos magnéticos o gravimétricos previamente son transformados.
En cualquier caso, se calcula tanto la derivada vertical como el gradiente horizontal y se
seleccionan cuatro valores de datos de la ventana de análisis establecida. Se determina la
solución del sistema de ecuaciones y se calculan los parámetros desconocidos, distancia
horizontal (x0) y profundidad (z0). Enseguida se continúa el proceso desplazándose la
ventana un intervalo entre estaciones y se vuelven a leer otros 3 valores ya sea del gradiente
horizontal o vertical de los datos, calculándose nuevamente los parámetros mencionados.
En esta forma se obtienen un número de soluciones igual a las veces que la ventana avanzó
por el perfil magnético (deconvolución). La sensibilidad del algoritmo para la detección de
una fuente magnética real está fuertemente relacionada con las dimensiones horizontales de
la ventana de análisis y de la posición de ésta con respecto a la anomalía que genera la
fuente, por lo tanto, habrá soluciones ficticias que deberán descartarse utilizando algún
criterio adecuado de selección; por ejemplo, separación máxima permitida entre soluciones
en el plano “xz”; mínima desviación estándar de la solución mínimo cuadrática del sistema
de ecuaciones lineales, etc.
2.2. Gravimetría
El método gravimétrico utiliza mediciones de la componente vertical (z) del campo de
gravedad terrestre para inferir la presencia de estructuras geológicas (fallas, anticlinales,
sinclinales, fosas tectónicas, etc.). La interpretación geológica de tales mediciones se
realiza en términos de anomalías gravimétricas. Existen varios tipos de anomalías
36
gravimétricas, las cuales se obtienen después de tomar en cuenta algunos efectos que
contribuyen en las observaciones y que no están asociados a la variación de la densidad de
las rocas del subsuelo. En la exploración de estructuras geológicas se utiliza la anomalía de
Bouguer simple (B_s), la cual se obtiene al eliminar de los datos observados la aceleración
de la gravedad debida a la masa promedio, figura y rotación del planeta (corrección normal
o por latitud, CL) en el sitio de medición, y la aceleración de la gravedad debida al material
que subyace el área de estudio. Este último efecto se estima para regiones planas mediante
la corrección de Bouguer (CB). Esta corrección se puede refinar mediante la corrección
topográfica (CT), la cual toma en cuenta el relieve del terreno adyacente al área de estudio,
en cuyo caso la anomalía de Bouguer simple se conoce como anomalía de Bouguer
completa (B_c), la cual contiene solamente el efecto de la distribución de densidad en las
rocas del subsuelo. La anomalía de Bouguer generalmente se descompone en una que
contribución gravitacional debida a cuerpos profundos de dimensiones regionales
(anomalía gravimétrica regional) y una contribución de la distribución local de las
densidades en el subsuelo la cual recibe el nombre de anomalía gravimétrica residual (Agr).
En la CB suponemos que la región que subyace el área de estudio está constituida por un
mismo material, caracterizado por una densidad constante: la densidad de Bouguer (dB),
que para propósitos prácticos se le asigna un valor de 2.67 gr/cm3. De esta manera, las
anomalías de Bouguer indican variaciones relativas en la densidad de masa del material que
subyace el área de estudio con respecto a la densidad de Bouguer. Las anomalías de
Bouguer únicamente nos permiten detectar cambios laterales en densidad: estratos
horizontales con densidad uniforme afectan a las observaciones en el mismo grado y por lo
tanto no producen cambios discernibles en la anomalía de Bouguer. Para el cálculo de la
anomalía de Bouguer (Bg en mGal; 1 mGal = 1 x 10
-3 cm/seg
2) se utiliza la siguiente
fórmula (Blakely, 1995):
RTob gThGhggg 23086.0 , (11)
donde 0g es la gravedad observada en un punto particular, corregida por deriva
(ocasionada por el desgaste de las partes internas del medidor de la aceleración de la
37
gravedad, especialmente de las constantes elásticas del resorte) y por la marea gravimétrica
(la atracción que ejercen la luna y el sol) ; Tg es la gravedad teórica calculada al nivel del
elipsoide terrestre y en la latitud del punto de medición; h3086.0 es la variación de la
gravedad con la elevación por arriba del elipsoide de referencia; 2πGρh es la corrección de
Bouguer, es decir, la atracción gravimétrica de una losa de extensión lateral infinita de
densidad 3cmgr y espesor h ; G es la constante de gravitación universal
2391073.66 seggrcm ; T es la corrección por topografía, la cual toma en cuenta la
variación del relieve del terreno; Rg es la variación del campo gravimétrico por efectos
geológicos regionales (anomalía gravimétrica regional).
2.2.1. Compilación de datos gravimétricos
El Laboratorio de Métodos Potenciales de Depto. de Geofísica Aplicada de la División de
Ciencias de la Tierra del CICESE durante años ha recopilado datos gravimétricos
provenientes de diversos estudios gravimétricos de Baja California (Espinosa-Cardeña
comunicación personal, 2010). A partir del banco de datos de dicho laboratorio se
extrajeron dos bases de datos. La primera de la Universidad de California en Riverside
(UCR) y la segunda consiste en una compilación de datos del Instituto Nacional de
Geografía Estadística e Informática (INEGI). Ambos conjuntos de datos se describen a
continuación.
UCR. El primer conjunto consiste en 14970 estaciones gravimétricas de las cuales se
extrajeron 783 estaciones que abarcaban el área de estudio (Figura 17, círculos rellenos
color negro). Estos datos contienen la siguiente información: latitud y longitud cuyas
coordenadas están referidas a la proyección Universal Transversa Mercator (UTM),
Sistema Geodésico de Referencia NAD27; elevación en metros sobre el nivel del mar y
anomalía de Bouguer Simple referidos a la Fórmula Internacional de Gravedad de 1930
(FIG 1930):
g0 = 978049 (1 + 0.0052884sen2λ- 0.0000059sen2
2λmGal, (12)
38
(donde = latitud geográfica) y se utilizó una densidad de Bouguer de 2.67 gr/cm3.
INEGI. El segundo conjunto consiste en 100 estaciones de las cuales se extrajeron 40 que
se ubica en el área de estudio (Figura 17, asteriscos color rojo). Estos datos contienen la
siguiente información: latitud y longitud cuyas coordenadas están referidas a la proyección
Universal Transversa Mercator (UTM), Sistema Geodésico de Referencia NAD27;
elevación en metros sobre el nivel del mar y anomalía de Bouguer Simple referidos a la
Fórmula Internacional de la Gravedad de 1967 (FIG 1967):
g0 = 978031846 (1 + 0.0053024sen2λ- 0.0000058sen2
2λ[mGal], (13)
(donde = latitud geográfica) y se utilizó una densidad de Bouguer de 2.67 gr/cm3:
Para homogenizar los datos, se aplicó un factor de ajuste (Dgcorr) a las anomalías
gravimétricas calculadas por la fórmula de 1930. Dicho factor (Reynolds, 1997) se obtuvo
aplicando la siguiente fórmula de corrección a cada estación:
g01967 - g01930 = (-17.72 +13.6 sen2λ)[mGal], (14)
donde es la latitud en radianes.
39
Figura 17. Localización y distribución espacial de estaciones gravimétricas en el área de
estudio (puntos y asteriscos).
.
2.3. Perfil gravimétrico
Con el propósito de verificar los datos se levantó un perfil gravimétrico (Figura 17, círculos
color magenta) que cruza el sector oriental de la Falla Agua Blanca, el Valle Trinidad, la
posible prolongación hacia el norte de la Cabalgadura Principal Mártir y el alto de la
anomalía dipolar (mencionado en Gastil et al., 1975) hasta llegar a la costa. La etapa de
adquisición (medición de la aceleración de la gravedad y posicionamiento satelital),
reducción (corrección de Bouguer, aire libre, por topografía) y procesamiento (separación
regional-residual) se describen a continuación.
40
2.3.1. Adquisición de datos.
Instrumentación:
Para el levantamiento gravimétrico se utilizó un gravímetro marca Scintrex modelo CG-5
(Figura 18 a) geodésico (precisión 0.001 mGals), el cual es totalmente automatizado, lo que
permite realizar y grabar cientos de mediciones en pocos minutos en un mismo sitio. Este
gravímetro electrónico incluye software específico que remueve automáticamente de las
lecturas la deriva instrumental y el efecto de atracción luni-solar conocido como marea
gravimétrica.
Para el posicionamiento satelital de los puntos de medición se utilizaron 2 receptores GPS
doble frecuencia (fases L1 y L2) marca Trimble modelos NetRS y 5700 (Figuras 18 b y d,
respectivamente) con capacidad de registro de 24 señales de la constelación NAVSTAR,
equipados con antena geodésica tipo Zephyr Geodetic, base nivelante, tripie y cinta
métrica.
Figura 18. Equipo utilizado para la adquisición de datos: a) Gravímetro marca Scintrex
modelo CG-5; b) Receptor GPS marca Trimble modelo NetRS, utilizado en estaciones
base; c) Imagen donde se muestra el equipo GPS con antena y gravímetro midiendo en la
estación S04; y d) Receptor GPS Trimble modelo 5700.
41
2.3.1.1. Planificación y realización del levantamiento
El levantamiento del perfil gravimétrico se planeó en dos etapas. La primera fue para
reconocer los caminos de terracería en los alrededores de San Vicente, Valle de la Trinidad,
Santo Tomas y ubicar bancos gravimétricos del INEGI que servirían de bases primarias,
utilizando para ello imágenes Google Earth, cartas topográficas y geológicas desplegadas
en la pantalla de un teléfono celular con GPS integrado, además un receptor GPS de mano.
A partir del reconocimiento de campo, el perfil propuesto se trazó aproximadamente a 10
km al sur de San Vicente, y va desde la costa (10 km al sur del Ejido Eréndira) hasta 7 km
al NE del Valle de la Trinidad, con una longitud de ~84 km, proponiendo alrededor de 88
estaciones, con una separación entre ellas de 1 km cada una y, en lugares de mayor interés
(zona de sutura y cerca de FAB), de 500 m.
La segunda etapa consistió del levantamiento gravimétrico y el posicionamiento de los
puntos de medición gravimétrica a lo largo del perfil. Para referir el perfil gravimétrico a
valores absolutos de la aceleración de la gravedad se enlazaron 3 estaciones, localizadas
estratégicamente a lo largo del perfil (02001427 INEGI, S57, NASA7883A), con bancos
gravimétricos del INEGI BN-238 (Figura 21, g1967 = 979,404.379 mGal) y BN-777 (Figura
22, g1967 = 979,202.173 mGal). La técnica de campo que se empleó para trasladar el valor
de gravedad de las estaciones del INEGI a las estaciones base secundarias y al resto de los
puntos de medición, fue el de “enlaces”, el cual se describe simbólicamente de la manera
siguiente ABACBC….., donde A es una estación con valor de gravedad conocido
(Nettleton, 1971).
Para la realización de un levantamiento gravimétrico, lo más recomendable es tener un
buen control topográfico de los puntos de medición, principalmente de elevación y latitud,
ya que estos son empleados para hacer las correcciones a la gravedad observada. Para
cumplir con el requisito de un posicionamiento preciso se llevó a cabo un posicionamiento
satelital diferencial estático mediante el registro de las señales GPS emitidas por la
constelación de satélites NAVSTAR puestos en órbita por el ejército de los EE.UU.
42
La forma en que el GPS determina la posición precisa de un punto es la siguiente: el
receptor utilizado debe localizar la señal de al menos cuatro satélites del segmento espacial
para poder resolver las tres coordenadas espaciales de su posición y el tiempo (Figura 19).
Con base en estas señales, el receptor hace una sincronización de los relojes y calcula el
retraso de las mismas, de modo que obtiene la distancia al satélite; haciendo uso de la
triangulación (en este caso la distancia de cada satélite respecto al punto de medición) ubica
la posición.
Figura 19.- Determinación de la posición del receptor a partir de la pseudodistancia (ρ), con
al menos 4 satélites y las posiciones (s) de éstos.
Se plantea un sistema de ecuaciones con cuatro incógnitas (x, y, z, dt) de la forma:
; j= 1,2,…, n (n≥4) , (15)
donde (xj, y
j, z
j) es la posición del satélite al emitir la señal; (x, y, z) posición del receptor,
(c. dt) c la velocidad de la luz y dt la diferencia en tiempo entre el reloj del receptor y el del
satélite.
En el método de “Posicionamiento Diferencial Estático a un Punto Base” (Leica, 1999) se
observan dos o más receptores simultáneamente. Las mediciones se pueden hacer por
43
observables de código (tiempos) o fases (de las señales L1 y L2). Se determina la distancia
o incremento de coordenadas entre las antenas de los receptores (diferencia de posición
entre ellos). Uno de los receptores permanece fijo en una estación de coordenadas
conocidas, y el (o los otros) ocupan otros puntos de interés (coordenadas desconocidas).Se
realizan observaciones simultaneas de las señales de los satélites a partir de las cuales se
calcula la longitud del vector tridimensional (mejor conocido como línea base) entre la
estación de referencia y las móviles (Figura 20). Los tiempos de observación dependerán de
las distancias entre el punto de referencia o base y los puntos móviles, a mayor distancia
corresponde más tiempo de observación y se utilizan dos frecuencias para disminuir la
influencia de la ionósfera, en distancias cortas se puede trabajar solo con una frecuencia. La
precisión de los puntos posicionados depende en gran medida de la calidad de la solución
de las líneas base, mientras que la exactitud es dependiente de las coordenadas iniciales, es
decir que tan fiables son las coordenadas tomadas como referencia para calcular los otros
puntos que conforman la red.
Las coordenadas de los puntos son productos secundarios del vector procesado. Cuando un
vector es procesado, siempre se mantienen fijas las coordenadas de un punto. A partir del
vector procesado, se determinan las coordenadas para el punto desconocido.
Figura 20.- Posicionamiento Diferencial Estático a un Punto Base.
44
En principio, el banco geodésico de control horizontal 02001427 del INEGI debería ser
tomado como punto de referencia para el posicionamiento satelital de los puntos de
medición, desafortunadamente no fue posible conseguir sus coordenadas, por lo tanto,
aunque distante ~150 km (Figura 22), se decidió tomar como punto de referencia la
estación GPS de monitoreo continuo IMIE del Instituto de Planeación y Desarrollo de
Ensenada (IMIP). Esta estación es una estación cooperativa de las 23 que forman la Red
Geodésica Nacional Activa (RGNA) del INEGI y registra datos los 365 días del año
durante las 24 horas del día con un intervalo de registro a cada 15 segundos (INEGI, 2012).
