AnAílisis-de-la-sismicidad-del-Valle-de-MA-xico-durante-el-periodo-2013-2016

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INSTITUTO POLITÉCNICO NACIONAL 
ESCUELA SUPERIOR DE INGENIERIA Y ARQUITECTURA UNIDAD TICOMÁN 
CIENCIAS DE LA TIERRA 
 
 
 
“ANÁLISIS DE LA SISMICIDAD DEL VALLE DE MÉXICO DURANTE EL PERIODO 2013-2016” 
 
TESIS: 
 
QUE PARA OBTENER EL TÍTULO DE INGENIERO GEOFÍSICO 
 
 
PRESENTA: 
JESÚS ELIHÚ RAMÍREZ RUÍZ 
 
ASESOR INTERNO: 
INGENIERO GEOFÍSICO ROBERTO LOO GUZMÁN. 
 
ASESORES EXTERNOS: 
M. en C. DELIA IRESINE BELLO SEGURA 
Dr. LUIS QUINTANAR ROBLES 
 
 
 
 
 
CIUDAD DE MÉXICO NOVIEMBRE DE 2018. 
 
ii 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
…a mis padres sin ellos nada de esto sería realidad, sin ellos no sería quien soy. 
iii 
 
Agradecimientos 
 
A mi familia nuclear: Joshy, Martín, Rogelio y la que viene en camino a hacernos más 
felices. 
A todo el equipo del Servicio Sismológico Nacional (SSN): análisis, instrumentación y 
sistemas que realizan día con día una enorme labor por la nación. 
Al Ing. Arturo Cárdenas del área de instrumentación por su paciencia y enseñanzas. 
A la Dra. Xyoli Pérez Campos por haberme dado la oportunidad de hacer mi servicio 
social en el SSN 
Al Dr. Quintanar, por sus enseñanzas y el haberme permitido colaborar en su proyecto. 
A la M. en C. Delia Iresine Bello Segura por su enorme paciencia, enseñanzas, por haber 
prestado sus oídos más allá de lo académico, por haber reforzado todo lo que se de 
sismología, por su apoyo en congresos por su enorme calidad humana miles de gracias 
toda la vida le estaré agradecido. 
A mis amigos del IPN, los viejos y los nuevos, que si pudiéramos escribir una tesis con 
nuestras vivencias tendríamos que publicar varios tomos. 
A mis amigos de la UNAM por adoptarme como uno de ellos. 
A mi alma mater por acogerme desde hace ya diez años 
A mi segunda alma mater la UNAM por haber acogido como a un puma. 
 
i 
 
Resumen 
 
Los sismos con epicentro en la región Occidental del Cinturón Volcánico Trans Mexicano 
(CVTM), donde se encuentra la cuenca del Valle de México, son en general sismos de 
magnitud de 1 a 3 en comparación a los ocurridos en las zonas de interacción entre las 
placas Cocos-Norteamérica y Pacífico-Norteamérica, por mencionar algunos ejemplos. 
El monitoreo y estudio de los sismos en la zona del Valle de México (VM) es de gran 
importancia por el impacto social y daños menores que pueden ocasionar en la Ciudad 
de México y en algunos municipios del Estado de México. También es de gran interés 
científico debido a la complejidad del suelo que la compone. En trabajos anteriores al 
presente se ha estudiado la sismicidad de dicha región con la Red Sísmica de sensores 
de Banda Ancha del SSN utilizando las estaciones más cercanas al Valle de México ya 
que antes del 2008 no se contaba con una gran cobertura de estaciones de banda ancha 
dentro del VM. Es hasta el 2008 que gracias a un proyecto entre el gobierno del Estado 
de México, el Dr. Luis Quintanar y el Servicio Sismológico Nacional (SSN) se dieron a la 
tarea de instalar una serie de estaciones que permitieran monitorear de manera más local 
los sismos con epicentro dentro de la cuenca del Valle de México. El presente trabajo 
emplea esta red para analizar espectralmente los sismos del catálogo del SSN del año 
2013 al 2016 con el fin de determinar caídas de esfuerzos, magnitud y t*, es decir algunos 
parámetros de la fuente que dieron origen a los sismos en ese periodo. 
Analizando los resultados se ha encontrado que la magnitud mínima fue de 1.9 y la 
máxima fue de 3.3 y en promedio la t* que se obtuvo fue de .06 s y las caídas de esfuerzos 
para la zona son de 33.91 bares. 
 
 
 
 
 
 
ii 
 
Introducción 
 
En la primera parte de este trabajo se describe la estructura interna de la Tierra, se aborda 
la teoría de Tectónica de Placas, se explican los mecanismos que dan origen a los sismos 
y finalmente se mencionan algunas aplicaciones de la sismología en diferentes 
disciplinas. En la siguiente sección se describe la tectónica general del país con el fin de 
entender el surgimiento del Cinturón Volcánico Transmexicano para poder localizar y 
describir el origen del Valle de México (VM). Después el lector podrá comprender porque 
ocurren sismos en esta región del país, cuáles son los diferentes tipos de sismos que se 
originan en él, de manera general también se mencionará en que zonas se presenta la 
mayor recurrencia sísmica del país, pero sobre todo que tipo de sismos ocurren en el VM. 
Finalmente se hace mención de posibles razones que originan la sismicidad en la zona 
de estudio. Posteriormente se plantea brevemente cómo funciona la transformada de 
Fourier y su importancia en el análisis de señales con el fin de vincular esta técnica 
matemática con la solución de problemas que son del interés en este trabajo, también se 
explica en que consiste y porqué se eligió el modelo de Brune para encontrar los 
parámetros deseados, se definen los parámetros ocupados en dicho modelo y finalmente 
se describe la red que se usó para el registro de los sismos estudiados y los instrumentos 
empleados. 
También se describe el método empleado para obtener Δσ, t* y Mw para cada estación 
y componente donde se registró de manera clara el arribo de onda S, en el primer 
diagrama de flujo se describen los pasos a seguir divididos en cuatro incisos: a) donde 
se eligen, a partir de un catálogo general, los sismos con epicentro en el VM; b) se 
describe como se calcula la localización y profundidad de cada sismo utilizando el 
programa SEISAN; c) se menciona la importancia de cortar, corregir por respuesta 
instrumental y convertir al formato adecuado cada registro con el fin de poder derivar la 
parte de interés del evento (ondas S) y obtener el espectro de aceleración; d) se describe 
el proceso que nos permitirá obtener Δσ, Mw y t* de cada sismo y finalmente se muestran 
los resultados obtenidos. 
iii 
 
Finalmente se analizan los resultados obtenidos en el capítulo anterior y se realiza un 
análisis de los sismos en función del tipo de suelo presente en el VM, cada tipo de suelo 
afecta de manera particular a Δσ y t* por lo que se espera que las características físicas 
propias de cada suelo que ofrece al paso de ondas sea un factor que haga variar a Δσ, 
Mw y t*. 
 
