Geometra-de-la-placa-de-Cocos-usando-funciones-receptor-a-lo-largo-de-la-lnea-MASE

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE 
MÉXICO 
 
 
 
 
PROGRAMA DE POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
 
 
 
 
 
 
 
Geometría de la placa de Cocos usando funciones rec eptor a lo 
largo de la línea MASE 
 
 
 
 
 
 
T E S I S 
QUE PARA OBTENER EL GRADO DE: 
M A E S T R O E N C I E N C I A S DE LA TIERRA 
 
P R E S E N T A 
 
FERNANDO GREENE GONDI 
 
 
JURADO EXAMINADOR 
1) DRA. XYOLI PÉREZ CAMPOS (DIRECTOR DE TESIS) 
2) DR. SHRI KRISHNA SINGH (PRESIDENTE) 
3) MARCO GUZMÁN SPEZIALE (VOCAL) 
4) ARTURO IGLESIAS MENDOZA (SUPLENTE) 
5) RAÚL CASTRO ESCAMILLA (SUPLENTE) 
 
 MÉXICO D.F. Junio 2009 
 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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fines educativos e informativos y deberá citar la fuente donde la obtuvo 
mencionando el autor o autores. Cualquier uso distinto como el lucro, 
reproducción, edición o modificación, será perseguido y sancionado por el 
respectivo titular de los Derechos de Autor. 
 
 
 
 0 
Agradecimientos 
 
Doy las gracias a todas las personas que me han acompañado durante esta 
etapa de mi vida. 
 
Agradezco a mis padres por su apoyo y amor incondicional. 
 
Doy un especial agradecimiento a la Dra. Xyoli Pérez Campos por guiarme en 
este camino y de hacer posible esta meta en mi vida. 
 
Agradezco a Rob Clayton y YoungHee Kim por sus valiosas contribuciones a 
este proyecto de investigación. Así como también a todos los involucrados en 
el Experimento de la Subducción Mesoamericana, tanto de la UNAM, como de 
Caltech y UCLA. 
 
También agradezco a los Doctores Shri Krishna Singh, Arturo Iglesias 
Mendoza, Raúl Castro Escamilla y Marco Guzmán Speziale por haber 
aceptado ser sinodales y realizar valiosas correcciones y comentarios. 
A todos los profesores del Instituto de Geofísica, Instituto de Ingeniería y del 
Centro de Geociencias. 
 
Este trabajo de investigación pudo ser elaborado gracias al apoyo de 
CONACYT (agosto 2006 a junio 2008) y a la beca del Programa del Fomento a 
la Educación (octubre 2008 a enero 2009). 
 
Agradezco a los proyectos PAPIIT IX120004 y el IN119505-3, por la 
instalación, mantenimiento y recolección de las estaciones; así como apoyo 
para asistencia a congresos y estancia de investigación en CALTECH. 
 
También agradezco al Posgrado en Ciencias de la Tierra por sus apoyos 
económicos para la asistencia a congresos, prácticas de campo, estancias de 
investigación e impresión de tesis. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Índice. 
 
Resumen 
 
1. Introducción 1 
 
2. Estudios Previos en México 6 
 2.1 Marco Tectónico 6 
 2.2 Estudios de la Placa de Cocos 7 
 
3. Funciones Receptor 17 
 3.1 La Técnica 17 
 3.2 Características de las Funciones Receptor 18 
 3.3 Deconvolución 20 
 3.4 Casos Particulares 21 
 3.4.1 Capas Inclinadas 21 
 3.4.2 Médios Anisótropos 23 
 
4. MASE 25 
 4.1 La Red MASE 25 
 4.2 Selección de Sitios 26 
 4.3 Instalación 27 
 4.4 Equipo utilizado en el Proyecto MASE 30 
 4.4.1Sismómetro de Banda Ancha CMG-3T 30 
 4.4.2 Registradores 31 
 4.4.2.1 Reftek Modelo 130-01 31 
 4.4.2.2 Quanterra Q330 31 
 4.4.3 CDCC y Antena Direccionales 31 
 4.5 Datos y Estudios del Proyecto MASE 32 
 4.5.1 Ruido Sísmico 32 
 4.5.2 Microtremores no Volcánicos 32 
 4.5.3 Sismos Locales y Regionales 33 
 4.5.4 Telesismos 33 
 
5. Procesamiento de las Funciones Receptor 34 
 5.1 Catálogo de Eventos 34 
 5.2 Preprocesado 34 
 5.3 Procesado 34 
 5.4 Agrupación de las Funciones Receptor 38 
 5.5 Análisis de las Funciones Receptor 38 
 5.5.1 Análisis de la Placa Subducida 38 
 5.5.1.1 Análisis de la Placa Inclinada 39 
 5.5.1.1.1 Análisis por estación de la zona I 42 
 5.5.1.2 Análisis de la Placa Sub-horizontal 48 
 5.5.1.2.1 Análisis por Estación de la zona II 49 
 5.5.1.2.2 Análisis por Estación de la zona III 51 
 5.5.1.2.3 Análisis por Estación de la zona IV 52 
 5.5.1.2.4 Análisis por Estación de 
 la zona IV y V 53 
 5.5.1.2.5 Análisis por Estación de la zona V 55 
 5.5.1.3 Análisis de los Tiempos de Arribo 57 
 5.5.2 Análisis del Moho en la parte Norte del Perfi l 53 
 5.5.2.1 Análisis por Estación de la zona VI 66 
 5.5.2.2 Análisis por Estación de la zona VII 66 
 5.5.2.3 Análisis por Estación de la zona VIII 69 
 5.5.3 Análisis de la base de la corteza oceánica 
 entre el segmento sur y norte del perfil MASE 69 
 
6. Discusión 72 
 6.1 Tiempos de arribos de las fases Ps 72 
 6.1.1 Manto Oceánico – Corteza Oceánica 72 
 6.1.2 Corteza Oceánica –Zona de Velocidad Anómala 75 
 6.1.3 Zona de Velocidad Anómala – Corteza Continen tal 75 
 6.1.4 Manto Continental – Corteza Continental 76 
 6.2 Amplitudes y Polaridades de las fases Ps 77 
 6.2.1 Manto Oceánico – Corteza Oceánica 77 
 6.2.2 Corteza Oceánica –Zona de Velocidad Anómala 78 
 6.2.3 Zona de Velocidad Anómala – Corteza Continen tal 79 
 6.2.4 Manto Continental – Corteza Continental 79 
 6.3 Identificación del Modelo 80 
 6.4 Modelado Directo 81 
 6.5 Modelo a Profundidad 96 
 6.6 Comparación con otros Modelos 97 
 6.7 Comparación con Modelo Magnetotelúrico 98 
 6.8 Comparación con otros resultados del proyecto MASE 99 
 6.9 Rasgos geológicos, geomorfológicos y topográfi cos 
 a lo largo de la línea MASE 102 
 6.10 Implicaciones de la geometría obtenida 103 
 6.11 Cocos y la FVTM 106 
 6.12 Sismicidad 109 
 
7. Conclusiones 111 
 
Bibliografía 113 
 
Apéndice A 119 
 
Apéndice B 123 
 
Apéndice C 141 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 1 
Resumen. 
 
El Experimento de Subducción de MesoAmérica (MASE) dio inicio en diciembre 
de 2004, el cual tiene por objetivo modelar el comportamiento dinámico de la 
placa de Cocos debajo de la de Norteamérica. Para ello fueron instaladas 100 
estaciones sismológicas de banda ancha en una línea que va desde Acapulco, 
Gro., hasta Tempoal, Ver., cerca al Golfo de México. El objetivo particular de 
esta investigación es encontrar la geometría de la placa subducida utilizando 
como herramienta la técnica de funciones receptor. Para el análisis en cada 
estación, las funciones receptor fueron ordenadas por azimut inverso, distancia 
y parámetro de rayo. Se realizaron perfiles en azimuts inversos de cada 10º 
para obtener los tiempos de arribo correspondientes al techo y base de la 
corteza oceánica, discontinuidades corticales y moho. Lo resultados muestran 
tres variaciones en su ángulo de buzamiento: de la costa a ~65 km tierra 
adentro, el ángulo es de ~22°; de ~65 km a ~220 km, el ángulo es 
prácticamente nulo; y de ~220 km a ~240 km, se tiene un cambio gradual en su 
ángulo hasta alcanzar 67º debajo de la Faja Volcánica TransMexicana (FVTM), 
donde finalmente la placa entra al manto. También pudo ser identificada una 
zona de velocidad anómala con espesor de ~10 km localizada entre la corteza 
oceánica subducida y la corteza continental hasta una distancia de ~220 km 
desde la costa. En la zona sur y norte del perfil (25-215 km y 380-540 km 
desde la costa) identifiqué una discontinuidad cortical con una profundidad 
promedio de ~20 km. Además de delinear la geometría, los tiempos de arribo 
en donde la placa subducida es horizontal presentan una fuerte dependencia 
azimutal, en donde las componentes transversales de las funciones receptor 
revelan anisotropía posiblemente relacionada al flujo convectivo dentro del 
manto superior. También realicé funciones receptor sintéticas con un programa 
2D de propagación de ondas por diferencias finitas, utilizando un modelo de 
velocidades S obtenido de una tomografía de ondas superficiales para el perfil 
MASE (Iglesias et al., 2009). Los resultados sintéticos muestran buena 
aproximacióncon los datos experimentales hasta una profundidad de ~150 km, 
donde el desdoblamiento y la flexión de la placa se encuentran bien definidos. 
Además, en las simulaciones se incluyó la discontinuidad somera reportada por 
Valdés y Meyer (1996), la cual produjo los mismos múltiples negativos 
observados en los datos experimentales. Finalmente, el modelado directo fue 
una herramienta útil para estimar el ángulo de subducción debajo de la FVTM, 
la cual muestra un fuerte ángulo de ~67º, similar al reportado por Husker y 
Davis (2009) a partir de tomografía de ondas P. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 2 
1. Introducción. 
 
En la mañana del 19 de septiembre de 1985, a las 7:19 am, la Ciudad de 
México y los estados de Jalisco, Guerrero y Michoacán sufrieron uno de los 
desastres naturales más catastróficos en la historia de nuestro país. Aquel día 
los mexicanos fueron testigos de la devastadora fuerza producida por un sismo, 
habiendo miles de víctimas, entre muertos, heridos, damnificados; pérdidas 
materiales como edificios, hospitales, oficinas y casas, estimándose las 
perdidas económicas en 4,000 millones de dólares (Esteva, 1988). Este sismo 
se originó debido a la subducción de la placa de Cocos debajo de la 
Norteamericana, siendo ésta la principal fuente de sismos en nuestro país. Los 
sucesos acontecidos en 1985 son una de las razones por lo cual se requiere de 
la formación de especialistas y una profunda investigación en el campo de la 
sismología, en general, y de la zona de subducción Mexicana en particular. 
 