Considerando la ubicación de las estaciones base secundarias, el perfil se levantó en tres
etapas: del día 6 al 11 de agosto de 2012 las estaciones S88 a la S57 con enlace en la
estación 02001427; del 12 al 14 de agosto de 2012, las estaciones S56 a S39 con enlace en
la estación S57; del 14 al 18 de agosto de 2012, las estación S37 a S01, con enlace a la
estación NASA7883A. Los puntos de medición fueron materializados mediante el
enterramiento en el suelo de varillas corrugadas de fierro de 30 cm de largo y clavos de
acero en material rocoso.
Figura 21. Croquis de localización y fotografías de la estación gravimétrica BN-238 del
INEGI en la Iglesia del poblado San Vicente, B.C. Para su localización ver la Figura 22.
45
Figura 22. Imagen Google Earth 2012 que muestra estaciones GPS de control geodésico
(globos en color rosa) estaciones geodésicas de INEGI (estrella color verde) y estaciones
del perfil gravimétrico (línea discontinua con círculos vacíos en color rojo).
2.3.1.2. Mediciones Gravimétricas.
Previo al levantamiento de datos se determinó la deriva del gravímetro siguiendo las
instrucciones del manual del gravímetro. Para esto, se dejó el gravímetro midiendo y
grabando en modo estático (corrección por deriva y marea desactivada) por un periodo de
~24 horas en un sitio del sótano del edificio de Ciencias de la Tierra. Para el cálculo de la
deriva instrumental se grafican los datos y se utiliza la siguiente fórmula:
DRIFT′ = DRIFT +
𝑅2 − 𝑅1
𝑇2 − 𝑇1
, (16)
46
donde DRIFT es la deriva actual del gravímetro, (R1) es la lectura en tiempo T1 cercano al
inicio y otra lectura (R2) en tiempo T2, cercano al final del periodo de lectura. DRIFT’ es
el nuevo valor de deriva instrumental. Se repite el experimento, programando el gravímetro
en modo de campo (corrección por deriva y marea activada) y se grafican los datos, si el
resultado es una recta que oscile alrededor de cero, la deriva instrumental calculada ha sido
la correcta.
En cuanto al levantamiento gravimétrico, el cierre del enlace entre la base principal y las
bases secundarias fue de 2 horas, y el de las bases secundarias con el resto de los puntos de
medición fue de 4 a 6 horas, considerando que la deriva remanente (resultado de la
corrección por deriva y marea) del gravímetro se comportara lineal en estos intervalos de
tiempo. A partir de pruebas de campo se seleccionó un intervalo de registro de datos de 120
segundos y desviaciones estándar entre 10 a 15 μGal, estas últimas se tomaron como
criterio de aceptación de los datos registrados. Por cada estación se realizó un mínimo de
tres paquetes de lecturas correspondiente a 360 mediciones de la aceleración de la gravedad
en cada punto de medición. Por otra parte, para realizar la corrección por altura de aparato
se llevaron a cabo 3 mediciones de la altura del aparato mediante una cinta métrica gradada
en centímetros, por cada puesta de aparato.
2.3.1.3. Observaciones GPS
El posicionamiento de los puntos se inició con la liga entre el vértice geodésico IMIE y las
bases gravimétricas secundarias (Figura 23 a, b), siguiendo con la liga entre las bases
gravimétricas secundarias y estaciones correspondientes del perfil. La liga se llevó a cabo
mediante la técnica de “Posicionamiento Diferencial Estático a un Punto Base” con
postproceso (revisión y depuración de datos, cálculo de líneas base y ajuste de coordenadas,
Leica, 1999). El postproceso se realizó mediante el uso de los programas informáticos
Trimble Geomatics Office (TGO) ver. 1.62 de Trimble Company (revisión de datos) y
GNSS Solution ver. 2.50.06 de Asthec Company (depuración de datos, cálculo de líneas
base y ajuste de coordenadas).
47
.
Figura 23. Fotografías de las estaciones base secundarias; a) INEGI y b) NASA.
La técnica de posicionamiento requirió del empleo de tres receptores, 1 base (NetRs)
INEGI/NASA/S57 y otro móvil (5700). Las observaciones se llevaron a cabo
simultáneamente con las mediciones gravimétricas. El protocolo de las observaciones
consistió en verificación de los parámetros de observación a través de la comunicación de
los receptores GPS con una Laptop, instalación de equipo, nivelación de tripie y centrado
de antenas, medición de altura (3) del punto de observación a la base de la antena, registro
o captura de datos, parar sesión de registro, verificación de altura de aparato y
levantamiento de equipo. La observación se realizó por polígonos de tres lados con 2
vértices fijos y uno móvil. La ventana de observación de datos fue de 30 a 60 minutos,
intervalo de registro de datos a cada 15 segundos (para que se sincronizara con las señales
recibidas por IMIE), mascara de elevación 10 grados y rastreo de 7 satélites como mínimo.
Revisión de datos.
Al finalizar el día, los datos eran transferidos a una computadora, para ver si las señales de
satélite fueron capturadas correctamente por el GPS y que no tuviesen ruido. Actividad que
se realizó utilizando el módulo TIMELINE del programa TGO que despliega en una gráfica
los datos decodificados de las señales emitidas por los satélites avistados en una sesión de
tiempo de observación, por ejemplo efemérides de los satélites, fases de las portadoras L1,
48
L2, su relación señal a ruido (la relación que existe entre la amplitud promedio de la señal
con respecto a la amplitud promedio del ruido), etc.
Calculo de líneas base y ajuste de datos.
El cálculo de líneas base (la distancia entre las antenas de los receptores) y el ajuste de las
coordenadas de los puntos de medición, se realizó utilizando los módulos Proceso y Ajuste
del programa GNSS Solutions, respectivamente. Actividad que se realizó en dos partes. En
la primera se determinaron las coordenadas de las bases secundarias para ser utilizadas
como bases de referencia fijas para el cálculo de las coordenadas de los puntos de medición
del perfil. En la segunda, se determinaron las coordenadas de los puntos de medición. Las
líneas base se determinaron con un error raíz cuadrático medio *RMS* de 50 mm o menor,
aquellas que no cumplían con la precisión requerida fueron reprocesadas o, en el peor de
los casos, eliminadas. Una vez procesadas las líneas base se procedió al cálculo de las
coordenadas definitivas de los puntos de medición del perfil, mediante un proceso de ajuste
constreñido, introduciendo en el procesamiento de las líneas base las coordenadas de las
estaciones base de referencia IMIE, INEGI y S57.
Una vez obtenidas las coordenadas de todos los puntos del perfil, se realizó la
transformación del sistema de referencia WGS84 (sistema tridimensional al que están
referidos los satélites de la constelación NAVSTAR) a los sistemas de referencia horizontal
NAD27 y vertical NAV27. El primero utilizando la aplicación New Projected Coordinates
del programa Surfer ver. 11, el cual permite trabajar con Datums predefinidos y además
introducir parámetros de transformación entre Datums. El procedimiento consistió en
configurar el programa para realizar el cálculo y ajuste de la red, del datum geodésico de
referencia. WGS84 al datum NAD 1927 – Mexico utilizando el método de conversión
Molodensky y el Elipsoisde de Clarke de 1866.
Para determinar las alturas ortométricas de los puntos de medición se utilizó el modelo
geoidal GGM10 del INEGI, 2012. Para realizar el cálculo de alturas ortométricas (H) se
49
requieren las coordenadas geodésicas (latitud, longitud) y altura elipsoidal h del punto de
medición, una vez conocidas las coordenadas se realiza un interpolación no lineal y el
programa calcula el valor de la ondulación geoidal N. Una vez conocida N se aplica la
formula H=h-N y se calcula la altura ortométrica del punto, referida al Datum Vertical de
Norte América de 1988 NAVD88. Los resultados se incluyen en la tabla del Anexo I.
2.3.1.4. Densidades
Es necesario obtener los valores de densidad a lo largo del perfil, para la modelación de la
anomalía, Para esto, durante el levantamiento del perfil gravimétrico, se hizo la recolección
de muestras de rocas que afloraban en las estaciones medidas. En algunas ocasiones, no era
posible tomar muestras, ya que las rocas se encontraban muy intemperizadas y alteradas, o
cubiertas por aluvión. De las 86 muestras tomadas, fueron seleccionadas las menos
intemperizadas, y se les cortó para poder medir su densidad.
Para medir su densidad se usó la fórmula que se encuentra en Mirónov (1977), donde
sugiere la fórmula:
ρ =w3
w1 − w2 , (17)
donde es la densidad en gr/cm3; w1 es el peso de la roca en seco; w2 peso de la roca
inmersa en agua y w3 el peso de la roca húmeda, todos los pesos son en gramos.
Para el pesado de las muestras se utilizó una balanza marca Ohaus modelo 310-00 Dial-O-
Gram Balance, que tiene una capacidad de 310 gramos y una de resolución de 0.01 gr,
Figura 24.
En la Tabla 3, se muestra un listado de los valores de densidad estimado de las muestras de
rocas analizadas, junto con su identificación petrológica preliminar con la ayuda del
diagrama de rocas ígneas (diagrama de Strekeisen), lupa de mano, navaja, guías de
minerales y rocas de Farndon y Parker ( 2007) y Mottana (1977).
50
Figura 24. Balanza Ohaus 310-00 Dial-O-Gram, pesando muestra saturada de agua.
2.3.1.5. Anomalía de Bouguer
Para estimar los valores de anomalía de Bouguer se determinaron los valores de cada
término de la fórmula (ecuación 11) que la define.
Gravedad observada (go). Para la conversión de valores relativos de la aceleración de la
gravedad a valores absolutos, los datos medidos, se corrigieron por altura de aparato y
deriva remanente (deriva residual que quedó después de haber realizado la corrección
automática por deriva y marea del gravímetro). Para corregir la altura se promediaron tres
mediciones de las alturas de aparato y se aplicó un factor de corrección similar a factor de
corrección por aire libre, para llevar la medición gravimétrica al punto de referencia de la
estación. Para corregir la deriva remanente se construyeron gráficas de deriva por cada
enlace y mediante interpolación gráfica se determinó la magnitud y signo de la deriva para
cada estación. Una vez corregidos los datos, se estimaron las diferencias de gravedad entre
51
los puntos de medición del perfil y las estaciones base, diferencias que fueron sumadas o
restadas a los valores de gravedad absoluta de las estaciones de referencia primarias y/o
secundarias.
Tabla 2. Valores de gravedad absoluta en estaciones base primarias y secundarias (en
mGal).
Estaciones
Base
Gravedad
Absoluta
BNT-238 979405.232
BNT-77 979201.745
INEGI 979203.026
NASA 979389.652
S57 979238.962
Gravedad teórica. (gT). Para estimar la variación de la gravedad, al nivel del mar, en
función de la latitud en los puntos de medición se utilizó la Formula Internacional de la
Gravedad de 1984 (FIG1984) que es compatible con el elipsoide WGS84:
gT1980 = 97803267715 [1 + 0.0053024 sen2ϕ − 0.0000058 sen2ϕ] [mGal], (18)
donde, es la latitud de la estación.
Para homogenizar los valores medidos de la aceleración de la gravedad de los puntos del
perfil con la gravedad teórica, a estos se les aplicó un factor de corrección determinado por
la siguiente relación:
g1980 – g1967 = 0.8316 + 0.0782 sen2 φ [mGal], (19)
donde φ es la latitud.
Corrección de aire libre ( h3086.0 ) y Bouguer. ( 04193.0 h ). La aplicación de ambas
correcciones se le llama corrección combinada, los valores de h utilizados son alturas
ortométricas derivadas de las alturas elipsoidales, en tanto que el valor asignado a la
densidad de Bouguer ρ fue de 2.67 gr/cm3, tomado como un valor promedio representativo
52
de las rocas que afloran en el área de estudio. El factor de corrección obtenido para la
corrección combinada fue de 0.1967 mGal/m.
Corrección topográfica (T). La corrección topográfica se debe a un efecto menor
relacionado con la corrección de Bouguer, en este caso se toma en cuenta la influencia
lateral respecto al punto de medición, la cual es función de los excesos o deficiencias de
masa dados por las irregularidades de la topografía a una distancia cercana o local (radio de
0 a 1 km) media o intermedia (radio de 1 a 10 km) y lejana o regional (radio de 10 a 40
km). Para el cálculo de la corrección topográfica se utilizó el módulo Gravity Terrain del
paquete Oasis Montaj de Geosoft que emplea formulas analíticas de cuerpos prismáticos y
modelos digitales de elevación para estimar el efecto gravimétrico del relieve del terreno.
Para el cálculo de la corrección cercana, el relieve del terreno se representa por zonas
circulares divididas por sectores en forma de prismas con su base truncada. Para la
corrección intermedia se utilizan prismas cuadrangulares rectos como elementos del
modelo que aproxima la topografía. Para la corrección lejana también se utilizan prismas
cuadrangulares rectos como elementos del modelo que aproxima la topografía. En este caso
la atracción gravimétrica de los prismas es aproximada por la de un sector de un anillo
circular con la misma altura. La atracción gravimétrica del relieve topográfico se calcula
sumando el efecto de todos los prismas en que se representa el terreno.
Tanto para la corrección local (radio de 0 a 5 km), intermedia (radio de 5 a 20 km) y lejana
(radio de 20 a 40 km) se emplearon modelos digitales de elevación (MDE) elaborados y
publicados por el INEGI construidos a partir de base cartográfica escala 1:50,000 en
coordenadas geodésicas (Latitud y Longitud en grados, minutos, segundos) o proyección
Universal Transversa de Mercator (UTM, X,Y,Z en m, con Datum Marco de referencia
terrestre internacional de 1992 (ITRF92) y Esferoide Sistema Geodésico de referencia de
1980 (GRS80). Se reportan con una precisión de 10 a 20 m en las alturas y resolución
espacial de 30 m. Los valores de corrección topográfica calculados varían de 0.35 en las
zonas con relieve suave, hasta un máximo de 4.41 mGal en las zonas abruptas donde
existen desniveles de 100 a 1000 m.
53
2.3.2. Separación regional-residual
Un paso importante en el análisis de datos gravimétricos es separar los efectos producidos
por estructuras regionales profundas de aquellas producidas por estructuras locales y
someras, así como el de aislar anomalías que estén asociadas a una estructura particular. El
proceso de descomponer la anomalía gravimétrica en sus componentes regional y residual
se conoce como separación regional-residual, este proceso siempre ha sido una tarea difícil
y ambigua. Existen varios métodos de separación de anomalías en sus componentes
regionales y residuales: gráficos, ajuste de superficies polinomiales, derivación del campo
potencial, filtrado digital, continuación de campos, etc.