 
Objetivos Generales. 
 
 Realizar un análisis espectral de los sismos ocurridos durante el periodo 2013-
2016 
 Determinar tres parámetros: caída de esfuerzos, factor de atenuación y 
magnitud. 
Objetivos Particulares. 
 
 Determinar zonas de mayor recurrencia sísmica. 
 Asociar la recurrencia sísmica con los sistemas de fallas existentes en Valle de 
 México. 
 Caracterizar las zonas sísmicas del Valle de México de acuerdo a sus caídas de 
esfuerzos y t*. 
 
 
 
 
 
 
 
iv 
 
ÍNDICE 
 
Resumen ....................................................................................................................................................... i 
Introducción ................................................................................................................................................ ii 
Objetivos Generales. ............................................................................................................................... iii 
Objetivos Particulares. ............................................................................................................................ iii 
Capitulo1. Sismología. ............................................................................................................................ 1 
1.1 Estructura Interna de la Tierra. .................................................................................................. 1 
1.2 Teoría de la Tectónica de placas. .............................................................................................. 2 
1.3 Origen y mecanismos de los terremotos. ...............................................................................5 
Capítulos 2. Descripción Tectónica del Valle de México. ............................................................ 13 
2.1 Tectónica General........................................................................................................................ 13 
2.2 Cinturón Volcánico Transmexicano. ...................................................................................... 15 
2.3 Origen y características del Valle de México. ...................................................................... 17 
2.4 Sismicidad en la República Mexicana y en el Valle de México ....................................... 19 
2.4.1 Sismos de subducción: .......................................................................................................... 19 
2.4.2Sismos de fallamiento normal y profundidad intermedia: .................................................. 19 
2.4.3 Sismos del sistema de fallas Polochic-Motagua:............................................................... 20 
2.4.4Sismos superficiales de la corteza continental: .................................................................. 20 
2.5 ¿Qué origina los sismos en el Valle de México? ................................................................ 21 
2.5.1 Conjunto de Fallas las Cruces: ............................................................................................. 22 
Este sistema se compone de fallas normales caracterizadas por tres subsistemas de fallas: 
N-S, NE-SW y E-W. ......................................................................................................................... 22 
2.5.2 Sistema de fallas Sierra de Guadalupe. ............................................................................ 23 
2.5.3 Sistema de fallas del área de Tezoyo-Tepetlaoxtoc: ........................................................ 23 
2.5.4 Sistema de fallas Iztapalapa. ................................................................................................ 24 
2.5.5 Sistema de Fallas de Santa Catarina. ................................................................................. 24 
Capítulo 3. Análisis Espectral ............................................................................................................. 26 
3.1 Análisis Espectral. ....................................................................................................................... 26 
3.2 Transformada de Fourier. .......................................................................................................... 27 
3.3 El método indirecto y el modelo de Brune. .......................................................................... 29 
3.4 Definición de parámetros. ......................................................................................................... 30 
 3.4.1 Caída de esfuerzos: ....................................................................................................... 30 
v 
 
 3.4.1.2 𝑀0: ................................................................................................................................. 31 
 3.4.3 Área de la falla: ............................................................................................................... 31 
 3.4.4 Frecuencia de esquina: ................................................................................................. 32 
 3.4.5 Factor Q: .......................................................................................................................... 33 
 3.4.6 t*: ....................................................................................................................................... 33 
 3.4.7 Atenuación por dispersión: ............................................................................................ 34 
 3.4.8 Dispersión geométrica: .................................................................................................. 34 
3.5 Red Sismológica del Valle de México (RSVM) ..................................................................... 35 
3.5 Curvas de Ruido Sísmico de la RSVM ................................................................................... 38 
Capítulo 4. Metodología. ....................................................................................................................... 39 
4.1 Método para obtener Δσ, 𝑴𝒘 y t*........................................................................................... 39 
a) 4.1.1 Catálogo del Valle de México........................................................................................... 40 
4.1.2 Localización y profundidad. ................................................................................................... 41 
c) 4.1.3 Espectros de aceleración y procesamiento en ATINDIA. ............................................ 42 
d) 4.1.4 Cálculo de Δσ, 𝑀𝑤 y t*. ..................................................................................................... 43 
Capítulo 5. Resultados Y Análisis. ..................................................................................................... 45 
5.1 Resultados ..................................................................................................................................... 45 
5.2 Distribución espacial de los epicentros. ............................................................................... 47 
5.3 Resultados Obtenidos. ............................................................................................................... 52 
5.4 Discusión de resultados. ........................................................................................................... 54 
5.5 Conclusiones. ............................................................................................................................... 56 
Anexo 1. .................................................................................................................................................... 59 
Referencias ................................................................................................................................................ 81 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1 
 
Capitulo1. Sismología. 
 
En este capítulo se describe la estructura interna de la Tierra, se aborda la teoría de 
Tectónica de Placas, se explican los mecanismos que dan origen a los sismos y 
finalmente se mencionan algunas aplicaciones de la sismología en diferentes disciplinas. 
1.1 Estructura Interna de la Tierra. 
 