Singh et al. (1981) han identificado una región en la costa de Guerrero 
denominada “Brecha Sísmica de Guerrero”, en la cual no se ha identificado un 
sismo de magnitud considerable desde 1911. Esta zona, que forma parte de la 
subducción de la placa de Cocos, representa una gran amenaza a nuestro país 
debido a su potencial sísmico. Por ello, para entender su comportamiento y los 
daños que produce, es importante que conozcamos la geometría y propiedades 
físicas de la placa de Cocos. 
 
Por diversos estudios geofísicos sabemos que las placas de Cocos y Rivera 
subducen hacia el manto a lo largo de la costa del Pacífico. El estado tectónico 
actual es el resultado de la fragmentación de la placa del Farallón al 
encontrarse con la placa Norteamericana, provocando cambios en la dirección 
y velocidad de convergencia (Engebretson et al., 1985). La placa de Rivera 
subduce en la porción occidental de la margen del océano Pacífico, y la placa 
de Cocos en la parte central y oriental. A lo largo de la trinchera, la placa de 
Rivera tiene una edad menor a los 13 Ma, mientras la placa de Cocos tiene una 
edad que varía a lo largo de la Trinchera Mesoamericana (TMA) con brincos 
asociados a las zonas de fractura entre los 12.7 y 16 Ma, sus velocidades de 
convergencia son 1.7-2.2 cm/año y 4.8-7.5 cm/año, respectivamente (Nixon, 
1982; Pardo y Suárez, 1993; DeMets et al., 1994; Kostoglodov y Bandy, 1995; 
Pardo y Suárez, 1995). Esta investigación enfoca sus análisis a la zona 
comprendida entre los 99° y 100°W donde la velocida d de convergencia 
relativa es de 5.9 cm/año y tiene una edad aproximada de 16 Ma. 
 
Algunos autores han propuesto modelos de la subducción en la zona de 
transición corteza oceánica-continental de la placa de Cocos basados en la 
localización de hipocentros (e.g. Pardo y Suárez, 1995), trazado de rayos (e.g. 
Valdés y Meyer, 1996), tomografía sísmica (e.g. Gorvatov y Fukao, 2004), 
perfiles gravimétricos (e.g. Molina-Garza y Urrutia-Fucugauchi, 1993; Campos-
Enríquez y Sánchez-Zamora, 2000), estudios magnetotelúricos (e.g. Jödicke et 
al., 2006), entre otros. Pardo y Suárez (1995) encontraron un cambio en el 
ángulo de subducción de la placa de Cocos debajo de la Norteamericana 
utilizando la localización precisa de hipocentros con datos tanto locales como 
telesísmicos. Los cambios del ángulo varían desde una subducción 
subhorizontal en la parte central del sur de México hasta una pronunciada 
 3 
pendiente en la zona de la cordillera de Tehuantepec y en la margen norte de 
la placa. Valdés y Meyer (1996) obtuvieron un modelo de estructura de 
velocidades de ondas P y S en la zona de subducción en el estado de Guerrero 
utilizando réplicas del sismo de Petatlán de 1979. En este modelo observaron 
que la corteza oceánica tiene un espesor de 8 km y un ángulo de subducción 
constante de 10° en dirección casi perpendicular a la Trinchera 
Mesoamericana. 
 
Sin embargo, a pesar de todo el trabajo que se ha hecho hasta la fecha, los 
modelos que se tienen de la estructura de la placa de Cocos en la zona de 
subducción son poco precisos, por lo que es necesario realizar otro tipo de 
experimentos que contribuyan a determinar a detalle su estructura y 
comportamiento. En diciembre de 2004 dio inicio el proyecto Mesoamerican 
Subduction Experiment (MASE), cuyo objetivo es determinar la geometría y 
estructura de la placa de Cocos debajo de la placa Norteamericana, así como 
su comportamiento dinámico; en el Capítulo 4 de este trabajo se presenta de 
manera detallada los objetivos de MASE, los tipos de datos que se registraron, 
los instrumentos utilizados y la red de estaciones sismológicas. Dicha red formó 
una línea que constaba de 100 estaciones sismológicas de banda ancha que 
iban desde Acapulco, Gro., hasta Tempoal, Ver. Estos instrumentos registraron 
en forma continua y a una tasa de muestreo de 100 muestras por segundo 
(mps) desde su inicio hasta mayo de 2007, proporcionando información más 
precisa y dando entonces una mejor resolución del objetivo. 
 
El objetivo particular de esta investigación es la aplicación de funciones 
receptor para obtener la geometría de la subducción a lo largo de la línea 
MASE, así como también identificar otras discontinuidades dentro de la corteza 
continental. Describimos la técnica de funciones receptor en el Capítulo 3, pero 
antes de adentrarnos en ella, en el Capítulo 2 hacemos un repaso de los 
antecedentes sísmicos y tectónicos presentes en el área de estudio. El perfil 
estudiado en esta tesis comprende un total de 94 estaciones que fueron útiles 
para la elaboración de las funciones receptor. Usamos eventos telesismicos de 
magnitud de momento Mw ≥ 5.8, que ocurrieron entre diciembre de 2004 y 
mayo de 2007, cuyo procesado y análisis detallamos en el Capítulo 5. 
 
En el Capítulo 6 describimos la geometría de la subducción de la placa de 
Cocos a lo largo del perfil estudiado, la cual muestra tres cambios en el ángulo 
de inclinación: de la costa hasta ~65 km tierra adentro, el ángulo es de ~22°; de 
~65 km hasta ~220 km, el ángulo es prácticamente nulo; y de ~220 km hasta 
~240 km, se tiene un cambio gradual en su ángulo hasta alcanzar 67º de 240 
km en adelante, donde finalmente la placa entra al manto; además, se presenta 
un resumen de los trabajos previos que sugieren las posibles causas de esta 
geometría, así como sus implicaciones; por ejemplo, Manea y Gurnis (2006) 
han encontrado, con ayuda de modelos numéricos, que las cuñas de manto de 
baja velocidad producen placas perfectamente horizontales. 
 
Además de cumplir con el objetivo particular, se caracterizó el segmento en 
donde la placa subducida es horizontal en 4 zonas, en las cuales los tiempos 
de arribo observados presentan una fuerte dependencia azimutal, en donde las 
 4 
componentes transversales de las funciones receptor revelan anisotropía 
posiblemente relacionada al flujo convectivo dentro del manto superior. 
 
Las funciones receptor han sido una herramienta útil para determinar la 
geometría de discontinuidades tanto corticales como dentro del manto superior 
en diversas regiones del mundo. Owens et al. (1988) utilizaron las 
componentes radiales y transversales de las funciones receptor para 
determinar la geometría de subducción de la placa de Juan de Fuca al oeste de 
Washington. Sus resultados mostraron fuertes variaciones de amplitud y 
tiempos de arribo de las fases Ps relacionadas al buzamiento de la placa 
subducida, endonde determinaron que ésta tiene un ángulo de inclinación de 
20º ± 3º y buza en dirección de 110º ± 20º. Este ejemplo demuestra que 
además de determinar la geometría debajo de una estación es posible saber si 
las capas se encuentran inclinadas y su dirección de máximo buzamiento. Por 
otro lado Park et al. (2004) estudiaron la dependencia azimutal de las fases Ps 
de una estación en Oregon, E.E.U.U., encontrando en las amplitudes y 
polaridades de las componentes transversales dos lóbulos relacionados a 
efectos de anisotropía con un eje de simetría inclinado orientado en dirección 
Norte-Sur, lejos de la dirección de convergencia de la placa de Juan de Fuca 
(N68ºE). Los autores relacionan la anisotropía a la presencia de serpentinita, 
ya que su reología dúctil y composición hidratada hacen posible una zona 
desacoplada. También las funciones receptor han sido utilizadas para 
determinar la geometría de subducción en Japón, por ejemplo, Yamauchi et al. 
(2003) construyeron varios perfiles 2D para determinar la estructura cortical y 
una configuración 3D para la placa oceánica de Filipinas. Observan que la 
discontinuidad de Conrad y Moho muestra una depresión debajo de las 
montañas de Chugoku, y que la geometría de la placa subducida puede ser 
determinada en zonas asísmicas y con ángulos de buzamiento de 35º. 
Tonegawa et al. (2005) produjeron imágenes de funciones receptor de alta 
resolución del manto superior debajo de Japón, en donde pueden observar la 
presencia de la placa del Pacífico subducida a una profundidad de 200 km y 
una sobreelevación de 30 km de la discontinuidad de 410 km en donde se 
localiza la placa subducida. Por otro lado la discontinuidad de 660 km muestra 
una depresión de 50 km por la influencia de la placa estancada. Incluso las 
funciones receptor han sido utilizadas para estudiar el interior de la Luna 
cuando se instaló la red sísmica del Apollo (4 estaciones) en los años de 1969 
a 1972 (http://www.ipgp.jussieu.fr/). 
 
La zona de estudio es interesante, ya que presenta características muy 
particulares que podrían estar asociadas a la fuerza gravitacional y a la fuerza 
de succión de la placa, lo cual implica que la viscosidad de la cuña del manto 
tendría una influencia directa en la geometría de subducción. Por esto, los 
resultados presentados en esta investigación son una importante contribución 
para el análisis de futuros estudios tanto en el área de estudio como en otras 
zonas de subducción. Además, ayudan a entender la geometría de la placa de 
Cocos, apuntando a un mejor entendimiento de cómo se comportan los sismos 
en zonas de subducción que presenten estas características. 
 
Además, nuestro estudio servirá como punto de partida para otros proyectos y 
modelaciones, como aquéllos relacionados con propagación de ondas. Es de 
 5 
gran importancia realizar estudios de anisotropía a lo largo de la red MASE ya 
que se cuenta con registros sísmicos de banda ancha para un periodo de tres 
años en un total de 100 estaciones, los cuales pudieran complementarse con 
estudios previos de anisotropía realizados con estaciones del Servicio 
Sismológico Nacional. Ya que la parte del territorio mexicano donde llevamos a 
cabo nuestro estudio se ubica en una región con mucha actividad sísmica, 
surge la necesidad de conocer los niveles de peligro sísmico en diversas 
regiones. De este modo nuestros resultados influirán en los reglamentos de 
construcción, estableciendo los criterios de diseño sísmico necesarios. 
 