Para efectuar el proceso de separación regional-residual, en este trabajo, se utilizó el
método de Ajuste de Superficies Polinomiales (ASP) propuesto por Zeng, (1989). En
esencia, el método consiste en suponer que la anomalía gravimétrica regional, forma una
función de variación suave, representable analíticamente por una superficie de un
determinado grado, generalmente de orden bajo (1 a 3). El ajuste puede realizarse por
métodos de cálculo como el de mínimos cuadrados. Al usar esta técnica existe una
incertidumbre en cuanto a la selección del grado de la función que debe ajustarse. El grado
óptimo del polinomio se puede buscar graficando la varianza en el ajuste contra el grado
del polinomio ajustado. Zeng (1989) propone una técnica basada en la continuación
analítica del campo potencial gravimétrico, la cual permite calcular el potencial en un plano
distinto al plano en donde se tomaron los datos. La continuación hacia arriba calcula el
potencial a cierta altura por encima del plano en el que se tienen las mediciones, lo cual
lleva a anomalías más suaves relacionadas con variaciones regionales. Zeng (1989) propone
usar la continuación hacia arriba y luego comparar el resultado con el obtenido mediante
los ajustes polinomiales.
Para estimar la tendencia regional mediante el juste de superficies polinomiales la anomalía
de Bouguer se puede escribir como:
Gb (xi, yi) = GR (xi, yi) + Gr (xi,yi) , (20)
54
donde Gb (xi, yi) = anomalía de Bouguer
GR (xi, yi) = componente regional
Gr (xi,yi) = componente residual
Se supone que Gr (xi, yi) es una variable aleatoria con media cero y varianza d2 (desviación
media cuadrática de la media), la cual es la misma para todas las observaciones. Entonces,
la componente residual se trata de una manera similar al error aleatorio encontrado en
cualquier conjunto de datos experimentales.
La variable GR (xi, yi) se expresa como un polinomio en series de potencia de x, y, donde x
e y representan las coordenadas de los puntos de observación:
qp
kk
p
j
q
okyxbyxG
,0),( . (21)
Para ajustar la ecuación (21) a las observaciones se puede obtener una estimación de la
dependencia de Gr sobre x, y aplicando el principio de mínimos cuadrados. Por lo tanto a
partir de la ecuación (20) se tiene que:
i j iiRiib
N
i
iiir yxGyxGEyxG2
1
22 ,,, . (22)
Para lo que, ),(2
iir yxG sea un mínimo debe cumplir que:
nkparabk
yxG iir,.......,1,0
),(2
. (23)
La ecuación (23) representa de manera compacta un conjunto de ecuaciones conocidas
como “ecuaciones normales”, su solución da los valores de los coeficientes bk que hacen
mínima la suma de los cuadrados de los errores.
Por otra parte, para continuar analíticamente los campos potenciales se realiza un proceso
de filtrado especial. Matemáticamente, el filtrado consiste en hacer una operación de
convolución del filtro con la señal de entrada (datos de gravedad). La operación de
convolución o filtrado es más eficiente y rápida en el dominio del número de onda o
Fourier, ésta se define por la multiplicación del filtro con la transformada de Fourier señal
de entrada:
),,, vuGvuFvuS , (24)
55
donde S(u,v), es la señal de salida, G(u,v), datos de entrada y F(u,v) es llamada la función
transferencia del filtro y las variables u, v son los frecuencias espaciales (números de onda)
en las direcciones x, y.
La función de transferencia del filtro de continuación del campo potencial gravimétrico está
dada por:
expF r hr , (25)
donde, r = [u2 + v
2]
1/2 número de onda radial, u, v = número de onda en las direcciones (x,
y), h = distancia de continuación en unidades de celda (negativo para continuación
ascendente y positivo para descendente).
Para realizar la separación regional-residual del perfil de anomalía de Bouguer obtenida en
este trabajo se implementó el método de Zeng (1989) siguiendo a Rubio y Ayala (2009) y
para los cálculos de ajustes de superficies polinomiales y continuación hacia arriba se
utilizó el módulo Maps del paquete Winglink ver. 1.62.04, la secuencia fue la siguiente:
1- A partir de la malla de la anomalía de Bouguer, se generan varias mallas de
prolongación analítica ascendente desde 1 hasta 6 km, con incrementos de 1 km.
(Figura 25a).
2- Se comparan las superficies obtenidas para ver a partir de cuál de ellas la variación
con la siguiente es mínima. Para estimar la diferencia entre las mallas (6 km-5 km, 5
km-4 km, 4 km–3 km, 3 km–2 km, 2 km–1 km y 1 km-AB) se utilizó el módulo
Grid Math del paquete Surfer ver. 11. La variación menor se obtuvo entre las
prolongaciones 3 km–2 km y 2 km–1 km, seleccionándose la prolongación a 2 km
como representativa del regional (Figura 25b).
3- A la prolongación analítica seleccionada, se le ajustaron distintas superficies
polinomiales de orden variable (entre 1ro. a 6to.). El ajuste con mayor similitud fue
56
el de 3er. orden, por lo tanto el mapa derivado se tomó como el modelo más
representativo de la anomalía regional para el área de estudio (Figura 25c).
Figura 25. Mapas de: a) prolongación analítica ascendente; b) diferencias entre
prolongaciones ascendente; c) superficies polinomiales ajustadas.
2.4. Modelado de datos gravimétricos y magnéticos
En general el proceso de modelado de datos gravimétricos y magnéticos consiste en
encontrar la geometría y densidad/susceptibilidad de una estructura, tal que su efecto
gravimétrico y/o magnético sea equiparable con la anomalía gravimétrica/magnética
observada, es decir que explique los datos. En este trabajo, se utiliza un método de
interpretación cuantitativa denominado modelado inverso cuasi-tridimensional (2.75) tipo
57
Talwani a lo largo de perfiles, el cual está implementado en la aplicación GM-SYS (ver.
5.0.10) del paquete Oasis Montaj de Geosoft (Ver. 6.4.2). La geometría del modelo son
polígonos irregulares con densidad constante y están delimitados en su parte superior por la
topografía, la cuasi 3ra. dimensión se extiende perpendicular a la sección del modelo
(Figura 26). El ajuste entre la respuesta del modelo y los datos observados se realiza por
prueba y error (modelado directo) o de manera automática siguiendo un criterio objetivo de
optimización (modelado inverso). Los parámetros que se ajustan en el proceso de inversión
son: las posiciones de los vértices de los polígonos y su densidad y susceptibilidad
correspondiente. El modelado, directo y/o inverso, se inicia fijando vértices o densidad de
algún polígono, puede usarse también información adicional proveniente principalmente de
pozos y en ocasiones de otras técnicas geofísicas de exploración (por ejemplo: sismología
de reflexión o refracción, eléctricos, electromagnéticos, magnetometría), que se hayan
realizado en el área de estudio (GM-SYS User’s guide, 1999).
Figura 26. Sección en planta del perfil a modelar (en rojo) cortando varios cuerpos de
diferentes dimensiones. Tomado de GM-SYS User’s guide (1999, pág. 22).
Los métodos usados para calcular la respuesta gravimétrica y magnética de los modelos se
basan en los métodos de Talwani et al., (1959) y Talwani and Heirtzler, (1964) utilizando
los algoritmos computacionales publicados por Won and Bevis, (1987). Para el modelado
58
inverso se utiliza un algoritmo de inversión tipo Marqardt que linealiza y resuelve el
problema inverso, basándose en el algoritmo para modelado gravimétrico y magnético de
perfiles desarrollado por el Servicio Geológico de Estados Unidos en su programa SAKI
(GM-SYS User’s guide, 1999) de uso público. El cual se describe brevemente a
continuación.
La geometría del modelo está constituida por polígonos irregulares contiguos con
susceptibilidad magnética y densidad constante y están limitados en su parte superior por la
topografía, la tercera dimensión se extiende perpendicular a la sección del modelo y es
variable.
La interpretación del perfil magnético/gravimétrico, en términos de los parámetros del
conjunto de polígonos, vértices, susceptibilidad magnética y densidad, se realiza utilizando
un esquema iterativo de inversión no lineal. La solución al problema inverso se plantea en
determinar la predicción de parámetros que minimizan la suma del cuadrado de los
residuales, ( )R p , conocida como función objetivo y definida por la relación siguiente:
2
)()(1
pfdpR ii
N
i
, (26)
donde id , son los datos observados (gravimétricos o magnéticos) y ( )if p la función que
representa la respuesta del modelo y ( 1, )jp j m son los parámetros del modelo
(densidades/suceptibilidades). Para estimar p , se busca el mínimo de ( )R p de manera
iterativa, basándose en una expansión en serie de Taylor a primer orden de la solución al
problema directo, alrededor de un vector de parámetros del modelo inicial 0p :
j
pjo
p
opj
p
pi
fn
jo
pifdi
1, (27)
o en notación matricial:
b A p , (28)
59
donde el vector ( )ob d f p representa la discrepancia entre el modelo observado y
calculado. La matriz ( )
oij p
j
f pA
p
es una matriz simétrica positiva definida, cuyos
elementos son derivadas parciales de ( )f p con respecto a los parámetros del modelo, las
cuales se obtienen numéricamente. La solución al sistema de ecuaciones (28) es el vector
p, el cual se sumará al modelo inicial, 1 0p p p , a fin de reducir la función objetivo
( )R p . El proceso se repite hasta lograr reducir la discrepancia entre el modelo observado y
el modelo calculado a un factor de tolerancia previamente establecido o bien cuando se
llega a un límite máximo de iteraciones. Para encontrar p se emplea un algoritmo de
mínimos cuadrados regularizados utilizando la descomposición en valores singulares
(DVS):
2 1( ) Tp V I U b , (29)
donde A, la matriz de derivadas parciales, ha sido factorizada por medio de la DVS. Las
matrices U de nxq y V de mxq, constituidas de vectores singulares ortogonales, están
asociadas a los espacios de datos y parámetros, respectivamente. Ʌ de qxq es una matriz
diagonal con valores característicos 1, 2, ..., q no negativos de A llamados “valores
singulares“ y son iguales a los valores positivos de la raíz cuadrada de los valores
característicos de ATA.
, el parámetro de regularización, es un escalar positivo que ayuda a
estabilizar la convergencia (Webring, 1985).
Preparación de modelo y datos. Para iniciar el modelado se partió de un modelo de corteza
continental estándar de 30 km de espesor constituido por tres capas corticales horizontales
sobreyaciendo a un semi-espacio representativo del manto superior. El modelo se extiende
en ambos lados de la dirección horizontal lo suficiente para evitar efectos de borde. Los
datos a modelar son perfiles de anomalía residual gravimétrica y anomalía aeromagnética
(extraído del mapa de anomalías aeromagnéticas), así como de anomalía gravimétrica
regional y pseudogravimétrica.
60
Capítulo 3
Resultados
3.1. Magnetometría
3.1.1 . Mapa Aeromagnético USGS
En la Figura 27 se muestra el mapa aeromagnético del área de estudio elaborado con datos
de la base de datos digital del Mapa magnético de América del Norte (NAMAG, 2002). Los
valores se interpolaron en una retícula uniforme con una separación entre nodos de 500 m
aplicando el método de mínima curvatura. El mapa es sobrepuesto al mapa geológico de
Gastil et al. (1975), con el propósito de identificar correlaciones entre las anomalías
magnéticas con los rasgos litológicos y estructurales principales. En términos generales, el
área de estudio se puede dividir en cuatro sectores o dominios aeromagnéticos (DAMI,
DAMII, DAMIII, DAM1V) de acuerdo a sus características magnéticas, por ejemplo, ancho,
amplitud, dirección, cantidad e intensidad de dipolos que los conforman. El DAMI está
limitado al norte por los sectores occidental y central de la FAB, caracterizados por una
serie de altos y bajos magnéticos alargados con desplazamiento dextral en las cercanías de
la FAV, cabalgadura que sobrepone en contacto tectónico al ASP con el AA (Wetmore,
2003). Este dominio aeromagnético lo conforman: una anomalía magnética positiva
alargada constituida por una serie de altos magnéticos (> 1200 nT) que discurren paralelos
a la costa y sobre afloramientos de rocas volcánicas de la F. Alisitos e intrusivos del sector
occidental del BP; un bajo magnético (-500 a -1300 nT) alargado y paralelo al alto
magnético costero, y que se angosta hacia el sector occidental de la FAB. El bajo
magnético coincide con un cinturón angosto y alargado de fallas y pliegues conformado por
calizas, volcanoclastos, volcánicas y tobas de la F. Alisitos, con un espesor estimado de
aproximadamente 2000 m (Johnson et al. 1999; Wetmore et al., 2005). Su flanco
noroccidental sigue el trazo de la Falla El Ranchito (FER), en tanto que su flanco sur está
delimitado por las fallas Rosarito (FR) y MMt con vergencia hacia el noroeste y que
61
sobreponen en contacto tectónico a intrusivos del sector oriental del BP con intrusivos del
sector occidental del BP (Johnson, 1999); un bajo magnético de mayor anchura separado
del bajo alargado por una serie de altos magnéticos de amplitud variable, la franja de esta
anomalía magnética corresponde con la franja de intrusivos del sector oriental del BP,
clasificados como rocas graníticas de la serie Ilmenita por Gastil et al. (1980). El DAMII se
extiende hacia el norte de los sectores occidental y central de la FAB y lo conforman: una
serie de anomalías magnéticas dipolares de intensidad variable con rumbo noreste-sureste
asociadas con intrusivos de diversos tamaños y aparentemente desplazados por las fallas
activas Tres Hermanos (FTH) y San Miguel (FSM), las cuales aparentemente constituyen el
límite de la deformación producida por la colisión lateral entre los arcos Alisitos y Santigo
Peak y reactivada por el desplazamiento lateral derecho de la FAB. El DAMIII lo constituye
un extenso y alargado bajo magnético relativo (-250 a 30 nT) que cruza el área de estudio
de norte a sur a lo largo del Escarpe del Golfo. El DAMIV con intensidades de -50 a 200 nT
abarca un sector de la porción occidental de la Provincia extensional del Golfo de
California.
62
Figura 27. Mapa de anomalía aeromagnética, elaborada con la base de datos del Mapa
Magnético de América del Norte, contornos cada 50 nT. FAB= Falla Agua Blanca; FAV=
Falla Agua Blanca Vieja; MMt= Cabalgadura Principal Mártir; FR= Falla Rosarito; FST=
Falla Santo Tomas; FS= Falla Soledad; FM= Falla Maximinos; FTH= Falla Tres
Hermanos; FSM= Falla San Miguel; FSF= Falla San Felipe; FSPM= Falla San Pedro
Mártir; FER=Falla El Ranchito; círculos en blanco, estaciones en el perfil gravimétrico de
este estudio; DAM= dominio aeromagnético.
3.1.2. Mapa aeromagnético SGM
En la Figura 28, se muestra el mapa magnético del sector noroeste del área de estudio
elaborado con datos de un vuelo aeromagnético realizado por el SGM en 1967.