En el caso de la sismología es de vital importancia conocer la constitución de la 
Tierra ya que permite saber dónde se producen y almacenan los esfuerzos que deforman 
a las rocas y en consecuencia generan los sismos. 
La estructura interna de la Tierra (Figura 1) que conocemos actualmente fue determinada 
con base en las variaciones de velocidades símicas que presentan los diferentes niveles 
estructurales de la Tierra, esas velocidades a su vez son determinadas a partir de las 
curvas de tiempo-viaje de dichas ondas. 
Lo anterior se puede determinar a través de dos aproximaciones: una es el método 
inverso y la otra el directo. En el problema inverso las velocidades son obtenidas 
directamente de los tiempos de viajes, mientras que en el método directo se propone un 
Figura 1.- Se muestran los diferentes niveles estructurales de la Tierra 
así como sus medidas. Tomada de: (Tarbuck & Lutgens, 2005, pág. 17). 
2 
 
modelo de velocidad-tiempo y los tiempos son calculados y comparados con los 
observados, ajustando los parámetros hasta alcanzar el nivel de certidumbre deseado. 
Corteza: 40 km (promedio) puede variar hasta 70 km. 
 Continental: 35 km de espesor, densidad 2.7 g cm−3. 
Discontinuidad de Conrad: interface entre corteza continental y oceánica. 
 Oceánica: 7 – 8 km de espesor, densidad 3.0 g cm−3. 
Manto: 40-2900 km 
Discontinuidad de Mohorovičić: interface entre corteza y manto. 
Manto superior: 40 – 150 km, densidad media de 3.3 - 3.5 g cm−3. 
 Manto inferior: 1200 – 2900 km, densidad de 6.3 – 6.7 g cm−3. 
Núcleo: 2900 – 6300 km. 
Discontinuidad de Gutenberg: interface entre manto y núcleo. 
 Núcleo externo: 2900 – 5000 km, en estado líquido densidad de 9 – 10.5 𝑔 𝑐𝑚−3. 
Discontinuidad de Lehman: interface entre núcleo exterior e interior. 
 Núcleo interno: 5000 – 6300 km, en estado sólido densidad de 11.8 – 18 𝑔 𝑐𝑚−3. 
 
1.2 Teoría de la Tectónica de placas. 
 
 La teoría de la tectónica de placas se acuñó en 1968 al unirse los conceptos de 
deriva continental y expansión del fondo oceánico. Es una teoría compuesta por una gran 
variedad de ideas que explica: la orogénesis, la deriva de los continentes y los terremotos. 
La Figura 2 muestra la distribución de las diferentes placas en todo el mundo sumando 
un total de 28 pudiéndose hacer una distinción en tres grupos: primarias (Sudamericana, 
Norteamericana, Euroasiática, Indoaustraliana, Africana, Antártica y Pacífica), 
secundarias (Cocos, Nazca, Filipina, Arábiga, Escocesa, Juan de Fuca y el Caribe) y 
3 
 
microplacas (Rivera, Ojotsk, Amuria, del Explorador, Gorda, Somalí, Sunda). (Tarbuck J 
& Lutgens K, 2005) 
En territorio mexicano interactúan cinco placas tectónicas: Norteamericana, Cocos, 
Rivera, Pacífico y el Caribe. En el capítulo dos se explica de manera más amplia la 
relación que guardan estas placas con la generación de sismos en el país. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A grandes rasgos podríamos decir que la teoría de tectónica de placas nos explica que 
las placas sobre la superficie terrestre se encuentran fragmentadas y se mueven en 
diferentes direcciones generando tres tipos diferentes de límites (Figura 3): subducción, 
expansión del piso oceánico y límites transformantes. Pero ¿Qué genera el movimiento 
de las placas?, en la actualidad sabemos que existen contrastes térmicos hacia el interior 
de la Tierra (a mayor profundidad mayor temperatura) este contraste térmico genera 
celdas de convección en el manto (Figura 4). La parte más profunda del manto, que se 
encuentra en contacto directo con el núcleo, es más caliente que la parte más superficial, 
por lo tanto la masa caliente asciende desplazando la masa fría y generando así las 
celdas de convección, esto a su vez provoca que con el paso del tiempo las placas 
cambien su posición relativa, una respecto a las otras. 
Figura 2.- Distribución de las placas tectónicas a nivel mundial. Imagen tomada de: 
(http://www.definicionabc.com/geografia/placa-tectonica.php, s.f.) 
4 
 
a) b) c) 
 
 
 
 
 
 
 
 
A continuación, se planteará un ejemplo con el fin de que el lector pueda comprender 
mejor el fenómeno de las celdas de convección, para el siguiente ejemplo es importante 
recordar que el manto es considerado como un material visco elástico, es decir se 
considera un fluido ideal, similar a las características que presenta el agua. 
Si pensamos en un recipiente con agua que se pone a fuego para lograr que hierva 
ocurrirá que: a medida que el tiempo transcurre la masa de agua próxima a la fuente 
térmica incrementará su temperatura (analogía entre la parte más profunda del manto y 
su cercanía con el núcleo), mientras que la masa de agua superficial (analogía entre la 
parte más superficial del manto) tendrá una temperatura menor. Después de transcurrido 
cierto tiempo el agua alcanzará 100° C y la masa de agua más caliente ascenderá al ser 
menos densa que el agua que se encuentra en la superficie y ésta última tenderá a 
desplazarse hacia el fondo del recipiente. Lo anterior se manifestará en un “burbujear” 
del agua debido a rápidos desplazamientos ascendentes y descendentes de masas de 
agua debido a las diferencias de densidades. Se puede observar la analogía entre el 
ejemplo anterior y la Tierra en la figura 4. 
 
 
Figura 3.- Muestra los tres tipos de límites entre placas: a) dónde una placa se mueve lateralmente una respecto a la otra, 
b) separación de placas, generación de nueva corteza, c) donde dos placas colisionan generando la destrucción de una. 
Tomada de (Educacional, 2017) 
 
5 
 
 
Figura 4.- Sección de la Tierra donde se aprecia en un semicírculo amarillo al núcleo interno, cubriendo al núcleo interno se 
encuentra el núcleo externo y en los dos semicírculos más externos se localiza el manto inferior y la astenósfera donde se presenta 
la convección. Se puede observar con flechas rojas, esquematizadas, las celdas de convección generadas por los contrastes 
térmicos. Imagen tomada de (Tarbuck J & Lutgens K, 2005). 
 