 
 6 
2. Estudios Previos en México. 
El sismo ocurrido en septiembre de 1985 ha motivado a los científicos a 
realizar diversas investigaciones con el fin de entender el comportamiento 
sísmico originado por la subducción de la placa de Cocos. Con estas 
investigaciones se han determinado aproximaciones de la geometría de la 
placa subducida, estructura de la corteza terrestre y oceánica, vectores y 
velocidades de convergencia de las placas, estados de esfuerzo, 
deformaciones, entre otros. Este capítulo tiene por objetivo presentar algunos 
resultados con el fin de entender el marco tectónico presente en nuestro país. 
 
2.1 Marco Tectónico 
 
El territorio mexicano se localiza en una zona sísmica activa debido a la 
presencia de cinco placas tectónicas. México incorpora en su territorio las 
placas de Norteamérica, Caribe y Pacífico, y contiene la subducción de la placa 
de Cocos y Rivera (Fig. 2.1) a lo largo de 1500 km de la costa del Pacífico 
(Márquez-Azua y DeMets, 2003). 
 
 
Figura 2.1 Subducción de las placas de Rivera y Cocos debajo de la de Norteamérica. Las 
curvas muestran la profundidad de las placas subducidas de acuerdo con Pardo y Suárez 
(1995). La flecha en la trinchera denota la velocidad de convergencia (cm/año) de la placa de 
Cocos (DeMets et al., 1994). El área café delinea la FVTM. Los triángulos indican la posición 
de los volcanes activos. Además, se muestra la dorsal del Pacífico Este (EPR), la Zona de 
Fallas (FZ) de Orozco y la de O’Gorman. Figura modificada de Gómez-Tuena et al. (2005). 
 
En la porción central del territorio se encuentra un arco magmático continental 
conocido como la Faja Volcánica TransMexicana (FVTM), que tiene una 
orientación sureste-oeste a lo largo de 1000 km de distancia y está relacionado 
 7 
a la subducción de las placas oceánicas de Cocos y Rivera debajo de la de 
Norteamérica. La orientación oblicua de la FVTM respecto a la trinchera está 
fuertemente relacionada con la geometría de subducción de las placas 
oceánicas, donde la placa de Rivera presenta un fuerte ángulo de subducción y 
la de Cocos presenta una subducción subhorizontal (Pardo y Suarez, 1995). 
 
El estado tectónico actual es resultado de la fragmentación de la placa del 
Farallón en la placa de Cocos y Nazca hace ~ 28 Ma (Atwater y Stock, 1998) y 
~ 23 Ma (Lonsdale, 2005), respectivamente. La placa de Rivera subduce en la 
porción occidental del arco, y la placa de Cocos en la parte central y oriental. A 
lo largo de la trinchera, la placa de Rivera tiene una edad menor a los 13 Ma, 
mientras la placa de Cocos tiene una edad entre los 12.7 y 16 Ma; sus 
velocidades de convergencia son 1.7 – 2.2 cm/año y 4.7 – 6.7 cm/año, 
respectivamente (Nixon, 1982; Pardo y Suárez, 1993; DeMets et al., 1994; 
Kostoglodov y Bandy, 1995; Pardo y Suárez, 1995). Gomez-Tuena et al. (2005) 
indican que la separación de la placa de Rivera ocurrió a los ~10 Ma, debido a 
que ésta es la edad más antigua para la cual es posible comprobar una 
deformación en la parte norte de la cresta abandonada de los Matemáticos 
(DeMets y Traylen, 2000). 
 
La velocidad de subducción de la placa de Cocos crece hacia al sureste de 
~4.8 cm/año en 104.5° W a ~7.5 cm/año a 94°W (DeMet s et al., 1990). La edad 
de la placa de Cocos también varía a lo largo de la TMA con saltos asociados a 
zonas de fractura, donde las edades son de ~11 Ma para la parte noroeste y 
crecen hacia el sureste con una edad de ~35 Ma. 
Se cree que algunos factores que afectan la geometría de la zona de 
subducción son la razón de convergencia relativa, la edad del bloque 
subducido, el movimiento absoluto de la placa cabalgante y las características 
batimétricas como las dorsales y los montes marinos intraplaca (e.g. Cross y 
Pilger, 1982; Jarrard, 1986; Pardo y Suárez, 1995). Sin embargo Cruciani et al. 
(2006) encontraron una baja correlación entre el ángulo de subducción de la 
placa, su edad y la tasa de convergencia. Otros investigadores (Manea y 
Gurnis 2006) encuentran que la evolución de geometría de la placa subducida 
está relacionada con el balance entre la fuerza gravitacional y la fuerza de 
succión de la placa, lo que implica que la viscosidad de la cuña del manto 
tendría una influencia directa en la geometría de subducción. 
 
2.2 Estudios de la placa de Cocos. 
 
Existen diversos estudios en México relacionados a la estructura y geometría 
de la placa de Cocos, por lo que a continuación citaremos algunos de los 
resultados con particularenfoque en el área de Guerrero. 
A través del análisis de profundidad y mecanismos focales de 16 eventos 
sísmicos y datos previos, Singh y Pardo (1993) encontraron que la placa de 
Cocos se vuelve subhorizontal entre 110 y 275 km de la trinchera en la parte 
central de México alcanzando una profundidad de 50 km (Fig. 2.2). Debido a la 
ausencia de eventos sísmicos a partir de 275 km de la trinchera, infieren una 
geometría relacionada al volcanismo activo localizado 100 km por arriba de la 
placa. La sismicidad sugiere un régimen extensional en la parte inferior de la 
 8 
placa cabalgante a partir de 180 km de la trinchera, donde factores como la alta 
elevación juegan un papel importante. Los autores proponen dos modelos que 
explican este régimen de esfuerzos. El primer modelo sugiere que si la 
trinchera estuviera fija y el continente tuviera un movimiento normal hacia ésta, 
entonces debiera existir compresión y acortamiento de la corteza superior; sin 
embargo se observa lo opuesto, por lo que se sugiere que la trinchera no está 
fija y tiene un movimiento hacia el océano por sí misma. Un modelo alterno 
sugiere la presencia de esfuerzos tensionales debido a la erosión tectónica del 
continente debido a la subducción. 
 
Figura 2.2 a) La región denotada en color verde muestra la zona de estudio de Singh y Pardo 
(1993) con la misma simbología que en la Figura 2.1. b) Geometría de la placa de Cocos 
propuesta por Singh y Pardo (1993). 
Pardo y Suarez (1995) determinaron la geometría de la placa de Cocos y 
Rivera (Fig. 2.3) debajo de la placa de Norteamérica a partir de la localización 
de hipocentros de eventos locales y telesísmicos. Los autores sugieren que el 
sur de México se puede dividir en cuatro regiones, dentro de las cuales se 
encuentra la región Guerrero-Oaxaca en donde la geometría de la placa 
subducida se vuelve subhorizontal a una distancia de 110 a 275 km de la 
trinchera y a una profundidad de 50 km, en acuerdo con lo reportado por Singh 
y Pardo (1993). Esta región está limitada por las zonas de fractura O’Gorman y 
 9 
Orozco. Fuera de la región Guerrero-Oaxaca la geometría muestra una abrupta 
inclinación, localizada debajo de la placa del Caribe al Este y debajo de la de 
Norteamérica al Oeste, en este caso se tiene a la placa de Rivera. 
 
La sismicidad en el sur de México muestra dos bandas paralelas a la trinchera, 
donde la primera banda se distribuye a lo largo de la costa y corresponde al 
contacto sismogénico interplaca. La geometría de esta zona somera (< 30 km) 
es constante, donde inicialmente subduce con un ángulo de ~10° y crece 
gradualmente a ~25° a una profundidad de 30 km con 60 km de ancho. Una 
vez desacopladas las placas se observan variaciones laterales en su 
buzamiento. Al norte de la primera banda la zona es asísmica en un área 
delimitada entre 96°W a 101°W. Entre 150 a 250 km d e la trinchera se 
encuentra una segunda banda de eventos intraplaca dentro de la corteza 
oceánica con profundidades mayores a los 50 km que desaparecen antes de 
llegar a la FVTM. La ausencia de eventos sísmicos con profundidades mayores 
a 70 km al norte de 18°N sugiere que la placa subdu cida pierde su 
comportamiento quebradizo y se hunde asísmicamente al manto (Pardo y 
Suarez, 1995). Pardo y Suárez (1995) no pudieron calcular directamente las 
curvas de igual profundidad de 80 y 100 km debido a la escasez de eventos 
sísmicos a distancias mayores a 300 km de la trinchera. Estas curvas se 
obtuvieron siguiendo la tendencia de la placa a profundidades más someras y 
extrapolando su localización de regiones donde la sismicidad está bien 
definida, con lo que finalmente encontraron que las curvas de 80 y 100 km se 
localizan en el frente sur de la FVTM. Por la profundidad en la que se 
encuentra la placa debajo de la FVTM puede concluirse que su formación está 
directamente asociada a la subducción, y la carencia de paralelismo puede 
estar asociada a la geometría. 
 
Valdés y Meyer (1996) delinearon una estructura de velocidades de las ondas 
P y S entre Petatlán, Gro., y la Ciudad de México (Fig. 2.4), a partir de las 
réplicas del evento de Petatlán de 1979 (Ms=7.6). En esta zona la distancia 
entre la trinchera y la costa es de 100 km. Su modelo de velocidades es 
representado por nueve capas: La corteza continental está compuesta por las 
capas I-III con velocidades de las ondas P de 5.3 – 5.6, 5.8 – 5.95 y 6.15 – 6.4 
km/s, con espesores aproximados de 5, 10 y 30 km, respectivamente, en 
promedio; seguida por el manto continental con velocidades de 7.85 – 8.1 km/s; 
además, denotan como capa V al prisma acrecional. 
 10 
 
 
Figura 2.3 a) Las líneas en color verde denotan los perfiles G, F y E realizados por Pardo y 
Suarez (1995). Misma simbología que en la figura 2.1. b) Geometría de la placa de Cocos 
propuesta por Pardo y Suarez (1995). 
 11 
El bloque oceánico fue modelado con dos capas con un espesor total de ~8.5 
km y con un echado de 10° al N36°E, que se extiende tierra adentro. El tope de 
la corteza oceánica debajo de la costa se encuentra a 17.6 km de profundidad. 
Las capas correspondientes a la corteza oceánica tienen velocidades de 5.1 – 
5.7 km/s con espesores de 3.5 km, y 6.85 – 7.1 km/s con espesor de 5 km 
(capas VI y VII, respectivamente), las cuales corresponden a las capas de 
basalto y gabro. Estas velocidades se incrementan a 6.24 y 7.4 km/s cuando la 
corteza oceánica alcanza una profundidad de 40 km. 
 