Desafortunadamente, los datos del vuelo realizado en el 2002, que abarca el sector central
de la FAB, no empalman con el de 1967, motivo por el cual no se presentan y aunque son
más recientes y de mejor calidad, nuestro interés se enfocó en el sector occidental de la
63
FAB. La resolución del mapa es mejor que la del mapa del USGS, por lo tanto, los rasgos
magnéticos de este sector de la FAB se definen con más detalle, por ejemplo, se observa un
desplazamiento y alargamiento de las anomalías alrededor de ésta con rumbo NW-SE; así
como un alto magnético entre las ramas de las fallas Agua Blanca (FAB) y Santo Tomas
(FST), esta última, de acuerdo a la continuidad de los contornos magnéticos, aparentemente
sería la extensión hacia el noroeste de la FAV. También, se definen mejor los dipolos
asociados con los intrusivos localizados entre la FAB y la FTH, algunos de los cuales están
desplazados aparentemente por esta última.
Figura 28. Mapa de anomalía aeromagnética, elaborada con la base de datos del Mapa
Magnético de México (CRMN, actualmente SGM). La simbología es la misma que la de la
Figura 27.
64
3.1.3. Análisis del gradiente horizontal de anomalías magnéticas
Siguiendo la metodología propuesta por Blakely (1995) e implementada por Phillips (1997)
se determinaron mapas de gradiente horizontal magnético para realzar lineamientos
magnéticos originados por contrastes laterales de susceptibilidad magnética asociados con
contactos litológicos verticales y estimar su localización y profundidad. Para ello se
siguieron tres pasos. Primero se transformó el mapa de anomalías magnéticas de la Figura
27 a un mapa de anomalías pseudogravimétricas, el cual se muestra en la Figura 29. Para la
transformación se consideró solamente magnetización de tipo inducida por el campo
geomagnético actual (I=56.79; D=12.31) y una proporción de uno a uno entre la intensidad
de magnetización (M) y la densidad (ρ), por lo tanto, se considera que las anomalías
pseudogravimétricas son originadas por fuentes gravimétricas con densidad equivalente al
volumen de susceptibilidad magnética de las fuentes magnéticas. Además, el mapa de
anomalías pseudogravimétricas depende del mapa de anomalías magnéticas del cual fue
derivado, simplemente se debe ver como una versión filtrada que resalta las anomalías
magnéticas de longitud de onda larga causadas por fuentes magnéticas “monopolares”
regionales y profundas.
Al observar la Figura 29 sobresale una intensa anomalía regional (~117 pseudo-mGal)
positiva de forma elipsoidal cerrada con su eje principal orientado en dirección NW-SE,
sobre afloramientos de rocas volcánicas de la F. Alisitos e intrusivas del sector occidental
del BP. Se extiende desde el sector occidental de la FAB hasta un poco más al norte de San
Quintín, con dimensiones de ~110 km de largo y ~20km de ancho. El norte y sur de su
flanco oriental coincide con las cabalgaduras FER y FR, respectivamente.
65
Figura 29. Mapa a color de potencial magnético (anomalía pseudogravimétrica) sobre mapa
geológico de Gastil et al. (1975). La simbología es la misma que la de la Figura 27.
Contornos cada 10 pseudo-mGal.
Segundo, a partir del mapa de anomalías pseudogravimétricas se elaboró un mapa de
gradiente horizontal magnético que se muestra en la Figura 30. Se observa que se definen
mejor rasgos de alta frecuencia, sobresaliendo máximos que forman semicírculos alrededor
de los afloramientos de los intrusivos magnéticos delimitando sus bordes. Así mismo, en la
parte central, se encuentra un alineamiento de pequeños máximos alargados con dirección
NW-SE, que acentúan la expresión magnética y delineamiento del borde oriental del
cinturón de pliegues y fallas. Los máximos alargados coinciden con el trazo superficial de
las fallas FER y FR, en tanto que la expresión magnética de la cabalgadura Principal Mártir
y de la FAV es más tenue. Los rasgos magnéticos asociados a esta última cambian de
66
dirección casi E-O hacia la FST, sugiriendo una correlación entre ambas estructuras. Así
mismo, se vislumbra una interrelación entre la FAV y MMt.
Figura 30. Mapa de gradiente horizontal magnético sobre mapa geológico de Gastil et al.
(1975). La simbología es la misma que la de la Figura 27. Contornos cada 2 pseudo-
mGal/km.
Tercero, a partir del mapa de gradiente horizontal pseudogravimétrico se localizaron sus
máximos o crestas y se estimaron las profundidades a la fuente, suponiendo que son
producidos por contactos verticales magnéticos. En la Figura 31 se muestran los contactos
identificados con círculos de diferentes tamaños y colores sobrepuestos al mapa geológico.
Las dimensiones de los círculos son proporcionales a las profundidades mínimas estimadas
(0.2 hasta 12.5 km). Las profundidades mayores estimadas (> 2 km) corresponden a
contactos localizados en sitios con potentes rellenos de sedimentos, por ejemplo, el talud
67
continental y los valles de la Provincia extensional del Golfo (DAMIV). A su vez, la
orientación de los alineamientos de los máximos del gradiente horizontal, muestran
tendencias, que refuerzan la división, previamente realizada, del mapa aeromagnético del
área de estudio en Dominios Aeromagnéticos (DAM). El DAMI una tendencia NW-SE, el
DAMII una ligera tendencia NW-SE, el DAMII una tendencia N-S y el DAMIV una
tendencia NNE-SSW. Tendencias de claro origen tectónico que definen diferentes
dominios estructurales.
Figura 31. Mapa de crestas de máximos de gradiente horizontal (círculos blancos) del mapa
de anomalías pseudogravimétricas sobre mapa geológico de Gastil et al. (1975). Los
círculos de colores indican profundidades mínimas estimadas de contactos verticales
magnéticos. La simbología es la misma que la de la Figura 27.
68
3.2. Gravimetría
3.2.1 Mapa gravimétrico INEGI-UCR.
La Figura 32 muestra el mapa de anomalía de Bouguer simple a colores elaborado a partir
de datos recopilados de campañas realizadas por el INEGI y la UCR. Los valores se
interpolaron en una retícula uniforme con una separación entre nodos de 1000 m aplicando
el método de Krigging. Sobresale una anomalía gravimétrica dipolar alargada, con rumbo
NW, aunque esta anomalía ya se ha reportado en trabajos anteriores (Gastil et al., 1975;
Gastil et al., 1990), en este trabajo se muestra con mejor definición por la mayor cantidad y
cobertura de los puntos de medición utilizados. Su alto (5 a 17 mGal) y bajo (-91 a -115
mGal) relativos coinciden en forma y dimensiones con el alto y bajo magnético relativos de
la anomalía dipolar pseudogravimétrica de la Figura 29.
La forma de este par de anomalías gravimétricas regionales se asemejan a las anomalías
gravimétricas dipolares que se observan a través de cinturones montañosos de colisión en
márgenes convergentes (activos y antiguos) en diversas partes del mundo, donde corteza
oceánica densa se subdujó bajo corteza continental de menor densidad. En el caso de
nuestra área de estudio, como lo sugiere Gastil et al. (1990), basamento oceánico del AA y
corteza continental del cratón de Norteamérica, respectivamente. La coincidencia de las
Sierras Juárez y San Pedro Mártir con los valores más intensos, -115 mGals, de la parte
negativa de la anomalía dipolar sugieren, en primera instancia, una corteza continental
gruesa por debajo de dichas sierras debido a la presencia de raíces profundas.
69
Figura 32. Mapa a color de anomalía de Bouguer simple sobre mapa geológico de Gastil et
al. (1975). Compilado con datos levantados por el INEGI y la UCR, contornos cada 5
mGal. La simbología es la misma que la de la Figura 27.
3.2.2. Perfil gravimétrico Valle de la Trinidad-Llano Colorado
La Figura 33 muestra el resultado del levantamiento del perfil gravimétrico Valle de la
Trinidad-Llano Colorado (VT-LLC), con una extensión de 84 km y centrado entre las
cabalgaduras FAV y MMt. En esta figura se ha graficado una sección litológica superficial
esquemática elaborada a partir del mapa geológico de Gastil et al. (1975) y el perfil de
anomalía de Bouguer completa que se describe a continuación de poniente a oriente. El
perfil tiene una amplitud relativa de ~108 mGal con un máximo positivo (~ 20 mGal) sobre
afloramientos de rocas volcánicas (Kav) de la F. Alisitos e intrusivos del sector occidental
70
(Intr. Occ.) del BP (km 20, altura ~200 m). El perfil tiene también un máximo negativo
(~88 mGal) sobre el Valle de la Trinidad (km 70, altura ~760 m) limitado al este por la
FAB y ubicado en las partes altas (~850 m) del sector norte de la Sierra San Pedro Mártir
donde predominan afloramientos de rocas intrusivas del sector oriental (gd) del BP. Tales
rasgos gravimétricos son característicos de las anomalías dipolares gravimétricas y
pseudogravimétrica, descritas en secciones anteriores. El rápido decrecimiento de los
valores de la anomalía de Bouguer hacia las partes altas de la sierra San Pedro Mártir indica
un intenso efecto regional que enmascara anomalías de carácter local, lo que ameritó llevar
a cabo un proceso de separación regional-residual.
Figura 33. Perfil de anomalía de Bouguer y sección litológica superficial. Tm= Terrazas
marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos
sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión; FAB=
falla Agua Blanca.
3.2.3 Separación regional-residual
El proceso de separación regional-residual se realizó mediante la implementación del
método de Zeng (1989) aplicado a perfiles siguiendo a Rubio y Ayala (2009). Las Figuras
34 a, 34b y 34c muestran en planta y a colores la anomalía de Bouguer completa, regional y
residual, respectivamente, del perfil VT-LLC. Esta última obtenida al sustraer una
superficie polinomial de 3er. orden (Figura 34b) a la anomalía de Bouguer completa. En el
mapa de anomalía residual (Fig. 34c) se realzan anomalías que no se definen con claridad
en la anomalía de Bouguer, como es el caso un amplio mínimo gravimétrico (~10 mGal)
con coordenadas (590000, 3460000), y las que eran evidentes se definen mejor al
71
acentuarse sus rasgos y amplitud, por ejemplo, la anomalía negativa asociada con el Valle
de la Trinidad.
Figura 34. Mapa de anomalías de Bouguer del transecto VT-LLC: a) completa; b) regional;
c) residual.
72
Por otra parte, la Figura 35 muestra el perfil de anomalía gravimétrica regional de 3er.
orden y perfil topográfico con sección litológica superficial. Se observa una marcada
correlación inversa entre anomalía gravimétrica y el relieve topográfico, valores altos de
anomalía gravimétrica corresponden con relieve topográfico bajo y viceversa, reflejando
contrastes laterales de densidad a niveles de corteza inferior, producidas ya sea por
variaciones en el relieve de la interface manto-corteza o profundización de raíces corticales.
Por lo tanto, esta anomalía se utilizó para modelar la profundidad del Moho.
Figura 35. Perfil de anomalía gravimétrica regional y sección litológica superficial. Tm=
Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F.
Alisitos sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf=
Aluvión; FAB= falla Agua Blanca.
La Figura 36 muestra el perfil de anomalía residual y sección litológica superficial. En el
sector oeste del perfil sobresalen un alto y un mínimo adyacentes. El primero se localiza
sobre afloramiento de rocas volcánicas (Kav) de la FA e intrusivas del sector occidental
(Intr. Occ.) del BP. El segundo, con ancho aproximado de 15 km se localiza sobre rocas
sedimentarias (Kas) de la FA. Los costados de la anomalía negativa coinciden con
contactos entre las rocas sedimentarias de la FA y rocas intrusivas. La intensidad de sus
gradientes y forma de “S” de la anomalía sugiere que ambos contactos son por fallamiento,
de especial interés es el contacto oeste que podría indicar la continuidad hacia el noroeste
de la Cabalgadura Principal Mártir (MMt). Así mismo, el bajo gravimétrico residual
indicaría la continuidad del cinturón de pliegues y fallas reportado por Wetmore, (2003) en
el sector occidental de la FAB y por Johnson et al. (1999) en el Plutón San José en la Sierra
San Pedro Mártir.
73
Figura 36. Perfil de anomalía gravimétrica residual y sección litológica superficial. Krm=
Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F.
Alisitos sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf=
Aluvión del Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca.
3.3 Densidad y susceptibilidad magnéticas de rocas
Se colectaron un conjunto de 90 muestras de rocas de la mayoría de los puntos de medición
del perfil gravimétrico VT-LLC, con el propósito de complementar el análisis de las
anomalías gravimétricas y magnéticas. Resultados de densidades y susceptibilidades
magnéticas que fueron medidas, en laboratorio y campo, respectivamente, se presentan en
la tabla 3, indicando la estación de medición gravimétrica, tipo de roca, valores de densidad
(gr/cm3) y susceptibilidad magnética (unidades cgs). Debido a que en cada estación
variaron la cantidad de muestras recolectadas, se usaron letras en orden alfabético para
diferenciarlas. Además, para que fueran útiles para el modelado gravimétrico y magnético
del perfil, se estimaron promedios de densidades y susceptibilidades por unidades de rocas
(columna 5 de la tabla 3): Alisitos volcánico; intrusivos del sector occidental del BP;
Alisitos sedimentario; Gabros; Rocas Prebatolíticas; intrusivos del sector oriental del BP.
74
Tabla 3. Densidad y susceptibilidad magnética de rocas a lo largo del perfil gravimétrico
Valle la Trinidad-Llano Colorado.
Long. Lat
S05
S05
(A,B,C,D,E,F
,G,H) -116.29537 31.217095 Ande s ita 2.56 5.4
S05 S05 (I,J,K,L) -116.29537 31.217095 Ma gne tita - He ma tita - 5.4
S06 S06 (A,B) -116.30176 31.238893 Ande s ita 2.55 1.7
S07 S07 (G) -116.28874 31.249316
He ma tita (Espe c ula rita )
Ma gne tita - 2.6
S07 S07 (A,B,C) -116.28874 31.249316 Me ta volc á nic a 2.56 2.6
S07 S07 (D,E,F) -116.28874 31.249316 Ande s ita 2.63 2.6
S08
S08
(A,B,C,D,E) -116.27909 31.256038 Alte ra do 2.56 -
S09 S09 (A,B) -116.2492 31.223507 Ande s ita 2.57 5.85
S11 S11 (A,B,C) -116.22586 31.232147 Monzodiorita 2.6 3.95
S12 S12 (A,B) -116.21383 31.236408 Monzonita 2.59 -
S13 S13 (A,B,C) -116.20266 31.23762 Ga bro 2.85 8.5
S15 S15 (A,B,C) -116.18534 31.248529 Dique s a plitic os 2.59 1.55
S17 S17 (A,B) -116.16017 31.247322 Monzonita 2.71 -
S18 S18 -116.1492 31.246882 Monzonita 2.58 -
S19 S19 (A,B) -116.14176 31.255494 Ga bro 2.67 14.75
S20
S20
(A,B,C,D) -116.13115 31.255773 Gra bo a lte ra do 2.82 -
S21 S21 (A,B) -116.11811 31.253288 Ga bro -
S23 S23 (A,B,E) -116.09412 31.25315 Migma tita 2.86 5.6
S23 S23 (C,D) -116.09412 31.25315 Ga bro 2.86 5.6
S24 S24 (A,B) -116.08974 31.261438 Dique s a plitic os - -
S24 s24 (C,D) -116.08974 31.261438 Ga bro 2.62 -
S24 S24 (E) -116.08974 31.261438 Ande s ita 2.58 -
S29 S29 -116.05921 31.27308 Me ta se dime nta ria 2.69 0.15
S29 S29 (C) -116.05921 31.27308 Me ta se dime nta ria 2.68 0.15
S33 S33 (A,B) -116.03944 31.279737 Me ta se dime nta ria 2.68 0
S35 S35 (A) -116.03126 31.284273 Are nisc a de gra no fino 2.8 8.6
S35 S35 (B) -116.03126 31.284273 Me ta se dime nta ria 2.6 8.6
S37 S37 (B) -116.01701 31.283607
Dique de c omp.