1.3 Origen y mecanismos de los terremotos. 
 
Los movimientos de las placas generan acumulación de esfuerzos en algún borde 
entre ellas, dicha acumulación es gradual y genera deformaciones en las rocas. Cuando 
los esfuerzos son lo suficientemente grandes para superar el límite elástico de la roca 
ésta libera, intempestivamente, la energía acumulada. Parte de la energía se consume 
en vencer el coeficiente de fricción lo que produce la fragmentación de la roca en dos 
caras generando así una falla, otra parte puede permanecer en las rocas mientras que el 
resto se libera en forma de ondas mecánicas, dando origen al término de “energía 
sísmica.” 
(Orozco, et al. 2002) nos dicen que “Las fallas son discontinuidades mecánicas en las 
que se ha producido un movimiento entre los bloques paralelos al plano de fractura”. 
La nomenclatura de los diferentes tipos de fallas (Figura 5) puede definirse de acuerdo a 
la inclinación respecto al plano de falla, siendo el bloque superior o “hanging wall block” 
6 
 
la parte que queda por encima del plano de falla; mientras que para el bloque inferior o 
“footwall block” como aquel que queda por debajo del plano de falla. Para el caso de las 
fallas verticales cada bloque puede nombrarse según la posición geográfica que ocupa 
uno con respecto al otro. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5.- Se muestran los tres tipos de fallas: a) Falla normal, donde el bloque superior se desplaza hacia abajo con relación al 
bloque inferior; b) Falla inversa, donde el bloque de techo se desplaza hacia arriba con relación al bloque de muro. Cuando una falla 
inversa tiene un ángulo de buzamiento menor a 45° se denomina cabalgamiento; c) Falla de desgarre, el desplazamiento dominante 
es horizontal y paralelo a la superficie. Modificada de (www.pinsdaddy.com, s.f.) 
a) b) 
c) 
7 
 
Para el caso de sismología se consideran fallas planares es decir la superficie de 
movimiento tiene una orientación constante. Una falla estará caracterizada no solo por 
cómo se desplazaron sus bloques, sino también por diferentes rasgos geométricos que 
son ilustrados en la figura 6. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Dónde: 
Φ: Azimut. 
δ: Buzamiento de la falla. 
𝜆: Ángulo de desplazamiento. 
n: vector unitario normal al plano de falla. 
I: Dirección de desplazamiento. 
Δu: Desplazamiento de la falla. 
Ʃ: Área de la falla. 
 
Figura 6.- Esquematización de una falla y sus rasgos característicos. Imagen tomada de (Udías, 
Madariaga, & Buforn, 2014, pág. 6) 
 
8 
 
El lugar donde se produce una falla que origina un sismo se denomina foco sísmico o 
hipocentro y no es propiamente una fuente puntual, en realidad es un área limitada sobre 
un plano de falla de donde se propagan las ondas elásticas; a la proyección vertical sobre 
la superficie del hipocentro se denomina epicentro. 
 
Tipos de Ondas. 
Como ya se había mencionado, parte de la energía liberada se propaga radialmente en 
forma de ondas elásticas y a grandes rasgos existen dos tipos de onda: de cuerpo y 
superficiales. 
Ondas de cuerpo o longitudinales y transversales (Figura 7): 
 Ondas P: son ondas compresionales que provocan un cambio en el volumen del 
cuerpo y el movimiento del suelo es paralelo a la dirección de la onda. Estas ondas 
viajan más rápido que el resto y espor eso son conocidas como ondas primarias. 
 Ondas S: producen un desplazamiento perpendicular a la dirección de 
propagación de la onda sin que exista un cambio en el volumen y no se transmiten 
en fluidos. Son menos rápidas que las ondas P y son conocidas como ondas 
secundarias. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7.- Muestra el tipo de deformaciones que causan al suelo los dos diferentes tipos de 
ondas. a) muestra el movimiento de ondas S, donde el movimiento del suelo es perpendicular 
a la dirección de la onda; b) muestra el movimiento de ondas P, done el movimiento del suelo 
es paralelo a la dirección de la onda. Imagen tomada de (Lowrie, 2007, pág. 137) 
a) 
b) 
9 
 
Ondas Superficiales (Figura 8): 
 Ondas Rayleigh: el movimiento de las partículas se describe como una elipse 
retrograda, teniendo el eje mayor vertical y el eje menor en la dirección de 
propagación de onda, su movimiento de partícula es resultado de una combinación 
de vibraciones de onda P y SV. 
 
 Ondas Love: el movimiento de la partícula es horizontal y perpendicular a la 
dirección de propagación, la amplitud de la onda decrece con la profundidad. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 8.- Muestra los movimientos de partícula que tiene cada tipo de onda superficial. a) muestra 
el movimiento de onda Rayleigh y b) muestra el movimiento de onda Love. Imagen tomada de 
(Lowrie, 2007) 
b) 
a) 
10 
 
1.4 Sismología y su aplicación en diferentes áreas. 
 
Los terremotos, como cualquier otro fenómeno natural que se manifiesta en la 
Tierra, representaron un enigma para el hombre lo que nos llevó a indagar más allá de 
las explicaciones que los relacionaban con razones teológicas. Como mencionamos en 
el capítulo uno, fue a través de la observación y planteamientos de teorías que se 
respondieron de manera más objetiva preguntas como ¿Por qué ocurren terremotos, 
tsunamis y eventos volcánicos? etc. lo que posiciona a la sismología como un área de 
estudio fundamental en la comprensión del funcionamiento de nuestro planeta, pero no 
se confina únicamente a explicar la dinámica del planeta ya que el estudio de la 
propagación de ondas elásticas resulta un poderoso complemento en diferentes 
disciplinas, a tal grado que no se podría concebir el estilo de vida que tenemos 
actualmente sin la aplicación de esta herramienta en áreas tales como: 
 Geotecnia 
 Estudia la composición y propiedades de la zona más superficial de la corteza 
terrestre con el fin de recomendar el mejor sitio para construcción de cualquier tipo de 
infraestructura. Un claro ejemplo es la aplicación de sísmica pasiva que consiste en 
realizar el coeficiente espectral (Figura 9) de las componentes horizontales y verticales 
de un sismómetro triaxial. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 9.- Gráfica de coeficiente espectral resultado de un 
estudio con sísmica pasiva para diferentes fines 
geotécnicos en el proyecto de puente “La Unidad” que 
unirá las islas del Cármen y Aguada, Campeche. Imagen 
tomada de (EPYESA, 2017). 
11 
 