 
Figura 2.4 a) La línea morada muestra el perfil realizado por Valdés y Meyer (1996). Misma 
simbología que en la figura 2.1.b) Modelo propuesto por Valdes y Meyer (1996). Las capas I, II 
y III corresponden a la corteza continental; la IV, al manto continental; la V, al prisma 
acrecional; la VIII y IX, al manto oceánico y la VI y VII, a la corteza oceánica. 
 
 12 
El manto superior, debajo de la corteza oceánica (capa VIII) tiene una 
velocidad de 7.9 – 8.1 km/s (espesor de 45 km). Finalmente, la capa IX 
representa el límite de la litósfera-astenósfera oceánica con una velocidad de 
8.2 km/s. 
Entre sus observaciones encuentran que las ondas sísmicas de los eventos 
localizados en la costa (Mc<=4) que viajan de forma perpendicular a la 
trinchera alcanzan mayores distancias epicentrales que los que viajan a lo largo 
de la costa, lo cual puede deberse a la estructura sísmica bidimensional en 
dirección perpendicular a la trinchera y las velocidades que incrementan con la 
profundidad en la corteza oceánica y continental, y la baja atenuación sísmica 
en esa dirección. 
El modelo de Pardo y Suárez (1995) y el de Valdés y Meyer (1996) coinciden 
en que se tiene una profundidad del tope de la placa oceánica de 50 km a una 
distancia de 250 km de la trinchera. También todos sus hipocentros se 
encuentran localizados dentro de la corteza oceánica subducida. Sin embargo, 
el primero propone una geometría con un ángulo de ~10° y crece gradualmente 
a ~25° a una profundidad de 30 km, para evolucionar en una placa 
subhorizontal entre 110 km a 275 km desde la trinchera hasta profundidades de 
50 km y sumergirse en el manto después, con un ángulo de 16°, mientras que 
Valdés y Meyer (1996) proponen una geometría con un ángulo de subducción 
constante de 10° desde la trinchera. 
Campos-Enríquez y Sánchez-Zamora (2000) realizaron un perfil gravimétrico 
con el fin de validar los modelos sísmicos e inferir la estructura de la litósfera en 
donde no existe sismicidad. El perfil cruza la TMA cerca de la costa de 
Acapulco, la Sierra Madre del Sur, el sector central de la FVTM, la Sierra Madre 
Oriental, la Planicie Costera y se extiende 100 km dentro del Golfo de México 
(Fig. 2.5). 
 
En los resultados podemos observar un valor de ~50 mGal a 100 km de la 
costa, el cual interpretan como una desnivel lateral del Moho. La corteza 
continental debajo de la FVTM tiene un espesor de ~ 42 km, y ésta se adelgaza 
debajo de la planicie costera. Estructuras menores son parcialmente 
suavizadas debidoal proceso de compilación, aunque en el estudio se incluye 
la cuenca de México y el relleno volcano-sedimentario de baja densidad, 
aunque esta estructura no modifica las características principales de la corteza 
y manto debajo de la FVTM. Asumen una profundidad de 30 km para la 
transición de basalto-gabro a eclogita. En este modelo detectan la placa 
subducida a una distancia de 300 km de la trinchera y a una profundidad de 50 
a 60 km. La placa de Cocos a nivel del manto contribuye poco a la anomalía 
gravimétrica observada, por lo que es difícil de inferir de datos gravimétricos; 
sin embargo, concluyen que está asimilada a la FVTM y se encuentra justo 
debajo de la litósfera continental, por lo que se sugiere que este engrosamiento 
de la litósfera reacciona como un levantamiento que mantiene el equilibrio 
isostático. Se presenta fusión parcial en la zona de baja velocidad de la 
litósfera inferior. El modelo gravimétrico debajo de la FVTM incluye densidades 
del manto superior de 3.25 g/cm3, ligeramente debajo de la densidad del 
manto, que coincide con la fusión parcial en esta parte del manto y con el 
volcanismo activo en la FVTM. 
 13 
 
Figura 2.5 a) La línea en negro denota el perfil gravimétrico realizado por Campos-Enríquez y 
Sánchez-Zamora (2000). Misma simbología que en la figura 2.1. b) Modelo propuesto por 
Campos-Enríquez y Sánchez-Mora (2000). Nótese la zona de fusión parcial localizada entre la 
corteza oceánica subducida y la corteza continental. 
 
Por otro lado Kostoglodov et al. (1996) realizaron cuatro perfiles gravimétricos 
con orientación noreste-suroeste que se extienden ~ 60 km tierra adentro 
desde la costa (Fig. 2.6). Para complementar los perfiles a mayor distancia de 
la costa utilizaron datos obtenidos del perfil de Petatlán entre 140 a 180 km de 
la trinchera. Al utilizar datos sísmicos observan que la sisimicidad se extiende 
50 km tierra adentro desde la costa y yace en una zona inclinada ~30º. Unas 
secciones de la subducción basadas en la inversión de tomografía para la 
región de Guerrero muestran que los valores de anomalía gravimétrica pueden 
ser explicados por el efecto del contraste de densidad entre la placa subducida 
y la corteza continental. Para explicar una correlación entre la sismicidad y los 
valores de anomalía gravimétrica utilizan un modelo de densidades de la placa 
 14 
subducida. La geometría está caracterizada por un abrupto cambio de ángulo 
de buzamiento de 10º a 30º entre la falla inversa somera a la zona 
sismogénica. A una profundidad entre 35 a 40 km y entre 110 a 120 km de la 
trinchera, la sismicidad y los valores gravimétricos favorecen una geometría 
subhorizontal. 
 
Además de los estudios para determinar la geometría de la placa de Cocos 
existen otros que determinan la estructura cortical para la región de Guerrero. 
 
 
Figura 2.6 a) La zonas azules muestran los perfiles gravimétricos realizados por Kostoglodov et 
al. (1996). Misma simbología que en la figura 2.1. b) Modelo propuesto por Kostoglodov et al. 
(1996). Los valores indican la densidad en g/cm3. 
 
 15 
Campillo et al. (1996) desarrollaron un modelo de la corteza de capas planas 
entre la costa de Guerrero-Michoacán y la Ciudad de México a partir de la 
inversión de curvas de dispersión de velocidad de grupo para el modo 
fundamental de las ondas Rayleigh (Fig. 2.7). Los resultados mostraron un 
modelo de 4 capas entre Guerrero y la Ciudad de México, donde la velocidad 
de S está bien definida en la corteza media (5 – 30 km, capa 2 y 3), pero las 
estructuras someras y profundas no fueron bien definidas. La inversión muestra 
la existencia de una corteza superior (capa 2) de baja velocidad (~ 3.3 km/s) y 
una corteza inferior (capa 3) de ~ 3.75 km/s, y el límite entre la corteza superior 
e inferior se localiza entre 15 y 20 km de profundidad. Como se mencionó 
antes, la capa más somera y la más profunda muestran una gran 
incertidumbre, dando como resultado una velocidad promedio de ~ 3.05 km/s y 
de ~ 4.75 km/s para la capa 1 y la capa 4, respectivamente. De ese modelo 
Campillo et al. (1996) obtuvieron sismogramas sintéticos que tuvieron una 
buena correlación con los datos observados dando confianza en el modelo 
promedio de la corteza; sin embargo, en sus resultados no reportan la capa 
superficial de baja velocidad identificada primero por Valdés et al. (1986) y 
también modelada por Valdés y Meyer (1996). El modelo es apropiado para 
periodos entre 8 – 40 s, para terremotos que ocurren en la zona de subducción 
de Guerrero-Michoacán y se registran en estaciones cerca de la Ciudad de 
México. 
 
2.5 3 3.5 4 4.5 5
0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
Vs [km/s]
P
ro
fu
nd
id
a
d
 [k
m
]
Modelo de velocidades S
 
 
Vs Promedio
Incertidumbre
 
Figura 2.7 a) Modelo de velocidades S propuesto por Campillo et al. (1996).La corteza media 
se encuentra bien definida (Capa 1 y 2, 5 – 30 km). 
 
 16 
Como se puede apreciar, son diversos los estudios realizados en la zona de 
subducción del territorio mexicano, en los cuales a través de diferentes 
herramientas sismológicas y geofísicas se ha podido determinar la geometría y 
estructura de la litósfera oceánica y continental. Además de los estudios 
mencionados en este Capítulo existen otros relacionados a la geología, 
geoquímica, tectónica, estados de esfuerzo y deformación, entre otros, que 
serán de gran utilidad para entender los resultados obtenidos para este trabajo 
de investigación y serán discutidos más adelante en el Capítulo 6. 
Sin embargo, a pesar de existir todos estos trabajos acerca de la geometría de 
la Placa de Cocos en nuestra región de interés, este trabajo contribuye a 
identificar la geometría de la placa subducida en zonas en la cuales estaba 
inferida debido a la ausencia de sismicidad. La técnica de funciones receptor es 
una herramienta alternativa que ha sido empleada en diversas regiones de 
subducción con la cual se ha determinado con éxito la geometría del subsuelo. 
 
 17 
3. Funciones Receptor. 
 
En esta investigación se utilizan las funciones receptor (FR) como una 
herramienta para lograr definir la geometría de la placa subducida, por lo que a 
continuación se describe de manera detallada esta técnica, así como la 
metodología utilizada para calcularlas. 
 
3.1 La técnica. 
 
En la técnica de funciones receptor se utiliza el grupo de ondas P de registros 
telesísmicos para obtener una imagen de la estructura de la Tierra debajo de 
una estación sísmica. Este grupo de ondas contiene información relacionada a 
la función de la fuente y los efectos de propagación a través del manto y 
estructuras locales. Al obtener las funciones receptor se remueven los efectos 
de la fuente y trayecto, convirtiéndola en una función de transferencia de la 
estructura debajo de una estación. 
 