Ande s ític a - 2.1
S37 S37 (E) -116.01701 31.283607 Ga bro 2.71 2.1
S37 S37 (A,C,D) -116.01701 31.283607 Esquis to 2.43 2.1
S44 S44 (B) -115.97224 31.265733 Ga bro 2.9 11.7
S44 S44 (A) -115.97224 31.265733 Ga bro 2.9 11.7
S49
S49
(1)(1.1)(2) -115.94645 31.276208 Me ta se dime nta ria 2.85 -
S49 S49 (3) -115.94645 31.276208 Esquis tos mic á c e os 2.54 -
S50 S50 -115.94178 31.278458 Ga bro 2.86 1.55
S51 S51 -115.93548 31.277586 Ga bro 2.91 15.15
S53 S53 -115.91883 31.269737 Me ta se dime nta ria 2.31 0.84
S54 S54 -115.91326 31.27384 Me ta se dime nta ria 2.73 -
S55 S55 (B) -115.90253 31.280834 Me ta se dime nta ria 2.4 0.3
S55 S55 (A) -115.90253 31.280834 Me ta se dime nta ria 2.73 0.3
S60 S60 -115.86897 31.318739 Monzoga bro 2.79 0.8
S85 S85 (B) -115.69173 31.412861 Esquis to 2.67 0.15
S85 S85 (A) -115.69173 31.412861 Me ta gra nito 2.55 0.15
S85 S85 (C) -115.69173 31.412861 Me ta se dime nta ria 2.76 0.15
S86 S86 (B) -115.68463 31.427347 Gra nodiorita / Tona lita 2.7 6.35
S86 S86 (A) -115.68463 31.427347 Gra nodiorita 2.6 6.35
2.57 3.74
Ali
sito
s V
olc
án
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2.72 6.66
Intr
usi
vo
Occid
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te
2.65 2.98
Ali
sito
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o
2.83 10.03
Gab
ros
2.62 0.48
Ro
cas
Pre
bato
líti
cas
2.68 2.33
Intr
usi
vo
Ori
en
tal
Susc.
(x10-4
) cgsUnidadEstación Muestra
LocalizaciónRoca
Densidad
g/cm3
Densidad
gr/cc
Susc.
(x10-4
) cgs
75
3.4 . Deconvolución de Euler
Para estimar, de manera semi-cuantitativa, la ubicación y profundidad del techo de las
fuentes de las anomalías gravimétricas y magnéticas descritas en párrafos anteriores, se
aplicó el Método de la Deconvolución de Euler (DE) utilizando el programa EULDEP de
Durrheim y Cooper (1998) a datos magnéticos, pseudogravimétricos y gravimétricos del
perfil VT-LLC. Así mismo, a perfiles paralelos al norte y sur de este, extraídos de los
mapas de anomalías aeromagnéticas y pseudogravimétricas, con el propósito de ubicar la
continuidad de la traza de las cabalgaduras FAV y MMt. El proceso requirió experimentar
con diversos tamaños de longitudes de la ventana de análisis (100, 250, 500, 1000 m) y
valores de índices estructurales (Tabla 4).
Tabla 4. Índices estructurales
Índice
estructural
Estructura
asociada Símbolo
1.0 Contacto
vertical
1.5 Escalón
2.0 Dique
2.5 Cilindro
vertical
3.0 Esfera
3.4.1 Perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado
Anomalía magnética. La Figura 37 muestra la gráfica del perfil de anomalía aeromagnética
(arriba) y las soluciones de Euler (abajo) para diferentes índices estructurales. Se distinguen
tres grupos de soluciones. El primero, a las distancias de 8 km, 13 km y 16 km con
profundidades que varía entre 2 km a 5 km, dependiendo del índice estructural. Las
soluciones caen sobre un alto magnético y coinciden con el contacto entre Alisitos
76
volcánico (Kav) y rocas intrusivas del sector occidental del BP (Int. Occ.). El segundo
grupo, a las distancias de 32.2 km, 36.7 km y 42.4 km con profundidades que varían de
1.10 km a 2.80 km, coinciden con un alto y un bajo magnético y con los contactos entre
Alisitos sedimentario (Kas) y rocas intrusivas del sector occidental del BP (Int. Occ.) al
occidente y gabros (gb) al oriente. La coincidencia del bajo magnético con rocas
sedimentarias del cinturón de pliegues y fallas y de las soluciones con los contactos, se
infiere que estos últimos sean la continuidad hacia el NW de las cabalgaduras MMt y FR.
El tercer grupo, a las distancia de 65.2 km y 79.5 km, con profundidades que varían de 1.2
km a 1.6 km, coinciden con el Valle de la Trinidad, contactos entre granodioritas (gd) y
aluvión (Qf) y con la FAB.
Figura 37. Arriba: perfil de anomalía aeromagnética y sección litológica superficial. Abajo:
soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE. Krm= Terrazas marinas;
Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos
sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión del
Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida.
77
Anomalía pseudogravimétrica. La Figura 38 muestra la gráfica del perfil de anomalía
pseudogravimétrica (arriba) y las soluciones de Euler (abajo), se distinguen tres grupos de
soluciones. El primero a las distancias de 1 km y 3.6 km con profundidades de 0.2 km y 0.4
km, en medio del contacto entre terrazas marinas (Tm) y Alisitos volcánico (Kav). El
segundo grupo, a las distancias de 35.6 km y 41.2 km, con profundidades que varían entre
0.3 km a 1.10 km, caen dentro del cinturón de pliegues y fallas. El tercero, a las distancias
de 51 km y 56 km, con profundidades de 0.01 km a 0.8 km, se relacionan con el contacto
entre gabros (gb) y rocas prebatolíticas (pbs).
Figura 38. Arriba: Perfil de anomalía pseudogravimétrica y sección litológica superficial.
Abajo: Soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE. Krm= Terrazas
marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos
sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión del
Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida.
Gradiente horizontal (anomalía magnética). La Figura 39 muestra la gráfica del perfil de
gradiente horizontal de la anomalía aeromagnética (arriba) y las soluciones de Euler
(abajo), se distinguen cuatro grupos de soluciones. La primera, a las distancias de 30.3 km
y 32.5 km con profundidades que varían de 0.4 km a 1.2 km, caen cerca del contacto entre
78
intrusivos del sector occidental del BP y Alisitos sedimentario (Kav). El segundo, a las
distancias de 39.0 km y 41 km con profundidades de 0.6 km a 1.2 km, caen cerca del lado
oeste del contacto entre Alisitos sedimentario (Kas) y gabros (gb). El tercer grupo, a las
distancias de 58 km y 62 km con profundidades de 0.2 km a 0.4 km, caen cerca del
contacto entre rocas prebatolíticas (pbs) y granodioritas (gd). El cuarto grupo, a las
distancias de 77.8 km y 80.8 km con profundidades de 1.0 km caen cerca de la FAB.
Figura 39. Arriba: perfil de gradiente horizontal magnético y sección litológica superficial.
Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE. Krm= Terrazas
marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos
sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión del
Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida.
Anomalía de Bouguer. La Figura 40 muestra la gráfica del perfil de anomalía de Bouguer
completa (arriba) y las soluciones de Euler (abajo), se distinguen cinco grupos de
soluciones. El primero, a las distancias de 9.1 km y 9.4 km con profundidades que varían
entre 0.3 km a 1.0 km, el cual no puede asociarse a ninguna estructura conocida. El
segundo, a las distancias de 34.5 km y 34.9 km, con una profundidad de 0.4 km a 1.4 km,
cae al costado oeste del contacto entre rocas intrusivas del sector occidental (Intr. Occ.) del
BP y Alisitos sedimentario (Kas). El tercero, a las distancias de 40.2 km y 42.2 km con
profundidades que varían de 0.8 km a 3.8 km, coincide con el contacto entre Alisitos
79
sedimentario (Kas) y gabros (gb). El cuarto, a la distancia de 60.4 km con profundidades de
0.10 km a 0.20 km coincide con el contacto entre rocas prebatolíticas (pbs) y granodioritas
(gd) del sector oriental del BP. El quinto, a la distancia de 77.8 km con profundidades entre
0.10 km a 0.20 km, coincide con el trazo superficial de la FAB. Las soluciones de los
grupos segundo y tercero, se asocian con la continuidad hacia el NW de las cabalgaduras
FR y MMt.
Figura 40. Arriba: perfil de anomalía gravimétrica completa y sección litológica superficial.
Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la DE. Krm= Terrazas
marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental; Kas = F. Alisitos
sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita; Qf= Aluvión del
Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito, inferida; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferida.
Señal analítica (anomalía gravimétrica residual). La Figura 41 muestra la gráfica del perfil
de señal analítica de la anomalía gravimétrica residual (arriba) y las soluciones de Euler
(abajo), se distinguen cuatro grupos de soluciones. El primero, a la distancia de 30.0 km
con profundidades entre 0.05 km a 0.5 km, coinciden con el contacto entre rocas intrusivas
del sector occidental (Intr. Occ.) del BP y Alisitos sedimentario (Kas). El segundo, a la
distancia de 41.5 km con profundidades de 0.1 km a 0.7 km, coincide con el contacto entre
80
Alisitos sedimentario (Kas) y gabros (gb). El tercero, a la distancia de 54.2 km con
profundidades varía entre 0.1 km a 0.7 km cae en rocas prebatolíticas (pbs) y no se puede
asociar a alguna estructura conocida. El cuarto, a la distancia de 61 km con una
profundidad de 0.07 km, cae cerca del contacto entre rocas prebatolíticas (pbs) y
granodioritas (gd). Las soluciones de los grupos segundo y tercero, refuerzan la continuidad
hacia el NW de las cabalgaduras FR y MMt.
Figura 41. Arriba: perfil de señal analítica de la anomalía residual gravimétrica y sección
litológica superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la
DE. Krm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental;
Kas = F. Alisitos sedimentario; gb= gabro; pbs= rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita;
Qf= Aluvión del Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito, inferida;
MMt= Cabalgadura Principal Mártir, inferida.
3.4.2 Perfiles paralelos al perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado
Con el propósito de correlacionar los resultados obtenidos en el análisis de datos
magnéticos y gravimétricos del perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado, se analizaron
tres perfiles de anomalías de señal analítica pseudogravimétricas paralelos a éste (Figura
42). Dos de los perfiles cruzan las cabalgaduras FAV (Perfil A-A’) y MMt (Perfil C-C’)
81
que ponen en contacto tectónico el arco AA con el arco SP y con el cratón de Norteamérica,
respectivamente. Los resultados del análisis se presentan a continuación:
Figura 42. Localización de perfiles, sobre mapa de anomalía pseudogravimétrica, paralelos
al perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado.
Perfil A-A’. La Figura 43 muestra la gráfica del perfil de la anomalía de señal analítica
pseudogravimétrica (arriba) y las soluciones de Euler (abajo), se distinguen tres grupos de
soluciones. El primero, a la distancia de 17 km con una profundidad que varía de 4.0 km a
8.0 km cae al occidente del contacto entre F. Alisitos sedimentario (Kas) y tonalita (t)
asociado con la FER. El segundo, a las distancias de 27 km y 31 km, con profundidades
que van desde 2.4 km a 5.10 km, cae entre el contacto entre F. Alisitos sedimentario (Kas)
y Santiago Peak volcánico (Kspv) asociado con la FAV. El tercero, a la distancia de 36.0
km con profundidades que varían entre 0.5 km y 8.5 km. se asocia con la FAB y el contacto
entre Santiago Peak volcánico (Kspv) y tonalita (t).
82
Figura 43. Perfil A-A’. Arriba: señal analítica de anomalía pseudogravimétrica y sección
litológica superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la
DE. Krm = Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Kas = F. Alisitos sedimentario;
t= tonalitas; Qf= Aluvión del Cuaternario; Kspv= F. Santiago Peak; FAB= falla Agua
Blanca; FAV= falla Agua Blanca Vieja; FER= falla El Ranchito.
Perfil VT-LLC. La Figura 44 muestra la gráfica del perfil de la anomalía de señal analítica
pseudogravimétrica (arriba) y las soluciones de Euler (abajo), se distinguen cuatro grupos
de soluciones. El primero, a las distancias de 14.5 km y 21 km con profundidades que están
entre 1.0 km a 4.0 km, caen entre el contacto entre rocas de Alisitos volcánico (Kav) e
intrusivas del sector occidental del BP (Intr. Occ.). El segundo, a las distancias de 30.3 km
y 32.5 km con profundidades que varían de 0.4 km a 1.2 km, caen entre el contacto entre
rocas intrusivas del sector occidental del BP (Intr. Occ.) y de Alisitos volcano-sedimentario
(Kas). El tercero, a las distancias de entre 40.5 km y 41 km con profundidades de 0.6 km a
1.2 km, coincide con el contacto entre Alisitos sedimentario (Kas) y gabros (gb), asociado
con la continuación hacia el NW de la cabalgadura Principal Martir (MMt). El cuarto, a las
distancias de 77.8 km y 80.8 km con profundidades de 0.2 km a 0.4 km, caen en rocas
Prebatolíticas (pbs) y su origen es incierto.
83
Figura 44. Perfil VT-LLC. Arriba: señal analítica de anomalía pseudogravimétrica y
sección litológica superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos)
de la DE. Tm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo
occidental; Kas = F. Alisitos volcanoclástico; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd=
Granodiorita; Qf= Aluvión del Cuaternario; FAB= falla Agua Blanca; FR= falla Rosarito,
inferida; MMt= Cabalgadura Principal Mártir, inferida.