 Ingeniería civil: 
 Se ocupa de la creación de infraestructura que da solución a problemas 
hidráulicos, de transporte, de vivienda etc. además de inspeccionar, examinar y preservar 
todo aquello que se construyó. Para esta área la aplicación de MASW2D (Análisis 
multicanal de ondas superficiales 2D), que consiste en la correlación cruzada de múltiples 
registros sísmicos generados a partir de diversos disparos en superficie para construir un 
mapa 2D de velocidades de ondas S, es usada para el mapeo de agrietamientos (Figura 
10). 
 
Figura 10.- Mapa 2-D de velocidades de ondas S aplicada en Ciudad Guzmán para el mapeo de agrietamientos superficiales. 
Tomada de (EPYESA, 2017). 
 
 Evaluación del riesgo sísmico. 
 A través de la evaluación de la amenaza sísmica y la vulnerabilidad física de una 
zona de interés se diagnostican y estiman los daños potenciales que pueden ocurrir en 
ella tomando en cuenta varios parámetros. El uso de mapas que muestren la intensidad 
de un sismo (Figura 11) es de gran ayuda en la caracterización de zonas propensas a 
sufrir daños debido a terremotos. 
12 
 
 
Figura 11.- Mapa de intensidad sísmica que muestra los niveles de la Escala de Mercalli Modificada de un sismo con epicentro en 
Michoacán (flecha negra). Se observa como los efectos disminuyen con la distancia, sin embargo, hay zonas alejadas (Ciudad de 
México) donde los efectos fueron similares a aquellos en la zona epicentral. Tomada de (CENAPRED, 2001). 
 Sísmica de exploración. 
 Aplica los métodos sísmicos (Figura 12) para la búsqueda de recursos naturales, 
teniendo principal uso en la búsqueda de yacimientos de hidrocarburos tanto en 
continente como en océano. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 12.- La imagen de la izquierda muestra camiones vibradores usados como fuente sísmica; lado la imagen del lado derecho 
muestra el tendido sísmico que se utilizará para la adquisición de los datos sísmicos. Tomada de (PEMEX, XXXX) 
13 
 
Capítulos 2. Descripción Tectónica del Valle de México. 
 
En este capítulo se describe la tectónica general del país con el fin de entender el 
surgimiento del Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM) para poder localizar, describir 
y mencionar el origen del Valle de México (VM). Después el lector podrá comprender 
porque ocurren sismos en el país, cuáles son los diferentes tipos de sismos, en que zonas 
se presenta la mayor recurrencia sísmica, pero sobre todo que tipo de sismos ocurren en 
el VM. Finalmente se hace mención de posibles razones que originan la sismicidad en la 
zona de estudio. 
 
2.1 Tectónica General. 
 
En la parte sur de la República Mexicana es donde se concentra la mayor actividad 
sísmica del país y se relaciona fuertemente con el cabalgamiento que presenta la placa 
Norteamericana sobre las de Cocos y Rivera “…tal cinemática tiene como efecto una 
difusa zona sísmica que se manifiesta desde la trinchera frente a las costas del pacífico, 
hasta, al menos, el eje Neo volcánico en el centro del país” (Huesca, 2008). 
Pardo & Suárez (1995) nos resumen los últimos 25 Ma de esta región diciendo que “…la 
vieja placa de Farallón evolucionó primero en la placa de Guadalupe, la cual fue más 
tarde segmentada en las actuales placas de Rivera y Cocos” reacomodándose hasta 
encontrarse en su posición actual. 
El conocimiento de las características (velocidad, dirección y ángulo) con las que una 
placa litosférica subduce respecto a otra es crucial para el entendimiento de los 
fenómenos (vulcanismo, sismos, zonas geotérmicas, etc.) asociados a dicha subducción. 
 Características de subducción de la placa de Rivera y Cocos. 
La placa de rivera subduce por debajo del bloque de Jalisco a una tasa de convergencia 
promedio de 2.0 cm/a con un ángulo ~50° y profundidades por debajo de 40 km. Mientras 
que la placa de Cocos subduce a una tasa que incrementa hacia el sur este de 4.8 cm/a 
en dirección 104.5 °W, a 7.5 cm/a en dirección 94°W. (Pérez-Campos, y otros, 2008). 
14 
 