Para entender este método partiremos indicando la información que está 
contenida en un sismograma, la cual está dada por la convolución de la fuente 
sísmica, ( )tS , la respuesta instrumental de la componente ( )tI i y la estructura, 
( )tE i , en la componente i; es decir 
 
 ( ) ( ) ( ) ( )tEtStItD iii ∗∗= , 3.1 
 
donde el subíndice i representa las componentes radial, transversal y vertical. 
Básicamente el método consiste en que parte de la energía P incidente en una 
discontinuidad debajo de una estación es convertida en una onda S, dando 
como resultado la fase Ps convertida y sus múltiples (Fig. 3.1), con la cual 
podemos medir directamente la profundidad al obtener la diferencia en los 
tiempos de arribo de la P directa y las Ps convertidas, teniendo de antemano 
un modelo de velocidades de la región de estudio. Las fases Ps convertidas 
son sensibles a los contrastes de velocidades de ondas de cizalla y su amplitud 
es mayor en la componente horizontal que en la vertical. Para aislar las fases 
de S de la onda P directa, las componentes horizontalesen el registro de un 
sismograma pueden ser separadas por la rotación del sistema coordenado 
Norte-Sur, Este-Oeste y Vertical (NS, EW, Z) a Radial, Transversal y Vertical 
(R, T, Z) dando como resultado que la componente radial tendrá 
predominantemente energía de ondas SV y remanentes de energía P, mientras 
que la componente transversal tendrá energía de ondas SH y una mínima 
energía de ondas P (Ammon, 1991). 
 
Dado que se utilizan eventos telesísmicos para obtener las funciones receptor 
podemos suponer que tenemos un ángulo de incidencia casi vertical, el cual 
puede ser representado en la componente vertical de la estructura por una 
función delta de Dirack: 
 
 ( ) ( )ttEv δ≈ , 3.2 
 
por lo que la componente vertical del sismograma queda expresada como 
 18 
 
 ( ) ( ) ( )tStItZ ∗≈ . 3.3 
 
Finalmente la componente i de la estructura ( )tE i está representada por la 
deconvolución de la componente i del sismograma y la componente vertical, 
que en el dominio de las frecuencias queda como 
 
 ( ) ( )( ) ( )
( )
( )ω
ω
ωω
ωω
Z
D
SI
D
E iii ≈= . 3.4 
 
Ahora, en caso contrario, si se convoluciona la función receptor fr(t) con la 
componente vertical del sismograma obtenemos la componente horizontal del 
mismo 
 
 ( ) ( ) ( )tztfrth ∗= . 3.5 
 
 
Figura. 3.1 Fases observadas en una función receptor para un medio con una capa sobre un 
semiespacio. La discontinuidad representa el Moho a 30 km de profundidad. 
 
 
3.2 Características de las funciones receptor. 
 
Las amplitudes y tiempos de arribo de las funciones receptor cumplen con la 
característica de ser sensibles a la estructura de velocidades de propagación 
de las ondas S en la corteza. Así, las amplitudes de los arribos de las funciones 
receptor dependen del ángulo de incidencia de la onda P y del contraste de 
velocidades generador de las conversiones Ps y múltiples (PsPhs, PpShs, 
PpPhs, donde h indica la profundidad de la discontinuidad que produjo la 
conversión). Por otro lado, los tiempos de arribo dependen de la profundidad a 
 19 
la que se presente el contraste de velocidades, de la velocidad de P y S entre 
dicha discontinuidad y la superficie libre y del ángulo de incidencia de la onda P 
o del parámetro de rayo; por lo que en las funciones receptor podemos 
identificar la estructura de impedancias entre dos medios. La polaridad está 
relacionada al cambio de impedancias (Fig. 3.2); cuando pasamos de un medio 
con mayor impedancia a uno de menor, obtenemos un pulso positivo, y cuando 
pasamos de uno de baja a uno de alta impedancia obtenemos un pulso 
negativo. 
 
 
 
Figura 3.2 Esquema de polaridad de las funciones receptor. Una polaridad positiva implica que 
se tiene una transición de un medio de alta impedancia a uno de baja impedancia (rojo), 
mientras que una polaridad negativa implica lo contrario (azul). 
 
 
La cobertura horizontal, Xs, muestreada por una función receptor, depende de 
la profundidad a la que se encuentre la discontinuidad que presenta el 
contraste de velocidades; así como del ángulo de incidencia de la onda directa 
a ésta. La figura 3.3 muestra la geometría de los patrones de rayo para una 
capa superior. Sólo se muestran dos patrones de rayo, la conversión de P a S, 
Ps, y los múltiplos PpPmp, asumiendo que el contraste en el fondo es el Moho 
(http://eqseis.geosc.psu.edu/~cammon/HTML/RftnDocs/rftn01.html). De hecho, la fase Ps 
muestrea una región muy cercana a la estación y los múltiples promedian la 
estructura sobre una distancia insignificantemente menor que 3 Xp. De la Ley 
de Snell: 
 
))*tan(asen(* VsphXs = , 3.6 
 ))*tan(asen(* VpphXp = , 3.7 
 
donde h es el espesor de la capa; p, el parámetro de rayo; y Vp y Vs son la 
velocidad de P y S, respectivamente. Debido al muestreo debajo del 
sismómetro, el uso de la onda Ps puede aportar buena resolución lateral de la 
transición corteza-manto usando eventos de diferentes azimuts. 
 
 
 20 
 
 
Figura. 3.3 Cobertura horizontal de la función receptor, tanto para la conversión de la onda P a 
S, Ps, y el múltiplo PpPmp. 
 
 
3.3 Deconvolución. 
 
Las funciones receptor radial y transversal son series de tiempo que se 
obtienen a partir de la deconvolución de la componente vertical de un 
sismograma respecto a sus componentes radiales y transversales. El método 
de Langston (1979) para obtener las funciones receptor se lleva a cabo en el 
dominio de la frecuencia, transformándose después al dominio del tiempo. Al 
realizar la deconvolución de la componente vertical (Z) respecto a las 
componentes radial (R) y transversal (T) se remueven, como ya se comentó, 
los efectos de fuente y respuesta instrumental no deseados. A este 
procedimiento se le conoce como ecualización de la fuente, y se representa en 
el dominio de la frecuencia como la razón espectral compleja de una 
componente horizontal, H(ω), entre la vertical, Z(ω). Es decir, la transformada 
de Fourier de la función receptor queda expresada como 
 
 ( ) ( ) ( )( )ωω
ωωω
*)(
*
ZZ
ZH
FR = 3.8 
 
 
(Ammon, 1991), donde * denota el complejo conjugado. 
 
La división espectral puede ser inestable dado que se usan registros de banda 
limitada y ruidosos, por lo que es necesario aplicar un filtro gaussiano y hacer 
una corrección por nivel de agua. El filtro gaussiano se aplica al realizar la 
deconvolución en el dominio de la frecuencia con el fin de eliminar el ruido en 
altas y muy bajas frecuencias, y suaviza la función receptor, quedando 
matemáticamente expresado en el dominio de la frecuencia como 
 
 )
4
exp()(
2
2
α
ωξω −=G , 3.9 
 
donde ξ normaliza al filtro a una amplitud unitaria en el dominio del tiempo y α 
regula su ancho. Valores de α entre 3 y 7 son apropiados para datos 
 21 
telesísmicos de banda ancha. Un valor de α de 3 elimina frecuencias mayores 
a ~ 0.5 Hz; y un valor de α de 7 elimina frecuencias mayores a ~ 2 Hz. 
 
El método de Nivel de Agua (Clayton y Wiggins, 1976) estabiliza la 
deconvolución en el dominio de la frecuencia, ya que evita la división por 
números muy pequeños; reduciendo también la amplitud de los valles del 
espectro de la componente vertical. Esta corrección asigna un valor igual al 
valor máximo del espectro en el caso de que la amplitud del mismo sea menor 
que cierto valor, llenando los espacios espectrales vacíos en el denominador se 
da estabilidad al resultado al efectuarse la división, por lo cual el parámetro del 
nivel de agua produce una deconvolución estable. El nivel de agua se escoge 
con base en prueba y error; normalmente se toman valores entre 0.001 y 0.1. 
Al ajustar a una amplitud mínima permitida se reduce ruido espurio y efecto de 
errores pequeños en la estimación. Matemáticamente se expresa como una 
fracción del máximo de la amplitud de la fuente 
 
 ( ) ( ) ( ) ( ) ( )[ ]{ }ωωωωωφ ∗∗ ⋅= ZZkZZ máx,máx , 3.10 
 
donde la constante k determina la mínima amplitud permitida en el 
denominador. 
 
Finalmente la división espectral de la ecuación 3.8 queda de la forma 
 
 ( ) ( ) ( )( ) ( )ωωφ
ωωω GZHFR
∗
= . 3.11 
 
La señal antes de t = 0 s es ruido, y en t = 0 s corresponde al arribo directo de 
la onda P. 
 
En medios isótropos ideales y de capas planas, las funciones receptortransversales son cero; sin embargo, pueden presentar energía y ser diferentes 
a cero para los casos en los que se tengan capas inclinadas, sea un medio 
anisótropo o isótropo. Otros casos en los cuales se tiene energía en la función 
receptor transversal incluye dispersión (e.g., Langston, 1989), arribos 
difractados y ondas guía en zonas de falla. 
 
3.4 Casos Particulares. 
 
Las funciones receptor son idealmente utilizadas en medios isótropos de capas 
planas, pero debido a la complejidad de la estructura de la corteza se han 
realizado diversos estudios a través de sismogramas sintéticos para entender a 
mayor profundidad su comportamiento en medios de capas inclinadas y 
anisótropos. 
 
3.4.1 Capas Inclinadas 
 
Cassidy (1992) examina el efecto de las funciones receptor para capas 
inclinadas a partir de sismogramas sintéticos. Las funciones receptor para 
capas inclinadas tiene dos características importantes, varían de manera 
 22 
sistemática en función de su azimut inverso – distancia, y hay presencia de 
energía tanto en la componente radial como en la transversal. 
 
En la componente radial, la fase Ps que incide en la capa inclinada tiene mayor 
energía y arribos tardíos para los eventos que viajan en sentido contrario al 
buzamiento de la placa, y menor energía y arribos tempranos para los eventos 
que viajan en sentido del buzamiento (Fig. 3.4). También se observa una 
dependencia azimutal en el arribo de la onda P directa para las componentes 
radiales, siendo muy marcada cuando se tiene capas con un gran ángulo de 
buzamiento (> 30°) o capas ligeramente inclinadas c on un gran contraste de 
impedancias. 
 
 
 
 
Figura 3.4 Fases observadas para funciones receptor radiales para un medio con una capa 
inclinada sobre un semiespacio. La discontinuidad representa el Moho con un ángulo de 
buzamineto de 15º hacia el este. El espaciamiento entre cada estación (triángulos amarillos y 
negro), a lo largo de un perfil E-W, es de 5 km, el Moho tiene una profundidad de 30 km para la 
estación localizada en el Oeste y 38 km en la del Este. Las FR con polaridades azules y rojas 
(derecha) se obtienen de los eventos que provienen del Este, mientras las FR con polaridades 
verdes y amarillas (izquierda) se obtienen de los eventos provenientes del Oeste. Cada traza 
corresponde a lo observado en cada estación. 
 