Perfil B-B’. La Figura 45 muestra la gráfica del perfil de la anomalía de la señal analítica
pseudogravimétrica (arriba) y las soluciones de Euler (abajo), se distinguen cuatro grupos
de soluciones. El primero, a la distancia de 26 km con profundidades de 2.0 km a 6.0 km
cae en el costado oriental del contacto entre rocas volcano-sedimentarias de la F. Alisitos
(Kas) y granodioritas (gd) del sector occidental del BP. El segundo, a las distancias de 31.0
km a 34.0 km con profundidades de 1.0 km a 4.0 km, cae en el costado oriental del
contacto entre rocas granodioritas (gd) del sector occidental del BP y volcano-
sedimentarias de la F. Alisitos (Kas), se asocia con la continuidad al NW de la FR. El
tercero, a la distancia de 42.0 km con profundidades de 4.0 km a 12.0 km, coincide con el
contacto entre rocas volcano-sedimentarias de la F. Alisitos (Kas) y tonalitas (t) del sector
occidental del BP, se asocia con la continuidad al NW de la cabalgadura Principal Mártir
(MMt). El cuarto, a las distancias de 53.0 km a 56.0 km con profundidades entre 2.0 km a
6.0 km, caen en el costado oriente del contacto entre tonalitas (t) y gabros (gb) del sector
oriental del BP.
84
Figura 45. Perfil B-B’. Arriba: señal analítica de anomalía pseudogravimétrica y sección
litológica superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la
DE. Tm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental;
Kas= F. Alisitos volcano-sedimentario; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd=
Granodiorita; Qf= Aluvión de Cuaternario; FR= falla Rosarito; MMt= Cabalgadura
Principal Mártir, inferidas.
Perfil C-C’. La Figura 46 muestra la gráfica del perfil de la anomalía de la señal analítica
pseudogravimétrica (arriba) y las soluciones de Euler (abajo), se distinguen tres grupos de
soluciones. El primero, a las distancias de 26.0 km a 27.0 km con profundidades entre 1.0
km a 4.0 km, caen en el costado oeste del contacto entre rocas aluviales (Qal) y tonalitas (t)
del intrusivo San José (Johnson et al., 1999). El segundo, a la distancia de 37.0 km con
profundidades entre 2.0 km a 3.0 km, coincide con el trazo superficial de la FR. El tercero,
a las distancias de 52.0 km a 58.0 km cae en el costado este del contacto entre tonalitas (t) y
rocas volcanoclásticas de la F. Alisitos (Kas) y el trazo superficial de la cabalgadura
Principal Mártir (MMt). La coincidencia de este trazo con las soluciones de Euler de la
anomalía de señal analítica pseudogravimétrica, refuerza su inferencia en áreas donde no se
tiene evidencia superficial.
85
Figura 46. Perfil C-C’. Arriba: señal analítica de anomalía pseudogravimétrica y sección
litológica superficial. Abajo: soluciones (ver Tabla 4 para explicación de símbolos) de la
DE. Krm= Terrazas marinas; Kav= F. Alisitos volcánico; Intr. Occ.= Intrusivo occidental;
Kas= F. Alisitos volcanoclástico; gb= gabro; pbs= Rocas Prebatolíticas; gd= Granodiorita;
Qf= Aluvión del Cuaternario; FR= falla Rosarito; MMt= Cabalgadura Principal Mártir;
FSPM= falla San Pedro Mártir.
3.5 . Modelado bidimensional de perfiles
Para complementar el análisis del perfil Valle de La Trinidad-Llano Colorado se realizó el
modelado de datos magnéticos y gravimétricos utilizando la aplicación GM-SYS2D (ver.
5.0.10) del paquete Oasis Montaj de Geosoft (Ver. 6.4.2). La cual utiliza una técnica de
interpretación cuantitativa denominada modelado inverso cuasi-tridimensional (2.75) tipo
Talwani a lo largo de perfiles. Aunque el software permite el modelado inverso conjunto de
datos gravimétricos y magnéticos, éste se realizó de manera separada. Los modelos
magnéticos y gravimétricos obtenidos se describen a continuación.
3.5.1 Modelo magnético
Para el modelado magnético se supuso que las rocas presentan magnetización inducida con
dirección paralela a la del campo geomagnético actual. Se inició con una loza cortical
magnética de espesor variable, ~21 km a ~12 km, que se adelgaza hacia el oriente y
dividida en dos sectores, occidental y oriental. La unión entre estos dos sectores que se
86
profundiza hasta 5 km con inclinación hacia el oriente, representa el contacto entre los
intrusivos occidentales del BP de afinidad oceánica (k=50x10-4
u.cgs) y los orientales del
BP de afinidad continental (k=39x10-4
u.cgs). A su vez, a la loza les fueron incorporados
cuerpos con valores de susceptibilidad magnética medidos en campo y los utilizados por
Langenheim y Jachens (2003), con litologías asignadas según los tipos de roca descritos en
la Tabla 3 y en el mapa geológico de Gastil et al. (1975).
La Figura 47 muestra: Arriba, perfiles magnéticos, observado (línea punteada), calculado
(línea continua); abajo, modelo magnético y geológico. Aunque el ajuste entre los datos
observados y calculados no es bueno, el modelo explica a grandes rasgos las anomalías
observadas. Sobresalen tres altos magnéticos principales en las distancias horizontales de
~12 km, ~34 km y 58 km. El primero, tiene una amplitud relativa de ~935 nT, y cae sobre
rocas volcánicas (Kav) de la F. Alisitos volcánica con susceptibilidad magnética de 20
(x10-4
u.cgs) y profundidad que varían de 2 a 2.8 km. Para ajustar a la anomalía fue
necesario agregar un cuerpo por debajo de las rocas volcánicas con susceptibilidad
magnética de 99 (x10-4 u.cgs), de forma tabular alargada con profundidad de 10.50 km.
Este cuerpo magnético podría indicar fragmentos de los ductos magmáticos (chimeneas)
que alimentaron al Arco Alisitos.
El segundo alto magnético, tiene una amplitud relativa de 370 nT y coincide con rocas de la
F. Alisitos sedimentario (Kas); la cual se dividió en tres unidades con susceptibilidades
magnéticas de 10, 60 y 11 (x10-4
u.cgs), con profundidades que varían de 0.6 km a 2 km,
para ajustar la anomalía. La variación en susceptibilidades y profundidades se atribuyen al
Cinturón de pliegues y fallas que deforman a la F. Alisitos sedimentaria.
Adyacente a estos se tienen afloramientos de gabros (gb) y rocas prebatolíticas (pbs), con
susceptibilidades magnéticas de 42 y 9 (x10-4
u.cgs), respectivamente. Los gabros con
profundidades de 0.30 km a 0.49 km subyacen parcialmente a las rocas prebatolíticas que
tienen un espesor de ~ 1 km.
87
Para ajustar el tercer alto magnético, con amplitud relativa de 500 nT, se agregó un cuerpo
con susceptibilidad magnética de 125 (x10-4
u.cgs) por debajo de las rocas prebatolíticas
entre los 58 km a 61 km de distancia horizontal con un grosor de 1.2 km, cuyo origen es
atribuible a gabros que se pudieron haber desplazado con ayuda de la MMt. Los sedimentos
que rellenan la cuenca del Valle de la Trinidad tienen una susceptibilidad de 5.5 (x10-4
u.cgs) y su relleno sedimentario un espesor de 0.2 km.
Figura 47. Modelo magnético del perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado. Arriba,
perfiles magnéticos, observado y calculado; Abajo, modelo con susceptibilidades
magnéticas x 10-4
unidades cgs y litología interpretada.
88
3.5.2 Modelo gravimétrico
Para modelar el perfil gravimétrico residual y regional se ha partido de un modelo cortical
constituido de dos capas y un semiespacio. La primera representa la corteza superior
dividida en dos sectores, occidental y oriental, con un rango de densidades de 2.64 a 2.77
gr/cm3 y 2.67 a 2.71 gr/cm
3, respectivamente. La segunda representa la corteza inferior, con
densidad de 2.84 gr/cm3, y el semiespacio representa el manto superior con densidad de
3.40 gr/cm3. Las densidades de la corteza inferior y manto han sido estimadas de las
velocidades asignadas a una sección cortical compuesta elaborada por Schmidt et al. (2009)
que cruza la cabalgadura Principal Mártir. Para ello se utilizó la relación entre velocidad
sísmica y densidad de Barton (1986). En tanto que para determinar las densidades de los
sectores occidental y oriental de la corteza superior, que son más complejos, se han
utilizado los datos presentados en la Tabla 3. Las profundidades al Moho, han sido tomadas
del trabajo de Lewis et al. (2001). Los resultados del modelado gravimétrico de ambas
anomalías residual y regional, se describen a continuación:
Anomalía Residual. Partiendo del modelo magnético, se modeló la anomalía gravimétrica
residual. La Figura 48 muestra: Arriba, perfiles gravimétricos, observado (línea punteada
color negro), calculado (línea continua color rojo); abajo, modelo gravimétrico y litología.
De poniente a oriente se interpreta lo siguiente: rocas sedimentarias (terrazas marinas) con
densidad de 2.38 gr/cm3 alcanzan una profundidad de hasta 0.60 km bajo la línea de la
costa; rocas volcánicas (Kav) con densidad de 2.59 gr/cm3 de la F. Alisitos, se extienden
horizontalmente desde el extremo occidental del perfil hasta la distancia horizontal de 15
km entre la superficie y una profundidad de 2.15 km. En contacto con éstas, se tiene un
intrusivo con densidad promedio de 2.77 gr/cm3 del conjunto de intrusivos del sector
occidental (Intr. Occ.) del BP, que en las muestras recolectadas se describió como
monzonita, monzodiorita y gabro, con algunos diques aplíticos (ver Tabla 3). Este cuerpo
de espesor variable (3.2 a 7.5 km) se extiende horizontalmente hacia el occidente y oriente
por debajo de las unidades volcánicas (Kav) y sedimentarias (Kas) de la F. Alisitos
haciendo contacto a profundidad con intrusivos del sector oriental (gd) del BP. A los 8 km
89
de distancia se adelgaza, alcanzando una profundidad de 3.2 km, volviendo a profundizar a
los 23 km llegando a 7.50 km de profundidad. La F. Alisitos sedimentaria es dividida en
tres unidades. La primera con una densidad de 2.64 gr/cm3 llega a una profundidad de 1.77
km. La segunda con una densidad de 2.55 gr/cm3 aumenta la profundidad a 3.40 km. Y la
tercera, con una densidad 2.64 gr/cm3 alcanza una profundidad de 3.2 km. En seguida un
afloramiento de gabros (gb) con densidad de 2.73 gr/cm3 tienen una profundidad de 0.60
km, están en contacto con rocas prebatolíticas (pbs) con densidad de 2.67 g/cm3 y espesor
de 0.40 km. Adyacente a las rocas prebatolíticas se encuentra un intrusivo del sector
oriental (gd) del BP (compuesto por rocas de tipo granodioritas, granitos y monzogabro)
con densidad de 2.71 gr/cm3 se extiende por debajo de éstas y del Valle de la Trinidad,
alcanza una profundidad máxima de 6 km en el contacto a profundidad con rocas intrusivas
del sector occidental (Intr. Occ.) del BP, disminuyendo su espesor gradualmente hasta
llegar a los 2.4 km en el extremo oriental del perfil, cruzando por la FAB. El Valle de la
Trinidad es una cuenca asimétrica con un relleno sedimentario, con densidad de 2.2 g/cm3 y
profundidad máxima de 1.20 km. La cuenca del valle inicia a los 66.0 km de distancia
horizontal y está limitado al oriente por la FAB. Debe destacarse que el contacto que
aparece en la distancia horizontal de 42.5 km, entre intrusivos de los sectores occidental y
oriental de BP se extiende hasta los 6 km de profundidad con inclinación (~70º) hacia el
oriente. Este contacto se interpreta como una falla inversa que pone en contacto tectónico
ambos sectores del BP. Finalmente, debajo de esta capa cortical compleja de la corteza
inferior, se tiene la corteza media con densidad de 2.84 gr/cm3.
90
Figura 48. Modelo gravimétrico (anomalía residual) del perfil Valle de la Trinidad-Llano
Colorado. Arriba; anomalía residual observada y calculada; Abajo; modelo gravimétrico
con litología y densidades (2.88) en unidades de gr/cm3.
Anomalía Regional. La Figura 49 muestra: Arriba, perfiles gravimétricos, observado (línea
punteada), calculado (línea continua); abajo, modelo gravimétrico y geológico. El modelo
cortical derivado consta de una capa de corteza inferior dividida, de izquierda a derecha, en
una corteza de afinidad oceánica, por debajo del AA, con densidad de 3.1 gr/cm3 que se
engrosa en el centro (~20 km) y una corteza de afinidad continental, por debajo del sector
oriental del BP y de la SSPM, con densidad de 2.91 gr/cm3 que se adelgaza hacia el oriente
(10 a 2 km). Ambos bloques de corteza sobreyacen a una capa subcortical que representa al
manto superior con una densidad de 3.40 gr/cm3. Tal distribución de densidades y
profundidades al Moho, explica, en principio, el exceso (+) y deficiencia de masa (-)
expresada por la dipolaridad de la anomalía regional. Las posibles causas de las anomalías
regionales y sus implicaciones isostáticas serán presentadas en el siguiente capítulo de
discusión de resultados.
91
Figura 49. Modelo gravimétrico (anomalía regional) del perfil Valle de la Trinidad-Llano
Colorado: Arriba, anomalía regional observada y calculada; Abajo, perfil topográfico con
exageración vertical 1:10 y modelo gravimétrico con densidades (2.98) en unidades de
gr/cm3. MMt= Cabalgadura Principal Mártir; FAB= Falla Agua Blanca.
92
Capítulo 4
Discusión
A). En cuanto a la sugerida interacción estructural entre las zonas de sutura MMt y FAV
propuesta por Wetmore (2003), diversos estudios gravimétricos en basamentos de orógenos
antiguos que fueron originados en márgenes continentales activos reportan que éstos se
caracterizan por presentar amplias e intensas anomalías gravimétricas dipolares, con su
polaridad positiva sobre el terreno oceánico acrecionado y la negativa sobre el margen
continental engrosado por profundas raíces, y la zona de máximo gradiente o transición
entre ambos polos sobre la zona de contacto o sutura (Thomas, 1983, Hutchinson et al.,
1983). Basándose en estos hechos, las zonas de máximo gradiente de las anomalías
dipolares gravimétricas (Figura 50 a) y pseudogravimétricas (Figura 50b), observadas a lo
largo del sector oeste del BP correspondería a la manifestación de la sutura entre el AA y el
cratón de Norteamérica. La linealidad y continuidad del gradiente de dichas anomalías
hacia el noroeste y a lo largo del trazo de la FAV indica una conexión e interacción
estructural entre las zonas de sutura FAV y MMt. Así mismo, entre la FAV y la Falla Santo
Tomas (FST), aparentemente siendo esta última la continuación hacia el noroeste de la
primera.