Por otro lado Dougherty, Clayton, & Helmberger (2012) nos dicen que: “Parte de la placa 
de Cocos subduce casi horizontalmente a lo largo de 250 km por debajo de la placa de 
Norteamerica en la región de Guerrero, después subduce escalonadamente con un 
ángulo de ~75° hacia el margen sur del Cinturón Volcánico Trans-Mexicano” mientras 
que Pardo & Suárez (1995) concluyen que: “De Norte a sur, el ángulo del bloque de cocos 
incrementa gradualmente de 0° a ~50° y ~30°, respectivamente”. 
Con lo anterior podemos concluir que la subducción entre las placas de Rivera y la 
Norteamericana presentan una convergencia y ángulo de subducción relativamente 
constante. Por otra parte es claro ver que los autores coinciden que la interacción entre 
la placa de Cocos y la Norteamericana varía escalonadamente incrementando su ángulo 
de subducción en dirección SE, es respecto a esta última idea que resulta pertinenteresaltar que existe una porción de la placa de Cocos que subduce casi de manera 
horizontal (de 12° a 15°) y que dicha región se encuentra en Guerrero manifestándose a 
lo largo de ~250 km. 
Tal como se mostró en el subtema “Teoría de la tectónica de placas” del capítulo anterior 
la Figura 13 muestra las cinco placas que interaccionan en la República Mexicana 
(Rivera, Cocos, Norteamericana, Pacífico y del Caribe) así como el Cinturón Volcánico 
Trans-Mexicano y las velocidades aproximadas de convergencia entre ellas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 13.- Se muestran las placas sobre las que yace la República Mexicana: Rivera, Cocos, Norteamericana, 
Pacífico y del Caribe. Las flechas muestras las tasas de convergencia relativa entre las placas oceánicas y 
continentales (cm/año). Las abreviaciones EPR, East Pacific Rise; TFZ, Tamayo Fracture Zone; RFZ, Rivera Fracture 
Zone; OFZ, Orozco Fractura Zone; OGFZ, O´Gorman Fracture Zone; TR, Tehuantepec Ridge; MAT, Middle American 
Trench; JB, Jalisco Block; CG, Colima Graben; EG, El Gordo Graben. Los triángulos sombreados indican vulcanismo 
Cuaternario y el área con cruces representa el CVTM. Imagen tomada de (Pardo & Suárez, 1995). 
15 
 
2.2 Cinturón Volcánico Transmexicano. 
 
El Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM) es una provincia geológica de 
México (Figura 14) y de acuerdo con (PEMEX, 2010) Se ubica en los estados de Jalisco, 
Colima, Michoacán, Guanajuato, Querétaro, México, Hidalgo, Puebla y Veracruz. Se 
orienta oeste-este y está constituida por rocas ígneas del Neógeno, formando la cadena 
de volcanes más extensa de México. La tabla 1 contiene los nombres de todas las 
provincias geológicas del país siendo la no. 15 
correspondiente al CVTM. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
1 Plataforma de Yucatán. 
2 Cuenca deltáica de Tabasco. 
3 Cinturón Chiapaneco de pliegues y fallas. 
4 Batolito de Chiapas. 
5 Macizo ígneo del Soconusco. 
6 Cuenca de Tehuantepec. 
7 Cuenca deltáica de Veracruz. 
8 Macizo volcánico de los Tuxtlas. 
9 Cuicateca. 
10 Zapoteca. 
11 Mixteca. 
12 Chatina. 
13 Juchateca. 
14 Plataforma de Morelos. 
15 Faja volcánica Transmexicana. 
16 Complejo orogénico de Guerrero colima. 
17 Batolito de Jalisco. 
18 Macizo ígneo de Palma Sola. 
19 Miogeoclinal del Golfo de México. 
20 Cinturón mexicano de pliegues y fallas. 
21 Plataforma de Coahuila. 
22 Zacatecana. 
23 Plataforma de Valles S.L.P 
24 Fala ignimbritica mexicana. 
25 Cinturón orogénico Sinaloense. 
26 Chihuahuense. 
27 Cuenca de Nayarit. 
28 Cuenca deltáica de Sonora-Sinaloa. 
29 Sonorense. 
30 Cuenca Colorado. 
31 Batolito de Juárez San Pedro Mártir. 
32 Cuenca de Vizcaíno Purísima. 
33 Cinturón Orogénico de Cedros Margarita. 
34 Faja volcánica de la Giganta. 
35 Complejo plutónico de La Paz. 
Tabla 1.- Provincias geológicas de México, resalta en rojo la provincia a la que pertenece la Faja Volcánica Transmexicana o 
Cinturón Volcánico Transmexicano. Tomada de (PEMEX, 2010) 
Figura 14.-División de la República Mexicana según sus diferentes provincias 
geológicas. La provincia no 15 (color rojo) es la que representa al CVTM, 2010 
basado en Ortega, et al. 1992. 
16 
 
El origen y evolución del CVTM se asocia a la interacción producida entre los límites (tipo 
convergente) de tres placas: Norteamericana, Rivera y Cocos siendo las dos últimas las 
que subducen por debajo de la Norteamericana. Se extiende desde el océano Pacífico 
hasta el Golfo de México con una longitud de 1,000 kilómetros y su ancho varía de 50 a 
250 km. El CVTM se divide regionalmente en tres sectores (Figura 15): occidental, 
caracterizado por la intercepción de tres fosas tectónicas denominadas Tepic, Colima y 
Chapala; la porción central, constituida por vulcanismo monogenético de la región de 
Michoacán-Guanajuato; y el sector oriental, caracterizado por grandes estrato volcanes 
alineados en dirección general N-S. 
El CVTM consiste en volcanes centrados y distribuidos con una tendencia de 15° a 20° 
relativa a la Trinchera Americana Media, esta geometría es interpretada como resultado 
del ángulo de subducción en el bloque (Niorini, Groppelli, Lagamy, & Capra., 2006). El 
ángulo de subducción cambia en el centro de México (103° - 98° W) donde la placa de 
Cocos está en un ángulo apacible, que cambia casi a horizontal a una profundidad de 50 
km hasta 250 km (Pardo & Suárez, 1995). 
El CVTM presenta una característica muy peculiar si se compara con algunos otros 
ejemplos de subducción en otras regiones del mundo y es que presenta una falta de 
paralelismo respecto a la zona de subducción que lo origina. 
(Shurbet & Cebull, 1984) explican el párrafo anterior concluyendo que. “La localización y 
orientación del cinturón volcánico han sido atribuidos a la traslación hacia el este del 
bloque de Chortiz, a parte de la placa del Caribe y la existencia de una mayor zona de 
cizalla a lo largo del CVTM.” Lo anterior es muy posiblemente la razón de que el arco 
volcánico presente un alineamiento oblicuo (~16°) respecto a la zona de trinchera. 
 
 
 
 
 
 
17 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.3 Origen y características del Valle de México. 
 