 23 
La componente transversal de la capa inclinada es generada por la refracción 
de la onda fuera del plano R – Z. También las componentes transversales 
presentaran energía en el tiempo de las fases Ps de cada discontinuidad por 
arriba de la capa inclinada y en el arribo de la onda P directa, esto se debe a 
que una vez que la energía ha sido refractada en el plano R – Z queda ahí 
atrapada. La energía transversal de cada fase nos muestra un espejo simétrico 
de la dirección de buzamiento, en donde la energía es cero para los eventos 
que viajan en sentido y sentido contario al buzamiento, y es máximo para los 
eventos que viajan a lo largo del rumbo. Cabe aclarar que existe energía en 
todas las componentes de los arribos de los múltiples. 
 
3.4.2 Medios Anisótropos 
 
Savage (1998) realizó un estudio a partir de sismogramas sintéticos para 
entender el comportamiento de las funciones receptor en medios anisótropos. 
Realizó diversos modelos (ejemplo: Fig. 3.5) en los cuales introdujo una capa 
anisótropa a diferentes profundidades y con diferentes porcentajes en las 
variaciones de velocidad. Consideraron casos de anisotropía con ejes de 
simetría horizontales e inclinados. Una de las características más notables para 
medios anisótropos con ejes de simetría horizontales es que las componentes 
transversales son cero a lo largo del azimut inverso de los ejes lentos y rápidos, 
y es máximo a 45° de estas direcciones, dando como resultado una 
periodicidad de 180° y un cambio de polaridad cuand o se pasa de un azimut 
inverso de velocidad rápida o lenta. En su estudio reporta como diferenciar 
medios de capas inclinadas isótropas y medios anisótropos. La prueba consiste 
en diferenciar la energía contenida en la componente radial y transversal para 
un medio con una corteza inferior anisótropa debajo de una corteza isótropa y 
un medio de capas inclinadas isótropas. Una gran diferencia entre capas 
inclinadas y medios anisótropos es que, en el primer caso, el primer arribo en la 
componente transversal está sin importar la profundidad, mientras que para el 
segundo, solamente está presente cuando la capa superior es anisótropa. Por 
otro lado, la amplitud del arribo de la onda P directa en la componente radial no 
varía para medios anisótropos que no llegan hasta la superficie. También es de 
gran ayuda observar la periodicidad de 180° respect o a los azimuts inversos, 
ya que las componentes transversales de las funciones receptor para capas 
inclinadas isótropas deben tener polaridades opuestas para azimuts inversos 
separados cada 180°, mientras que para capas planas anisótropas deben tener 
la misma polaridad y además mismas amplitudes y tiempos de arribo. Sin 
embargo, es muy importante tener en cuenta que cuando se tienen ejes de 
simetría inclinados en los medios anisótropos es difícil diferenciarlos de medios 
con capas inclinadas isótropas. También se tiene que considerar que los datos 
reales provienen de distintos azimuts inversos con distintos ángulos de 
incidencia, lo cual modifica las amplitudes en las componentes radiales aun en 
medios isótropos. Por lo tanto es importante comparar las variaciones de las 
amplitudes de las componentes radiales con las amplitudes esperadas para 
diferentes ángulos de incidencia. 
 
En cuanto a capas inclinadas isótropas y materiales anisótropos con ejes de 
simetría inclinados, sus propiedades son similares. Ambos tienen simetría en 
cuanto a la dirección en que la energía transversal es cero, sin embargo 
 24 
también existen algunas diferencias en cuanto a las razones de las amplitudes 
de las conversiones Ps y de P directa. Para capas inclinadas isótropas, la 
máxima variación de la razón se da solamente para la discontinuidad que está 
buzando, y para medios anisótropos con ejes inclinados las razones son 
comparables para las fases convertidas tanto en el tope como en la base de la 
capa anisótropa. 
 
 
Figura 3.5 Fases esperadas de una onda P incidente en un medio anisótropo localizado entre 
un semiespacio isótropo y un capa superior isótropa. Los segmentos en rojo representan P y 
en negro S. En la base y techo de la capa anisótropa, las conversiones P y S causan que la 
energía S se rote de su trayecto inicial, causando energía SV Y SH. Figura modificada de 
Savage (1998). 
 
Finalmente, la energía radial convertida en presencia de capas inclinadas 
muestra amplitudes pequeñas para tiempos de arribo tempranos y amplitudes 
grandes para tiempos de arribo tardíos; sin embargo, para medios anisótropos 
no es tan simple. Para éstos, la fase Ps del tope de la capa llega al mismo 
tiempo para todos los azimuts inversos, tanto para la componente radial como 
para la transversal, pero para la fase de la base tiene tiempos de arribo 
distintos y no incrementan su amplitud de forma simple respecto al azimut 
inverso. Siempre se debe tener en cuenta que puede haber interferencia de 
múltiples de zona de baja velocidad cerca de la superficie. 
 
 25 
4. MASE (MesoAmerican Subduction Experiment). 
 
MASE es el Experimento de Subducción de Mesoamérica cuyo objetivo es 
determinar la geometría, estructura y comportamiento dinámico de la placa de 
Cocos debajo de la placa de Norteamérica entre Acapulco, Gro., y Tempoal, 
Ver. En este proyecto colaboraron el Instituto de Geofísica y el Centro de 
Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), el 
Laboratorio Sismológico del Instituto Tecnológico de California (Caltech) y el 
Center for Embedded Networked Sensing (CENS) de la Universidad de 
California en Los Ángeles (UCLA). Este proyecto combina la teoría y la 
observación para obtenerun modelo dinámico de la evolución de millones de 
años del sistema de subducción de la placa de Cocos, incluye estados termales 
y composicionales de la cuña del manto, acoplamiento entre la placa que 
subduce y la suprayacente, la historia termal de la placa superior, y las fuerzas 
que interactúan en este sistema. 
La zona de subducción en México fue elegida ya que es un sitio ideal para el 
estudio de este fenómeno, debido a la complejidad que presenta como 
consecuencia de las variaciones en el comportamiento y las características 
presentes a lo largo de esta zona. Estas variaciones no aparentan estar 
correlacionadas con la edad de la placa subducida o con su razón de 
convergencia (http://tectonics.caltech.edu/mase). Sin embargo, estas 
variaciones podrían estar controladas por efectos termales o composicionales 
en la cuña del manto, provocadas por rasgos geológicos sobre la placa que 
subduce, o por características propias de la interfaz en subducción 
(http://tectonics.caltech.edu/mase). 
El objetivo final de MASE es construir un modelo dinámico (numérico) del 
proceso de subducción que coincida con los diferentes escenarios de 
subducción a lo largo de la TMA. 
4.1 La red MASE. 
 
Para cumplir con los objetivos del proyecto se instauró una red de estaciones 
de carácter pasivo, utilizando como fuentes a los sismos y ruido sísmico y 
empleando sensores de banda ancha. Ya que se trabajan con longitudes de 
onda mayores, la geometría del arreglo utiliza un espaciamiento entre 
estaciones de aproximadamente 5 km. Debido a que los instrumentos sísmicos 
de banda ancha aportan datos de alta calidad para cualquier método de 
imagen directa, fueron utilizadas 100 estaciones sismológicas (Apéndice A) de 
banda ancha a lo largo de un perfil que va desde Acapulco, Gro., en la costa 
sur del Pacífico, hasta Tempoal, Ver., próximo al Golfo de México (Fig. 4.1). El 
perfil cruza ciudades importantes como Acapulco, Chilpancingo, Iguala, 
Cuernavaca, Cd. de México, Pachuca y Huejutla. 
 
 26 
 
Figura. 4.1 Línea de estaciones sismológicas de MASE. Los puntos azules representan cada 
una de la estaciones del proyecto. Los círculos rojos son las principales ciudades por las cuales 
cruza la línea. La región en color café delimita la FVTM y los triángulos en amarillo representan 
los principales edificios volcánicos activos. Las flechas azules indican la ubicación de la Sierra 
Chichinautzin y el volcán Popocatéptl, zona de vulcanismo activo. 
 
4.2 Selección de los sitios. 
 
Ya que la red MASE es de carácter temporal, debió evaluarse la conveniencia 
en la selección de un sitio que pudiera proveer energía continua, seguridad, 
temperatura constante y aislamiento de filtraciones de agua, contra el aspecto 
relativo al nivel de ruido sísmico. 
 
El ruido sísmico se induce por un lado por mareas de la tierra solida debido al 
efecto de la luna y el sol, fluctuaciones en la temperatura y presión atmosférica, 
tormentas y oleaje de los océanos, provocando una continúa reverberación de 
la corteza; por otro, es producido por actividad humana, animal, o inclusive por 
la vegetación circunvecina a la estación. Este nivel de ruido puede ser reducido 
al instalarse la estación en un pozo, pero debido a que la red MASE era 
temporal, su instalación debió ser práctica y de bajo costo, por lo cual los 
sensores fueron instalados en cavidades de un metro de profundidad y 
utilizando materiales aislantes, reduciendo el ruido debido a fluctuaciones de la 
temperatura. Pero este tipo de instalación puede tener ruido de altas 
frecuencias debido a la lluvia, y periodos largos debido al ruido inducido por el 
viento que se transmite a la tierra por medio de las raíces de los árboles. 
 
 27 
En cuanto a la seguridad, las escuelas resultaron sitios ideales, por lo que 53 
estaciones estuvieron instaladas en escuelas de distintos niveles académicos y 
seis, en centros culturales y de educación (Pérez-Campos, 2008). Así también 
se aprovechó la divulgación científica y recolección de ropa, libros y juguetes 
para ser donados a escuelas rurales (Pérez-Campos et al., 2006; Pérez-
Campos, 2008). 
 
También fue importante en la selección del sitio, el hecho de que 50 estaciones 
de la red transmitían datos en tiempo real, por lo que debía existir una línea de 
vista entre ellas. 
 
4.3 Instalación. 
 
Antes de que en cada sitio fuera instalado el equipo, fue necesario construir 
con anticipación las cavidades bajo ciertas especificaciones (Fig. 4.2), como los 
son sus dimensiones, profundidad, conductos, tapas, etc. En la Tabla 4.1 se 
enlistan estas especificaciones. 
 
 
 
Figura. 4.2 Croquis de cavidades para la instalación de instrumentos. 
 