Debido a que los datos aeromagnéticos tienen mayor resolución espacial que los
gravimétricos, éstos se utilizaron para detectar fronteras físicas, los lineamientos
magnéticos se utilizaron como indicadores de contactos geológicos debidos a fallas y/o
zonas de falla, aplicando las técnicas de realce de anomalías “magnetic boundary analysis”
y Deconvolución de Euler. Ambas son técnicas inversas para estimar, de manera
semicuantitativa, la ubicación y profundidad de las fuentes magnéticas y/o gravimétricas
que originan las anomalías, operan directamente sobre los datos y dan soluciones
matemáticas sin recurrir a constricciones geológicas.
93
Figura 50. Mapa geológico con anomalía gravimétrica (a) y pseudogravimétrica (b) sobre
puestas. Obsérvese la gran similitud entre ambos mapas. Las abreviaciones son las mismas
que las de la Figura 27.
Los máximos de gradiente horizontal identifican contactos anchos que son muy continuos y
paralelos a los contornos del mapa aeromagnético transformado a un mapa de anomalías
pseudogravimétricas, el inconveniente es que requiere de suposiciones que al no cumplirse
hacen que los contactos inferidos pueden quedar desplazados de su posición original, el
desplazamiento es por lo regular hacía el echado del verdadero contacto. En tanto que en la
deconvolución de Euler los contactos inferidos no resultan desplazados pero son
discontinuos y su dirección puede estar influenciada por las línea de vuelo y el ruido
presente en los datos. En ambas técnicas, la certidumbre en la ubicación de los contactos,
será menor si estos son verticales (Phillips et al., 2007). A su vez, el mapa de anomalías
pseudogravimétricas no es independiente del mapa de anomalías magnéticas del cual fue
derivado, simplemente se debe ver como una versión filtrada que resalta las anomalías
magnéticas de longitud de onda larga causadas por fuentes magnéticas regionales y
profundas.
La Figura 51 muestra un mapa que integra las estructuras conocidas con los máximos de
gradiente horizontal obtenidos del mapa pseudogravimétrico (círculos color morado), así
como con las soluciones de Euler, asociadas con fallas de los cinturones de pliegues y fallas
de cabalgamiento en las zonas de San Vicente (Falla Agua Blanca Vieja) y San Pedro
94
Mártir (Cabalgadura Principal Mártir), a lo largo de los perfiles analizados en este trabajo
(rombos color azul, rojo, amarillo y verde). Se puede observar mejor la cierta continuidad
(líneas discontinuas de color anaranjado) hacia el noroeste de las fallas FR-MMt y su
posible conexión con las fallas FER-FAV, respectivamente. La continuidad de los
lineamientos de los máximos de gradiente horizontal es corroborada por las soluciones de
Euler. Se aprecia que la correlación entre las fallas FR y FER es bastante clara, mientas que
la correlación entre FAV y MMt no lo es tanto, ésta se apoya principalmente en los
resultados de la deconvolución de Euler en los cuatro perfiles analizados.
Figura 51. Mapa estructural con lineamientos de máximos de gradiente horizontal (círculos
color morado) y soluciones de la deconvolución de Euler (rombos azul, rojo, amarillo y
verde) del mapa y perfiles de señal analítica de anomalías pseudogravimétricas. La
simbología es la misma que la de la Figura 27. Línea punteada color naranja indica
extensión y/o continuidad de estructuras.
95
Figura 52. Mapa geológico, simplificado de Gastil et al. (1975) y actualizado con
aportaciones de Wetmore (2003) y Johnson et al. (1999).
Al sobreponer las unidades litológicas principales (Figura 52), actualizadas con
información extraída de los mapas geológicos de las aéreas de San Vicente (Wetmore,
2003), San Pedro Mártir (Johnson et al., 1999), junto con observaciones de campo y
descripción petrológica de las muestras de roca que se utilizaron para determinar
densidades y susceptibilidades magnéticas (Tabla 3). La correlación espacial inferida entre
96
FAV y MMt (línea punteada color naranja), se refuerza ya que coincide con los contactos
entre unidades volcano-sedimentarias de la F. Alisitos (color verde oscuro) y rocas
prebatolíticas (color azul).
Por otra parte, en la Figura 53 se muestran mapas de: (a) anomalías magnéticas; (b)
pseudogravimétricas; (c) gradiente horizontal y (d) lineamientos de máximos de gradiente
horizontal sobre mapa geológico, del área del sector occidental de la FAB, obtenidos de una
porción del vuelo aeromagnético del CRM de 1969 (Capitulo 2, Figura 14), con el objeto
de apreciar mejor la relación estructural de la FAV con la FST y con otras fallas. La
particularidad del levantamiento es que las líneas de vuelo son perpendiculares a las
estructuras y los datos fueron extraídos de un mapa escala 1:50,000 elaborado a mano, esto
último da algo de incertidumbre a la ubicación de los contactos magnéticos inferidos.
Resalta un lineamiento de máximos de gradiente horizontal (Figura 53 d) que parte de la
intersección de la Falla Maximinos (FM) con la FAB y que discurre paralelo a la FST. Por
su orientación, casi E-W y por su intensidad se interpreta como el contacto entre los arcos
Santiago Peak y Alisitos, y por lo tanto como la extensión al occidente de la Falla Agua
Blanca Vieja (FAV). Suárez (1993) menciona estrías en espejos de falla como evidencias
de movimiento horizontal en la FST por lo que él también la relaciona con el ancestro de la
Falla Agua Blanca, llamada Agua Blanca Vieja por Gastil et al. (1981) y Wetmore (2003).
Otros lineamientos de menor intensidad discurren sobre y paralelos al trazo de la FAB y de
la FM, lo que da credibilidad a los lineamientos de máximos de gradiente horizontal.
97
Figura 53. Mapa geológico (Modificado de, Gastil et al., 1975) del sector occidental Falla
Agua Blanca con mapas de: (a) anomalías magnéticas; (b) pseudogravimétricas; (c)
máximos de gradiente horizontal y (d) lineamientos de máximos de gradiente horizontal
(círculos blancos) sobrepuestos. Fallas: FAB= Agua Blanca; FAV= Agua Blanca Vieja;
FST= Santo Tomas; FM= Maximinos; FTH= Tres Hermanos; FS=Soledad.
B). - En cuanto al modelo gravimétrico/magnético-estructural entre las zonas de sutura
Falla Agua Blanca Vieja y Cabalgadura Principal Mártir. Aunque se trató de utilizar la
inversión conjunta de datos gravimétricos y magnéticos se obtuvieron modelos muy
complejos de difícil interpretación geológica, por lo que los modelos que se presentan
fueron resultado de la inversión separada. Entre las técnicas de modelado se combinaron las
técnicas 2-D y 2.5-D, la primera para cuerpos de dimensiones regionales (por ejemplo,
sectores occidental y oriental del BP) y la segunda para cuerpos de dimensiones locales
(por ejemplo, plutones y cuencas).
98
En la Figura 54 se muestran los modelos 2.5D gravimétrico y magnético del perfil Valle de
la Trinidad - Llano Colorado (VT-LLC) a los cuales se les ha agregado las soluciones de la
deconvolución de Euler aplicada a datos de anomalía de Bouguer, intensidad magnética,
pseudogravimétricos, señal analítica de la anomalía de Bouguer residual y gradiente
horizontal (figuras geométricas color, rojo, azul intenso, azul claro, verde, amarillo,
respectivamente). Los modelos muestran una corteza de dos capas, superior y media, que a
grandes rasgos son similares, únicamente cambian las dimensiones horizontales y verticales
de los cuerpos litológicos y algunos rasgos estructurales, por ejemplo: en el modelo
gravimétrico el espesor de la corteza superior es entre 8 y 3 km, mientras que en el modelo
aeromagnético es entre 9 y 4 km; en tanto que las profundidades de la cuenca sedimentaria
del Valle de la Trinidad (color amarillo) y de los depósitos volcano-sedimentarios de la F.
Alisitos (color verde limón) son más someras en el modelo magnético que en el
gravimétrico. Siendo lo contrario con el depósito de las rocas volcánicas de la F. Alisitos
(color verde seco). Las diferencias se atribuyen a que el volumen de roca que representa la
susceptibilidad magnética es diferente al volumen de roca que representa la densidad. Otra
diferencia se observa en la parte occidental del perfil, el modelo magnético incluye un
cuerpo (color café oscuro) altamente magnético (99 x10-4
u.cgs) por debajo (~1.2 km) de
las rocas volcánicas de la F. Alisitos de ~8 km de ancho que se extiende hasta una
profundidad de 6 km, el cual coincide con un levantamiento del límite corteza superior-
corteza media indicada en el modelo gravimétrico y con soluciones de Euler cerca de sus
costados. Este cuerpo magnético podría indicar remanentes de ductos magmáticos
(chimeneas) que alimentaron al Arco Alisitos o de basamento oceánico constituido por
gabros serpentinizados, el principal componente de corteza oceánica. En Dunlop y Prevot
(1982) se reporta que los gabros serpentinizados tienen magnetita como principal
componente magnético y que sus valores de susceptibilidad magnética varían entre 10x10-4
y 100x10-4
unidades cgs, y en Carmichael (1982) que la densidad de las rocas gabroicas
varía entre 2.83 a 3.11 gr/cm3, sin embargo, procesos de metamorfismo generados por el
ambiente hidrotermal que prevaleció durante la subducción de la placa Farallón durante el
Cretácico, específicamente de serpentinización, pudieron reducir el valor de la densidad de
los gabros.
99
Figura 54. Perfil VT-LLC. Arriba: anomalías de Bouguer residual y magnética de
intensidad total, calculadas y observadas, respectivamente. Abajo: Modelos gravimétrico
(2.69= densidad, gr/cm3) y magnético (99= susceptibilidad magnética, 1x10
-4 unidades
cgs), respectivamente, con soluciones de Euler (figuras de la Tabla 4).
100
Ambos modelos muestran una pequeña diferencia de 4º en el ángulo de inclinación del
contacto entre los sectores occidental (color rosa mexicano) y oriental (color rosa) del BP
que se extiende hasta la interfaz corteza superior-corteza media, resultando en promedio
69º. El racimo de soluciones (~40 km) de Euler cerca del lado oeste del contacto y en los
depósitos vulcano-sedimentarios de la F. Alisitos que sobreyacen al basamento cristalino
escalonado, el cual se profundiza hacia el contacto, sugieren una zona de cizalla donde la
falla principal o maestra es el contacto entre los sectores occidental y oriental del BP que se
interpreta como una falla inversa de ángulo alto. El hecho de que ambos modelos expliquen
en general los datos observados y concuerden con los rasgos geológicos conocidos en la
zona, da sustento para una interpretación geológica de la combinación de ambos modelos
(Figura 55), la cual se describe a continuación.
En el modelo de la Figura 55, se distingue el límite entre la corteza superior y la corteza
media entre los 4 y 6 km de profundidad. El sector occidental de la corteza superior es
vulcanoplutónica y el sector oriental plutónica. El sector occidental se caracteriza por
afloramientos de raíces de intrusivos erosionados y depósitos volcánicos y volcano-
sedimentarios del arco magmático Alisitos.
La cubierta volcánica cubre remanentes de corteza oceánica constituida por gabros
serpentinizados que coinciden con un levantamiento de la interfaz corteza superior-corteza
media. En tanto que la cubierta volcano-sedimentaria yace discordantemente sobre
basamento plutónico y en contacto de falla con afloramientos de raíces erosionadas de
plutones que intrusionaron al cratón de Norteamérica (sector oriental del BP, Figura 55). El
basamento oceánico y el continental se encuentran en contacto, a profundidad, por una falla
inversa (cabalgadura), con un buzamiento hacia el este, la cual representa la continuación
hacia el noroeste de la Cabalgadura Principal Mártir (MMt), estructura que no puede ser
detectada en profundidad una vez rebasada la corteza superior.
101
Figura 55. Interpretación estructural del perfil gravimétrico-magnético Valle de la Trinidad-
Llano Colorado (VT-LLC). S05= estaciones gravimétricas. FR= Falla Rosarito; MMt=
Cabalgadura Principal Mártir; FAB= Falla Agua Blanca.
Los depósitos de cuenca tras-arco volcano-sedimentarios deformados y cizallados de la F.
Alisitos se alojan en una cuenca profunda (~ 4 km) disectada por fallas inversas de ángulo
alto (Figura 55), siendo su límite oeste la continuación hacia el noroeste de la Falla
Rosarito (FR). En conjunto dichas estructuras constituirían la continuación del cinturón de
pliegues y fallas de cabalgamiento reportados por Johnson et al. (1999), al sur de la Sierra
San Pedro Mártir que conforman el borde occidental de una estructura con arquitectura tipo
abanico (Schmidt et al., 2009) y que se deprende de la interfaz manto-corteza (Capítulo I,
Figura 11), delineando un modelo de tectónica de piel gruesa desarrollada durante periodos
de subducción rápida de ángulo bajo de segmentos de la placa Farallón por debajo de la
Placa Norte Americana (Schmidt et al., 2009). El borde oriental de la estructura de abanico
no se manifiesta en los perfiles magnéticos y gravimétricos (Figura 54), ya sea porque su
102
respuesta tanto magnética como gravimétrica es muy tenue o porque no continua hasta la
altura del perfil. Sin embargo, la zona de deformación por cizallamiento, representada por ~
10 km de foliación intensa, observada en campo (Figura 56) e indicadas en el mapa
geológico de Gastil et al. (1975), en rocas prebatolíticas (color azul) en contacto
discordante con gabros (color morado) sugieren su posible continuación. En tanto que, casi
al final del bloque continental, el estilo de la deformación cambia a régimen transtensivo
producto del desplazamiento dextral del segmento oriental de la Falla Agua Blanca, dando
origen a una cuenca transtensional de forma triangular poco profunda (~ 1 km ) con su
ángulo agudo orientado al sur en el área del valle de la Trinidad.
Figura 56. Foto tomada en la estación S54 del perfil VT-LLC viendo hacia el SE, donde se
muestran los lineamientos (líneas discontinuas color rojo) con rumbo hacia el noroeste,
formados en rocas prebatolíticas. Al fondo se ve el Intrusivo Oriental en SSPM (marcado
con línea color naranja).
C). - En cuanto al mecanismo de compensación isostática imperante en la región, se han
propuesto dos modelos de compensación regional (flexural): flexión elástica en corteza
discontinua o rota con raíz elástica (O’Connor y Chase, 1989); y flexión elástica en corteza
continua sin raíz elástica (Lewis et al., 2001). Un inconveniente de este último es que no se
utilizan como restricción las anomalías gravimétricas presentes en la zona. Para esto, en la
Figura 57 (abajo) se presenta un modelo gravimétrico bidimensional, construido a partir del
modelo geológico-sísmico (Figura 11, capítulo I) propuesto por Schmidt et al. (2009)
quienes tomaron como referencia los resultados de profundidad a la interfaz corteza-manto
reportados por Lewis et al. (2001). Junto al modelo se muestra su respuesta gravimétrica
103
(arriba: línea azul) y perfil gravimétrico (arriba: línea negra) extraído del mapa
gravimétrico (Figura 32, Capitulo III) elaborado con datos del banco de INEGI-UCR. Las
densidades promedio fueron derivadas de las velocidades sísmicas asignadas a los cuerpos
por Schmidt et al. (2009). Además, para comparación, la respuesta del modelo (arriba),
(línea color azul) se normalizó con respecto a los datos observados (línea color negra). Se
observa que la respuesta del modelo y los datos muestran un comportamiento similar,
ambos presentan un mínimo gravimétrico relativo sobre la parte alta de la SSPM, pero de
diferente amplitud, siendo aproximadamente tres veces mayor la anomalía de los datos
observados. La contribución principal del modelo proviene de la base de la corteza y del
contraste lateral de densidad entre los sectores occidental y oriental del BP. Por lo tanto, la
discrepancia podría atribuirse a la posible presencia de una deficiencia de masa por debajo
de la SSPM y de la corteza media del cratón de Norteamérica.