La cuenca que vemos hoy en día es muy diferente a la que existió hace ~700 mil 
años ya que era una cuenca abierta en su lado sur, en direccion hacia el valle de 
Cuernavaca, lo que permitia la escurrentía de los ríos que provenian tanto de su límite 
oriente como poniente: por el oriente el río se ubicaba al pie de la Sierra Nevada y de Río 
Frío mientras, por el poniente el río se ubicaba a los pies de las sierras de las Cruces y 
de Tepotzotlán. En general estos ríos fluían hasta desenvocar al océano Pacífico. Con el 
paso de los siglos la actividad volcánica originó una nueva frontera al sur del VM 
obstruyendo la comunicacón natural de los ríos entre el valle de México y el valle de 
Cuernavaca lo que provocó una inundación natural de las partes mas bajas del valle 
dando origen a un gran lago. 
Con el tiempo este lago fue azolvándose debido a que los ríos que descendian de las 
montañas “…depositaron materiales limo-arenosos, limo arcilloso, emisiones de cenizas 
y pómez provenientes de los volcanes” (Bello, 2009), estos sedimentos cubrieron 
irregularmente el terreno y produjeron una topografía escarpda. Actualmente el VM 
presenta una variación pronunciada del espesor, pero en terminos generales se puede 
Figura 15.- Muestra parte de la República, dentro de ella y limitada con línea blanca se observa el 
CVTM dividido en sus tres sectores. Dentro del sector oriental limitado con línea roja se muestra 
el área que denominamos como Valle de México. Imagen tomada de (Bello, 2009). 
18 
 
decir que aumenta desde el norte hacia el sur, en la parte central alcanza unos 200 m y 
en el sur hasta 500-600 m. El relleno esta conformado por materiales volcánicos 
interestratificados con materiales lacustres (Huesca, 2008). 
Como ya se ha mencionado anteriormente el CVTM se divide el en tres regiones: 
occidental, central y oriental, esta última es donde se localiza la zona de estudio. 
La porción central se localiza entre los paralelos 19° 22’ y 19 ° 30’ N y entre los 
meridianos 98° 47’ y 98° 51’ W. Al norte limita con la población de Otumba, el cerro Gordo 
y Teotihuacán; la sur con la población de Amecameca y la Sierra del Chichinautzin; al 
oriente con la Sierra Nevada (hast el volcán Iztaccíhuatl) y el Lago de Texcoco; al 
poniente con el cerro de las Cruces (Bello, 2009). 
El Valle de México (Figura 16) “…es una cuenca del tipo endorreica que pertenece a las 
planicies escalonadas que forman parte del CVTM, es una extensa altiplanicie lacustre 
con una altitud promedio de 2,240 m.s.n.m y se encuentra rodeada por sierras volcánicas, 
abanicos y llanuras aluviales” (Sánchez & Palomera, 1989). Esta cuenca tiene una forma 
alrgada con longitud de 90 km y anchura variante. En el norte alcanzalos 100 km mientras 
que en sur sólo tiene 50 km y su área en promedio es de 9,600 𝑘𝑚2 (Huesca, 2008). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 16.- La línea roja delimita el perímetro del Valle de México, al mismo tiempo 
que se aprecian los nombres de las estructuras orográficas que delimitan a dicho valle. 
Imagen tomada de (Bello, 2009). 
19 
 
2.4 Sismicidad en la República Mexicana y en el Valle de México 
 
Vivimos en un país altamente sísmico debido a la ya tan mencionada interacción 
de las placas que en él existen; sin embargo dependiendo del ambiente tectónico al cual 
hagamos referencia esta frecuencia tiende a elevarse o disminuir y por ende la naturaleza 
de los eventos es diferente. No será el mismo mecanismo focal de un sismo ocurrido en 
la zona de contacto entre la placa del Pacífico y la Norteamericana (mecanismo 
transformante) en comparación a los ocurridos dentro de la placa Norteamericana 
(mecanismo normales) y a su vez el mecanismo focal será diferente si el sismo ocurre en 
la zona de subducción (mecanismo inverso). 
De acuerdo con la dinámica particular de las placas tectónicas que interactúan en el país 
podemos diferenciar cuatro tipos diferentes de sismos: 
 
2.4.1 Sismos de subducción: 
 
Producen grandes temblores (M > 7.0) y se generan a lo largo de la costa del Pacífico. 
Un ejemplo de este tipo de eventos es el terremoto de Jalisco del 3 de Junio de 1932 (Ms 
= 8.2), el cual ocurrió sobre la interface de la placa de Rivera y la de Norteamérica. Este 
terremoto es el más grande que ha ocurrido en México, en el siglo pasado. 
 
2.4.2Sismos de fallamiento normal y profundidad intermedia: 
 
Son regiones donde se pueden producir sismos (sismos corticales) igualmente grandes 
que en el caso anterior pero la falla que origina el sismo solo se presenta en una sola 
placa, ocurren en el continente a una profundidad de ~60 km. Este tipo de eventos 
presentan un mecanismo de falla normal que es reflejo del rompimiento de la litósfera 
oceánica en subducción. Son eventos poco frecuentes pero no dejan de representar una 
amenaza sísmica. Algunos ejemplos son: Oaxaca 15 de Enero de 1931 (Ms = 7.8), 
Orizaba 23 de Agosto 1973 (Ms = 7.3), Huajuapan de León 24 de Octubre de 1912 (Ms 
20 
 
= 7.0) y más recientemente el ocurrido el 19 de septiembre (Mw=7.1) a las 13:14:40 (hora 
local) a 12 km al sureste de Axochiapan, Morelos con un profundidad de 57 km y un 
mecanismo focal normal como el que se aprecia en la figura 17. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.4.3 Sismos del sistema de fallas Polochic-Motagua: 
 
El límite entre las placas de Norteamérica y Caribe es difuso con un ancho ~120km. El 
movimiento relativo entre las dos placas se disipa, principalmente, a lo largo de las fallas 
de Chixoy-Polochi y Motagua. El sismo más grande registrado en esta región fue el 
ocurrido el 4 de Febrero de 1976 (M = 7.6). 
 