 
 
 28 
Tabla 4.1. Especificaciones de una estación de MASE. 
Tipo Instrumentos y/o aditamentos instalados Dimensiones Características 
Cavidad 1 Sensor de banda ancha 
y acelerómetro1. ~1 m
3. 
Paredes de tabique 
rojo, pilar de 
concreto de 15.24 
cm de radio y tapón 
de polietileno. 
Cavidad 2 
Registrador, batería, 
controlador de carga, 
controlador del sensor y 
radio de transmisión2. 
~60×70×60 
cm. 
Paredes y piso de 
concreto, con tapa 
de madera con 
marco de metal. 
Externo 
Panel solar, antena 
GPS, y antena yagi2 o 
parabólica2. 
Poste de 2.20 
m de altura. 
Poste enterrado y 
anclado con 
concreto y cables de 
tensión. 
1 Sólo cinco estaciones, al extremo sur de la línea contaron con acelerómetro. 
2 Sólo 50 estaciones que transmitían en tiempo real. 
 
En la Cavidad 1 (Fig. 4.3.a) era colocado el sensor sobre el pilar de concreto y 
a su vez éste se orientaba hacia el Norte geográfico y era nivelado (Fig. 4.3.b). 
Una vez instalado el sensor, era cubierto por un tubo de PVC, que a su vez 
estaba forrado con plástico poliburbuja para protección del sensor y aislamiento 
térmico (Fig. 4.3.c); el pilar y el tubo ayudan además a mantener al sensor 
fuera del alcance del agua en caso de una inundación ligera. El cubo de 
polietileno era utilizado para tapar el hoyo del sensor y de este modo, aislarlo 
aún más térmicamente (Fig. 4.3.e); finalmente es enterrado. 
 
En la Cavidad 2 (Fig. 4.4.a) se colocaba una caja de plástico y dentro de ella, 
una batería sellada de electrolito gelificado, Modelo Deka Solar 8G27, con 
capacidad de 99 A/hr, para un voltaje de operación de 12 VDC, conectada a un 
controlador de carga marca Morningstar, modelo Sunsaver 10 con un voltaje 
nominal de operación de 12 V y capacidad de 10 A de corriente solar; el 
registrador y el controlador del sensor, los cuales también eran conectados al 
controlador de carga (Figs. 4.4). El controlador del sensor se conectaba al 
sensor por medio de un conducto subterráneo (Fig. 4.3.d). Al finalizar la 
instalación, todos los conductos eran aislados con espuma expandible de 
poliuretano que evita la entrada de agua o insectos (Figs. 4.3.d y 4.4). Para 
algunas estaciones se tenía además instalado un radio de comunicación, el 
cual era conectado al registrador, batería y a una antena; algunos de estos 
contenían un disco de almacenamiento que guardaban datos y a la par, eran 
transmitidos en tiempo real a lo largo de un red de comunicación punto a punto. 
Los detalles técnicos del dispositivo son descritos más adelante. 
 
En la parte externa de la instalación se tenía un panel solar de de 80 W, 
modelo ULTRA 80, de silicio monocristalino, con voltaje de operación nominal 
de 12 VDC (Fig. 4.5), conectado a través de un conducto al controlador de 
carga y soportado por el poste, en el cual también se encontraba instalada una 
antena de GPS conectada al registrador (Fig. 4.5). El panel solar tiene por 
objeto recargar la batería, haciendo al sistema autosuficiente en su 
 29 
alimentación de energía. En algunas estaciones se tenían además instaladas 
antenas de transmisión de tipo yagi o parabólicas con alcance de hasta 45 km 
de distancia. 
 
 
 
 
Figura 4.3 Instalación del sensor. a) Hoyo de sensor aproximadamente de 1 m de profundidad. 
b) Orientación y nivelacióndel sensor dentro del hoyo. c) Sensor ya instalado, cubierto por un 
tubo de PVC. d) Poliburbuja alrededor del tubo para mayor aislamiento y cable que se conecta 
al registrador. e) Aislamiento térmico del sismómetro con un bloque de polietileno. 
 
 
 
 
Figura 4.4 Instalación del registrador. Izquierda: Hoyo de dimensones 60×70×60 cm, con tapa 
de madera. Centro: Caja de plástico con registrador Reftek (caja negra), batería (a la derecha), 
controlador de carga (ensamblado a la caja de plástico) y de sensor (caja gris con tres 
botones). Derecha: Registrador Reftek, los conectores superiores son de canales 1-3, red y 
energía; los inferiores, de canales 4-6, conector agenda electrónica y GPS. La tapa cubre las 
tarjetas de memoria flash. En la pantalla se puede observar el estado del instrumento: 
memoria, temperatura, voltaje, amperaje, tiempo, red y eventos. 
 
 
 
 
Figura 4.5 a) Panel solar que brinda energía al equipo. b) Antena de GPS. 
a) Panel solar 
b) Antena GPS 
a) Hoyo de 1 m3 
b) Orientación y nivelación 
 
d) Sellado y 
comunicación 
con el 
registrador 
e) Aislamiento 
y sellado 
c) Aislamiento 
 
 30 
4.4 Equipo utilizado en el proyecto MASE. 
 
A continuación se proporciona una breve descripción de los instrumentos 
utilizados en el proyecto como son sensores, registradores, radios de 
comunicación y antenas de transmisión. 
 
4.4.1 Sismómetro de banda ancha CMG-3T. 
 
Los sismómetros de banda ancha son los más versátiles, ya que registran en 
un rango de frecuencias y amplitudes muy amplio, cubriendo completamente el 
espectro sísmico con una sola función de transferencia, estos responden en 
general de forma plana entre las frecuencias de 0.005 Hz y 50 Hz. Para 
sismología regional, las frecuencias de interés van de 0.05 a 20 Hz, y para 
telesismos, de 0.001 a 1 Hz (Bormann, 2002), por lo cual, sensores de banda 
ancha son muy útiles para registrar ambos tipos de eventos. Sin embargo, una 
limitante en el rango dinámico y resolución de los sismómetros de banda ancha 
son los efectos termales y de presión en las componentes mecánicas y 
eléctricas. 
 
Para el proyecto MASE se utilizaron sismómetros GURALP CMG-3T (Fig. 4.6) 
que consisten de tres ejes con tres sensores dentro de un empaque hermético, 
el cual registra el movimiento simultáneo del suelo de las componentes norte-
sur, este-oeste y vertical. Este modelo es sensible al movimiento del suelo en 
un rango de frecuencias de 0.003 – 50 Hz (http:/www.guralp.com/documents/ 
MAN-030-0001.pdf). Gracias a su diseño puede ser instalado en una capa dura 
acoplada a un basamento casi horizontal. Su señal de salida es un voltaje 
análogo que representa el movimiento del suelo que es registrado por un 
dispositivo independiente. Se tiene control remoto de las masas, centrado, 
bloqueado y desbloqueado, a través del controlador del sensor. El sensor debe 
ser instalado en un pilar cementado, dentro de un hoyo profundo con poco 
ruido ambiental; y además tiene que ser protegido contra factores ambientales 
como fluctuaciones en la temperatura, flujo de vientos turbulentos alrededor al 
sensor, vibraciones de equipos cercanos al lugar de instalación y a maquinaria 
pesada o líneas de alta tensión. El sismómetro tiene un peso de 11.5 kg, es 
compacto y se pueden instalar en lugares de difícil acceso, puede ser utilizado 
como un instrumento portátil; además de obtener datos de alta calidad para 
movimientos suaves y estudios telesísmicos. 
 
 
 
 
Figura 4.6 Sismómetro Guralp CMG-3T (izquierda), registrador Reftek (centro) de tercera 
generación de registradores sísmicos, modelo REF TEK 130- 01, y registrador sísmico 
Quanterra Q330 (derecha). 
 31 
4.4.2 Registradores 
 
Para el proyecto MASE fueron utilizados dos tipos de registradores: Reftek 
modelo 130-01 y Quanterra modelo Q330. A continuación se da una breve 
descripción sobre su funcionamiento. 
 
4.4.2.1 Reftek modelo 130- 01. 
 
Este registrador Reftek 130-01 (Fig. 4.6) digitiza y almacena entradas análogas 
de una gran variedad de sensores, que incluye sismómetros, acelerómetros, 
inclinómetros, etc. Es fácil de usar, compacto y ligero, utiliza poca energía y 
requiere de poco mantenimiento. Tiene seis conectores de entrada/salida: dos 
canales de entrada, terminal de control y ajustes, comunicación IP vía Ethernet 
y serial asíncrono, conector de energía de 12 V y receptor de GPS. Su cubierta 
es a prueba de agua y contiene una tapa hermética en donde se pueden 
colocar hasta dos tarjetas de almacenamiento de tipo Compact Flash II 
(http://www.reftek.com/model130-0.html). Sus ajustes, control y monitoreo se 
puede llevar a cabo a través de una agenda personal (PDA), una computadora 
personal (PC) o una estación de trabajo. Entre sus aplicaciones más comunes 
se encuentran estudios de banda ancha, de réplicas y de fuente activa, además 
de utilizarse en estudios de microzonación y de sitios con ruido. 
 
4.4.2.2 Quanterra Q330. 
 
El Quanterra Q330 (Fig. 4.6) es un registrador de banda ancha de seis canales 
con alta resolución sísmica. Cuenta con un convertidor análogo/digital delta-
sigma de 24 bits, un módulo DSP/RAM de 8 Mb, receptor GPS, controlador de 
carga, controlador del sensor y un módulo de operación telemétrica y 
comunicación IP. Con el Q330 se transmitían datos en tiempo real a un sitio 
central a través de señales de radio, ya fuera con transmisión continua o 
periódica. Una ventaja es que emplea un bajo costo de energía para llevar a 
cabo todas sus funciones (<1W). 
 
4.4.3 CDCC y Antenas direccionales. 
 
El CENS Data Communication Controller (CDCC) es un nodo inalámbrico 
desarrollado por el CENS (Fig. 4.7), el cual puede ser instalado largos periodos 
de tiempo en ambientes exteriores (Lukac et al., 2007). Contiene una tarjeta 
madre Stargate de 64 MBytes de Ram y 32 MBytes de memoria interna. Para 
el almacenamiento de datos se utilizaron tarjetas Flash con capacidad de 1 a 4 
GB. Está equipado con una tarjeta IEEE 802.11 b de alto poder (2 mW). 
 