Figura 57. Modelo cortical gravimétrico del perfil C-C’ (para su localización ver la Figura
52): Arriba, anomalía gravimétrica observada y calculada; Abajo, perfil topográfico y
modelo gravimétrico con densidades (2.98) en gr/cm3. MMt= Cabalgadura Principal Mártir
(Modificado de Schmidt et al., 2009 pág. 295).
104
Dentro de este contexto, en la Figura 58 (abajo) se presenta el modelo gravimétrico
obtenido de la anomalía regional del perfil Valle de la Trinidad-Llano Colorado (arriba), al
cual se le han agregado los resultados obtenidos a partir de estudios anteriores al sur (~ 40
km) y al norte del perfil. La líneas roja corresponde a resultados de O’Connor y Chase
(1989) a partir de gravimetría; la línea azul es resultado de refracción sísmica usando
sismos locales Reyes et al. (2001); las cruces blancas son producto del estudio con
funciones de receptor a partir de telesismos Lewis et al. (2001); los círculos verdes son
resultado también de funciones de receptor usando telesismos Persaud et al. (2007).
Además, se ha agregado un modelo de flexión de corteza rota (abajo, línea color magenta)
obtenido utilizando un modelo flexural de placa elástica semi-infinita sujeta a una carga
vertical en forma rectangular en el borde (Watts, 2001). Para el modelado flexural se ha
supuesto un escenario en que solo se considera la flexión asociada al borde occidental de la
SSPM y el fallamiento cortical ocurrido previo al proceso de extensión (Pre-Mioceno) del
Golfo de California (Schmidt et al., 2009). Así mismo, no se considera la carga
intracortical ejercida por el cuerpo denso ubicado por debajo del AA y se desprecia el
efecto que la carga topográfica produce, tomando en cuenta que la altura promedio de la
topografía de esta zona no rebasa los 200 m. Los parámetros elásticos utilizados para el
cálculo fueron: carga topográfica; altura Ht= 1.2 km (altura promedio de la SSPM), ancho
Wt= 97 km, densidad 2840 kgm-3
, densidades: corticales o del sub-basamento 2840 kgm-3
,
del manto 3330 kgm-3
, espesores: de corteza Tc=31.5 km, elástico equivalente Te= 5 km
correspondiente a una rigidez flexural de 3.33 x1020
N·m2. Así mismo, para propósitos de
comparación, al modelo se ha agregado también los resultados obtenidos (línea color
amarillo) al aplicar un modelo flexural de capa elástica continua e infinita (Watts, 2001)
con los mismos parámetros elásticos.
Los modelos de flexión obtenidos (línea color amarillo y magenta), aunque son muy
simplificados, reproducen las profundidades al Moho reportadas por debajo del sector
oriental del BP por Lewis et al. (2001), Reyes et al. (2001) y Persaud et al. (2007). El
modelo de capa discontinua (línea color magenta) es parecido al modelo de capa
discontinua (línea color rojo) de O’Connor y Chase (1989) con la diferencia de que dichos
autores no relacionan la ruptura de la capa con la Cabalgadura Principal Mártir.
105
Figura 58. Modelo gravimétrico (anomalía regional) del perfil VT-LLC: Arriba, anomalía
gravimétrica regional observada y calculada; Abajo, perfil topográfico, modelo
gravimétrico con densidades (2.98) en gr/cm3 y modelos flexurales: línea magenta placa
rota; línea amarilla placa continúa. Para comparación se han proyectado resultados de la
interfaz corteza-manto (Moho) obtenidos de trabajos anteriores empleando diversas
técnicas: Líneas: roja O’Connor y Chase (1989), azul Reyes et al. (2001); cruces blancas
Lewis et al. (2001); círculos verdes Persaud et al. (2007). MMt= Cabalgadura Principal
Mártir; FAB= Falla Agua Blanca.
106
Finalmente, en la Figura 59 se presenta un modelo cortical compuesto por los modelos
encontrados en este trabajo a partir las anomalías gravimétricas residual y regional, en
donde se muestra la interrelación entre los rasgos estructurales someros y profundos. De
este, se infiere que el engrosamiento y densificación que se observa a niveles de la corteza
inferior del AA es atribuible a un remanente de corteza oceánica subducida y densificada
por procesos hidrotermales. En tanto que el adelgazamiento de la corteza inferior del sector
oriental de BP se debe a la posible existencia de una raíz en la interfaz corteza media-
corteza superior que soporta por flotación litostática la carga de la SSPM. Dicha raíz se
produciría por una baja viscosidad (deformación dúctil/anomalía de temperatura) de la
corteza inferior ocasionando que la interfaz corteza media-corteza superior se flexione sin
alterar el Moho. Aunado a lo anterior, el contraste de densidad lateral entre ambos tipos de
corteza inferior coincide con la proyección a profundidad del trazo superficial de la
Cabalgadura Principal Mártir (MMt), sugiriendo que ésta es una estructura cortical que ha
fragmentado a toda la corteza y que ha sido reactivada en diferentes periodos de tiempo
produciendo desequilibrios isostáticos que han ocasionado un levantamiento diferencial
entre el sector oriental y occidental del BP (O’Connor y Chase, 1989; Schmidt et al., 2009).
En cuanto a la Falla Agua Blanca, aunque su proyección a profundidad coincide con una
pequeña inflexión del manto superior, no produce contraste de densidad laterales que
sugieran su extensión a profundidad, al menos en el modelo cortical que aquí se presenta.
107
Figura 59. Modelo cortical gravimétrico compuesto del perfil VT-LLC. Densidades (2.98)
en gr/cm3, MMt= Cabalgadura Principal Mártir; FAB= Falla Agua Blanca.
108
Conclusiones
Con el objetivo de dilucidar la interrelación estructural entre dos zonas de sutura antigua
que registran eventos de colisión de tipo convergente, Cabalgadura Principal Mártir (MMt)
y Falla Agua Blanca Vieja (FAV), reportadas en la región septentrional del Arco Alisitos,
se realizó un análisis de datos aeromagnéticos que cubren la región, mediante las técnicas
de Gradiente Horizontal y Deconvolución de Euler. Así mismo, con el levantamiento y
modelación de un perfil gravimétrico-magnético con una longitud de 84 km que cruza
ambas estructuras.
A partir del análisis de lineamientos de máximos de Gradiente Horizontal del mapa
magnético convertido a un mapa pseudogravimétrico y de las soluciones de la
Deconvolución de Euler de perfiles magnéticos, gravimétricos y pseudogravimétricos, se
infiere una correlación espacial entre la zona de sutura MMt y FAV. También, se infiere
que la Falla Santo Tomás es un ramal de la Falla Agua Blanca Vieja sugiriendo la
extensión de esta sutura hacia el Pacífico. La extrapolación de ambas suturas y estructuras
asociadas conforman una zona de falla regional con dirección sureste-noroeste a lo largo
del contacto entre el Arco Alisitos con el Cratón de Norteamérica y el arco Santiago Peak.
Del perfil de anomalía de Bouguer y de la separación residual-regional de éste mediante la
aplicación de las técnicas de ajuste de superficies polinomiales y continuación analítica, se
obtuvieron perfiles gravimétricos de carácter local y regional, los cuales fueron modelados
bidimensionalmente junto con un perfil aeromagnético. Los modelos gravimétricos (local y
regional) y magnético obtenidos aducen un régimen tectónico de piel gruesa donde la
cabalgadura Principal Mártir acomoda deformación suave dúctil-frágil y el levantamiento
diferencial debido a la carga que ejerce el borde occidental de la Sierra San Pedro Mártir.
La sierra es soportada aparentemente por una raíz intracortical producida por deformación
dúctil de la corteza inferior ocasionando que el límite corteza media-superior se flexione sin
alterar al Moho. La presencia de la raíz intracortical explicaría la intensa anomalía
gravimétrica negativa (~ -110 mGal) que caracteriza al sector oriental del Batolito
109
Peninsular, no obstante su adelgazamiento cortical (~30 km) documentado por funciones
receptor (receiver functions) de telesismos registrados en la región.
110
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Anexo I
Esta tabla incluye coordenadas geográficas referidas al datum geodésico NAD27, el valor
de altura elipsoidal, la ondulación geoidal y la altura ortométrica para cada estación sobre el
perfil VT-LLC.
EstaciónLongitud
(grados)
Latitud
(grados)
Altura
elipsoidal (m)
Ondulación
geoidal (m)
Altura ortométrica
(m)
S01 -116.3314573 31.18952285 -24.396 -35.54 11.144
S02 -116.3211062 31.1933381 57.394 -35.23 92.63
S03 -116.3104319 31.19734211 71.416 -35.13 106.55
S04 -116.3033009 31.20368482 95.312 -35.05 130.36
S05 -116.296085 31.21718092 100.955 -34.94 135.89
S06 -116.3024759 31.23897823 203.34 -34.88 238.22
S07 -116.2894563 31.24940112 212.174 -34.77 246.94
S08 -116.2798116 31.25612338 214.599 -34.7 249.29
S09 -116.2499129 31.22359368 116.744 -34.64 151.39
S10 -116.2376061 31.22752786 88.525 -34.57 123.1
S11 -116.2265797 31.23223347 123.978 -34.63 158.61
S12 -116.214542 31.23649417 130.231 -34.45 164.68
S13 -116.2033764 31.23770558 133.875 -34.4 168.28
S14 -116.1940023 31.24190058 145.774 -34.36 180.13
S15 -116.1860512 31.24861468 162.231 -34.32 196.55
S16 -116.1720561 31.24157186 152.855 -34.27 187.13
S17 -116.1608879 31.24740833 171.247 -34.22 205.47
S18 -116.1499124 31.24696847 187.832 -34.03 221.86
S19 -116.1424707 31.2555798 139.203 -34.14 173.34
S20 -116.1318677 31.25585885 158.822 -34.1 192.93
S21 -116.1188256 31.25337422 105.447 -34.06 139.51
S22 -116.1045417 31.25183262 101.562 -33.86 135.42
S23 -116.0948331 31.25323601 106.144 -33.98 140.12
S24 -116.0904519 31.26152406 117.245 -33.95 151.2
S25 -116.0773917 31.26202316 125.238 -33.9 159.14
S27 -116.0651838 31.26013985 128.762 -33.72 162.48
S29 -116.0599261 31.27316515 155.47 -33.86 189.33
S31 -116.0517102 31.27760079 155.228 -33.79 189.02
S33 -116.0401526 31.27982249 163.878 -33.75 197.63
S35 -116.0319748 31.28435852 176.523 -33.71 210.24
S37 -116.017726 31.28369196 185.038 -33.67 218.71
S39 -116.002942 31.2711671 246.736 -33.68 280.41
S41 -115.9891321 31.26769168 366.703 -33.61 400.31
S43 -115.9783383 31.26339524 480.591 -33.58 514.17
S44 -115.9729481 31.26581957 513.987 -33.57 547.55
S45 -115.9666389 31.26704215 541.562 -33.55 575.11
S46 -115.9610964 31.27017508 564.439 -33.53 597.97
S47 -115.9582262 31.27617398 589.535 -33.51 623.05
118
EstaciónLongitud
(grados)
Latitud
(grados)
Altura
elipsoidal (m)
Ondulación
geoidal (m)
Altura ortométrica
(m)
S48 -115.9528974 31.27721838 604.78 -33.5 638.28
S49 -115.9471644 31.27629391 623.75 -33.48 657.23
S50 -115.9424889 31.2785445 639.071 -33.46 672.54
S51 -115.9361863 31.27767179 655.489 -33.45 688.94
S52 -115.9262841 31.27102026 732.753 -33.44 766.2
S53 -115.9195437 31.26982347 764.239 -33.41 797.65
S54 -115.913968 31.27392673 774.294 -33.41 807.71
S55 -115.9032359 31.28092001 759.249 -33.36 792.61
S56 -115.8960048 31.2851654 706.81 -33.19 740
S57 -115.8846236 31.29322513 708.96 -33.28 742.24
S58 -115.8784476 31.30229143 726.081 -33.25 759.33
S60 -115.8696801 31.31882426 825.309 -33.2 858.51
S61 -115.8595328 31.32305212 832.381 -33.15 865.53
S62 -115.8505958 31.32782452 845.781 -33.11 878.89
S63 -115.8405285 31.33235956 853.767 -33.06 886.83
S64 -115.8317099 31.33683084 851.405 -33.02 884.43
S65 -115.8235071 31.3408733 876.321 -32.99 909.31
S66 -115.8137159 31.34506517 818.909 -32.83 851.74
S67 -115.8036319 31.34999296 781.267 -32.92 814.18
S68 -115.7943312 31.35445794 780.95 -32.92 813.87
S69 -115.7854879 31.35916039 761.521 -32.85 794.37
S70 -115.7774553 31.36530116 737.122 -32.81 769.94
S71 -115.7672081 31.37007108 721.706 -32.79 754.49
S72 -115.7574755 31.37520624 716.915 -32.77 749.69
S73 -115.7524793 31.37767032 718.55 -32.76 751.31
S74 -115.7487419 31.37943491 722.304 -32.76 755.06
S75 -115.7429609 31.38168164 734.534 -32.75 767.28
S76 -115.7384649 31.38329526 728.071 -32.74 760.81
S77 -115.7343346 31.38529576 732.666 -32.74 765.4
S78 -115.7293108 31.38718126 736.442 -32.73 769.17
S79 -115.7253907 31.3897399 740.03 -32.73 772.76
S80 -115.7206627 31.39161713 744.933 -32.73 777.67
S81 -115.7156001 31.3933294 749.829 -32.74 782.57
S82 -115.714213 31.39897681 758.013 -32.78 790.8
S83 -115.7066225 31.39787246 758.321 -32.79 791.11
S84 -115.7001165 31.40841326 772.004 -32.71 804.71
S85 -115.6924399 31.41294387 778.391 -32.7 811.09
S86 -115.6853331 31.42742946 801.478 -32.66 834.14
S87 -115.6812564 31.43029234 816.944 -32.66 849.6
S88 -115.6744974 31.44590173 828.05 -32.63 860.68