El CDCC era conectado a una o dos antenas direccionales. Se utilizaron dos 
tipos de antenas, tipo yagi de 15 decibelios y parabólicas de 24 decibelios. En 
algunas estaciones se utilizaron amplificadores de señal de 1 ó 2 watts. Fueron 
instaladas un total de 64 estaciones de comunicación, de las cuales 50 
funcionaron en cuatro arreglos principales: Cuernavaca, UNAM, Pachuca y 
Huejutla. Cada uno de estos arreglos principales estaba conectado a un 
servidor a través de un CDCC utilizando un cable de ethernet. Solo un pequeño 
número de estaciones se encontraban aisladas de los arreglos principales. 
 32 
 
Figura 4.7 Radio de comunicación (CDCC).Figura cortesía de Lukac et al. (2007). 
 
 
4.5 Datos y estudios dentro del proyecto MASE. 
 
Los datos del proyecto MASE han sido utilizados para estudiar diversos 
problemas de sismología, entre los cuales a continuación mencionaré algunos. 
 
4.5.1 Ruido sísmico. 
 
Real-Pérez y Pérez-Campos (2007) han caracterizado el nivel de ruido a 
diferentes frecuencias, así como los efectos de sitio por medio del análisis de 
microtremores de las estaciones del proyecto MASE, esto con el fin de evaluar 
la calidad de la señal. Han observado que la mayoría de las estaciones tienen 
niveles de ruidos dentro de los parámetros propuestos por Peterson (1993). En 
el análisis se observan picos en las curvas de ruido entre 6 y 7 s de periodo 
que corresponden al oleaje en la costa, este resultado es evidente para las 
estaciones cercanas ésta. También han analizado el incremento del ruido de 
alta frecuencia, así como la diferencia en los niveles de ruido entre el día y la 
noche en las estaciones que se encuentran dentro de las ciudades, cercanas a 
vías transitadas por vehículos o dentro de edificios públicos (escuelas, 
instituciones, etc.). Además, han encontrado algunas diferencias en las 
intensidades y las frecuencias de las señales en diferentes épocas del año, 
como los son la temporada de huracanes, el invierno,el verano, etc. Por otro 
lado, han observado que muy pocas de estaciones de MASE demuestran un 
efecto del sitio considerable. La mayoría de las estaciones presentan una 
amplificación en altas frecuencias (>1 Hz). 
 
4.5.2 Microtremores no volcánicos. 
 
Payero et al. (2008) han estudiado los tremores no volcánicos (TNV) en el 
periodo de 2001–2007 para estaciones del proyecto MASE y algunas del SSN. 
Durante este periodo se presentaron dos sismos lentos (2001-2002 y 2006), 
fenómeno que parece estar correlacionados con la ocurrencia de los TNV. Para 
el periodo de análisis, encontraron alrededor de 100 de estos eventos que 
fueron registrados en una banda paralela a la costa de ~ 40×150 km2, al sur de 
Iguala, con profundidades que van de ~5 a 40 km. Se cree que los TNV están 
asociados con el proceso de deshidratación y serpentinización de la placa 
(McCausland et al., 2005). 
 
 
 33 
4.5.3 Sismos locales y regionales. 
 
Con eventos regionales, Iglesias et al. (2009) han determinado un modelo de 
velocidades de ondas S, a partir de las velocidades de grupo de ondas 
Rayleigh entre periodos de 5 a 50 s. Estos resultados muestran una región de 
baja velocidad que cubre la FVTM que probablemente corresponde a la cuña 
del manto. Por otro lado se encontró que existe un contraste de velocidad de 
grupo entre el antearco (mayor velocidad y menor espesor cortical) y el 
trasarco (menor velocidad y mayor espesor cortical). 
 
En otra línea de investigación, a partir de eventos locales Clayton y Chen 
(2007) han determinado de forma indirecta el parámetro de viscosidad por 
medio de la atenuación. Las altas frecuencias de los eventos locales han 
mostrado una significativa variación a lo largo de la línea, en particular una baja 
viscosidad en la cuña del manto. 
 
4.5.4 Telesismos. 
 
Husker y Davis (2009) ha utilizado las variaciones relativas de los tiempos de 
viaje de eventos telesísmicos para obtener una imagen tomográfica de las 
variaciones de la velocidad de las ondas P. Sus resultados a diferencia de las 
FR tienen resolución a estructuras inclinadas, los cuales muestran que la placa 
vuelve a sumergirse hacia el manto en el límite sur de la FVTM con un ángulo 
de buzamiento de ~ 75°, y se trunca a ~ 500 km de p rofundidad. Por otro lado, 
para obtener nuestras funciones receptor es necesario utilizar eventos 
telesísmicos, un ejemplo de FR para el proyecto MASE es el presentado por 
Pérez-Campos et al. (2008), donde los resultados muestran la interfaz corteza–
manto, discontinuidades corticales, una zona de baja velocidad entre la corteza 
continental y la placa subducida, y finalmente se observa una subducción 
horizontal hasta ~ 250 km desde la costa. 
 
Además de los estudios llevados a cabo dentro del proyecto MASE los datos 
pueden ser utilizados para croscorrelación de ruido, trazado de rayos, estudios 
de anisotropía utilizando ondas SKS y SKKS, 
 
 
 
 34 
5. Procesamiento de las funciones receptor. 
El procedimiento para la obtención de las funciones receptor, desde la 
clasificación de los eventos hasta el análisis de los resultados, consiste en cuatro 
etapas de trabajo: elaboración del catálogo de eventos telesísmicos, 
preprocesado, procesado y agrupación de funciones receptor. A continuación 
detallaré una descripción de cada una de estas etapas, enfocada específicamente 
para este trabajo de investigación. 
La Figura 5.1 muestra un diagrama de flujo que va desde la generación del 
catálogo hasta la interpretación de los resultados obtenidos (Espejo Arellano y 
Greene Gondi, 2007). Además, indica la aplicación que se utilizó: SAC (Seismic 
Analysis Code, desarrollado en Lawrence Livermore National Labs.), TauP Toolkit 
(Application for computing travel times, desarrollado en University of South 
Carolina) o Matlab (Matrix Laboratory), así como su etapa: preprocesado, 
obtención de funciones receptor, análisis e interpretación. 
5.1 Catálogo de eventos. 
Como se mencionó en el Capítulo 4, los datos de la red MASE contienen todo tipo 
de información, desde eventos locales, regionales, telesísmicos, tremores no 
volcánicos (TNV), hasta ruido sísmico, para el periodo de operación de la red de 
diciembre de 2004 a julio de 2007. Para este estudio en particular, es necesario 
utilizar eventos telesísmicos que cumplan con las siguientes características: 
1. Cada par evento–estación debe localizarse en un rango de distancia de 30° 
a 90°. 
2. La magnitud de momento (Mw) para cada evento debe ser mayor o igual a 
5.8. 
Bajo la primera condición mencionada se evitarán trayectorias corticales largas e 
interacciones núcleo–manto, la segunda implica que se tendrá una señal 
suficientemente energética para poder ser utilizada. Para clasificar a los eventos, 
primero se realizó un catálogo de todos los sismos ocurridos entre diciembre de 
2004 a julio de 2007 con Mw ≥ 5.8. Éstos se obtuvieron de la página de internet 
del Servicio Geológico de Estados Unidos (USGS, por sus siglas en inglés) de 
Soluciones del Tensor de Momento 
(http://neic.usgs.gov/neis/FM/previous_mom.html), teniendo un total de 568 sismos 
(Apéndice B). 
La etapa de elaboración del catálogo de eventos concluye con la selección de 
aquellos eventos que se encuentren en el rango de distancia de 30° a 90° para 
cada par evento–estación. En total se seleccionaron 173 eventos (Fig. 5.2, 
Apéndice C) de los 568 posibles. 
5.2 Preprocesado. 
Una vez completo el catálogo, se obtuvo una hora de registro de cada sismo, a 
partir de su tiempo de origen, de la base de datos del Observatorio Tectónico de 
 35 
Caltech. Dentro de la hora de registro debe identificarse el arribo de la onda P de 
cada evento para cada una de las estaciones, con ello se obtiene una ventana de 
120 s de registro, con 30 s antes y 90 s después del arribo de P. Una vez definida 
la ventana, las componentes Norte-Sur y Este-Oeste (N, E) son rotadas a Radial y 
Transversal, para que junto con la componente Vertical (Z) se tenga un sistema 
ortogonal (R, T, Z). El proceso anterior se realizó con SAC. Esta parte del 
preprocesado es de gran importancia, ya que aquí son seleccionadas las señales 
con buena relación señal–ruido; cabe aclarar que para la identificación del arribo 
de la onda P se utilizó un filtro butterworth de dos polos con frecuencias de corte 
de fc1=0.1 Hz a fc2=1 Hz, pero la señal original se conservó. 
 
 
Figura 5.1 Diagrama de flujo que muestra los pasos a seguir para la obtención de las funciones 
receptor desde su preprocesado (rosa), procesado (rojo), análisis (azul) e interpretación (verde). 
Los pasos realizados con cada aplicación se delimitan por las líneas discontinuas: rosa para SAC, 
naranja para Matlab y azul para TauP. Figura tomada de Espejo Arellano y Greene Gondi (2007). 
Obtención de parámetros: 
h, ∆, p (para cada par 
estación-evento) 
Agrupación de datos 
por φinverso, ∆ y p para 
cada estación 
Perfiles de apilado 
por azimut 
• Cada 10° 
desde 0° 
hasta 360° 
Definición de 
nuestro modelo 
en tiempo 
Transformación de 
nuestro modelo a 
profundidad 
Comparación 
con otros 
modelos 
Catálogo de 
sismos Mw ≥ 5.8 
Selección de sismos 
30° ≤ ∆ ≤ 90° 
Selección del 
tiempo de arribo P 
Selección de la 
ventana de 
tiempo a utilizar 
Rotación de 
componentes: ZNE a 
ZRT 
Aplicación de filtro 
Gaussiano y corrección 
por nivel de agua 
Selección de FR con 
relación señal-ruido 
adecuada 
Transformación 
al dominio de la 
frecuencia 
Deconvolución: 
FR = H / Z 
TauP 
Matlab 
INICIO 
S
A
C
 
 36 
 
Figura 5.2 Mapa de eventos telesísmicos de enero de 2005 a julio de 2007 que quedaron a una 
distancia adecuada para su uso. Las curvas en rojo denotan la distancia epicentral de 30° a 90°. 
5.3 Procesado 
Ya con las ventanas de tiempo seleccionadas y las componentes rotadas al 
sistema (R, T, Z), se pasa a la etapa de procesado; dentro de ella obtenemos 
nuestras funciones receptor a partir de la deconvolución de la componente vertical 
(Z) de las horizontales