2.4.4Sismos superficiales de la corteza continental: 
 
En la placa Norteamericana, debajo del VM, y en todo el CVTM, existen varios sistemas 
de fallas geológicas sismogénicas (Mooser, 1987), en la sección 2.5 se describen los 
Figura 17.- Mecanismo focal (normal) del sismo del 19 de Septiembre Mw=7.1. Tomado de (SSN, 2017) 
21 
 
sistemas de fallas en el VM asociados a su sismogénesis. Algunos ejemplos de este tipo 
de sismicidad son: el temblor de Jalapa del 3 de Enero de 1920 (M = 6.4), Acambay, 
Estado de México el 19 de noviembre de 1912 (M=7.0) ocasionó severos daños en 
Acambay y Tixmadejé e incluso provocó algunos daños en la ciudad de México. 
En la actualidad y gracias a la red de banda ancha del Valle de México ha sido posible 
corroborar que existe alta sismicidad en esta zona y que hasta este momento ha sido de 
baja magnitud. Pero ¿Qué origina los sismos en el Valle de México? esta pregunta y su 
respuesta se aborda en las siguientes páginas. 
 
2.5 ¿Qué origina los sismos en el Valle de México? 
 
 De acuerdo con (Bello, 2009) pueden existir los siguientes tipos de sismos: “sismos 
locales (M≤5.5), originados dentro o cerca de la cuenca; sismos tipo Acambay (M≤7.0) 
denominados corticales que se originan en el resto de la placa de Norteamérica que son 
sismos de profundidad intermedia de falla normal causados por rompimientos de la placa 
de Cocos ya subducida. 
Los sismos ocurridos en nuestra área de estudio tienen una frecuencia de ocurrencia 
menor a los ocurridos en los límites entre placas y se considera que la principal causa es 
debido a fallas, la premisa anterior no descarta que algún sismo haya sido originado, o 
se origina, por otro factor. 
Existen estudios tanto geológicos como geofísicos que nos permiten esbozar una idea 
relativamente clara de cómo están distribuidas las fallas, algunas activas, a lo largo del 
VM. Dichas fallas pueden ser la causa principal de los sismos que se estudiaron en este 
trabajo es por eso que se pone especial atención en describirlas. 
Se dividirán los conjuntos de fallas en cinco regiones (Figura 18): Sierra de las Cruces, 
Sierra de Guadalupe, área de Tezoyo-Tepetlaoxtoc, Iztapalapa y Sierra de Santa 
Catarina. 
 
22 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.5.1 Conjunto de Fallas las Cruces: 
Este sistema se compone de fallas normales caracterizadas por tres subsistemas de 
fallas: N-S, NE-SW y E-W. 
 
a) Subsistema N-S. 
Existe una falla importante llamada Tula-Mixihuca, otras fallas importantes son las 
denominadas fallas Ayotuzco que no son más que un conjunto de fallas NNW-SSE 
que se encuentran buzando hacia el SW. 
 
b) Subsistema NW-SW. 
Presenta un rumbo general N45°E a N65°E y pertenece a la zona de cizallamiento de 
Tenochtitlán localizado entre Petatlán Guerrero y la zona norte del VM. En este 
subsistema podemos mencionar dos fallas importantes: la zona de fallas de la 
Catedral, con zonas de más de 40 km de longitud y direcciones NNE-SSW y con 
Figura 18.- Se muestran las cinco regiones con presencia de fallas dentro del VM: a) Sierra de las Curces, 
b) Sierra de Guadalupe, c) Área de Tezoyo-Tepetlaoxtoc, d) Iztapalapa, e) Sierra de Santa Catarina. Tomado 
de (Bello, 2009). 
23 
 
buzamiento hacia el NW; y la fosa de Cuernavaca con 45 km de largo y 25km de 
ancho con un rumbo dominante NE-SW 
c) Subsistema E-E. 
Se asocia a la zona de fallas Chapala-Tula o sistema de fallas Acambay-Morelia. 
 
2.5.2 Sistema de fallas Sierra de Guadalupe. 
 
Este sistema comparte fallas del sistema de la Sierra de las Cruces debido a su cercanía. 
Podemos resaltar la presencia de dos fallas mayores: la falla de Tenayuca con rumbo 
N40°E con una longitud de 8 km y la Falla Chiquihuite, N 20° E con 12 km de longitud. 
 
2.5.3 Sistema de fallas del área de Tezoyo-Tepetlaoxtoc: 
 
 a) Tepetlaoxtoc. 
Se localizan tres fallas: falla Hacienda de la Flor con rumbo N 85° W con una longitud de 
11km, una falla paralela al nororiente de la falla de Hacienda de la Flor con rumbo N 50° 
W y una longitud de seis km y finalmente una falla paralela al sur poniente de la primer 
falla mencionada con rumbo N 50°W y una longitud de tres km. 
 b) Tezoyo. 
Existen cuatro fallas principales: falla el Mirador con 10 km de longitud, falla la Cañada 
con 7 km de longitud, falla El Tezoyo con 5 km de longitud y falla el Olivar con 9 km de 
longitud. Todas presentan un rumbo promedio de N 70°-75° E. 
 
 
 
24 
 
2.5.4 Sistema de fallas Iztapalapa. 
 
En este sistema existen 4 subsistemas de fracturamiento. 
 a) Sistema NE-SW de orientación similar al borde de la Sierra de Santa Catarina. 
 b) Sistema E-W alineado en dirección de la calzada I. Zaragoza, en el noreste de la 
delegación Iztapalapa. 
 c) Sistema de fracturas que rodean el edificio volcánico del Peñón de Marqués. 
 d) Sistema de fracturas con dirección NE-SW y NS, en la zona de San Lorenzo 
Tezonco en el sur de la delegación Iztapalapa. 
 
2.5.5 Sistema de Fallas de Santa Catarina. 
 
Esta sierra el productode una falla principal inclinada al sur y una casi paralela a la 
anterior inclinada hacia el norte. De Cerna (1988) reconocen una falla con orientación 
N75°-80°E que controla la Sierra Santa Catarina y otra dirección N45°E sobre la que se 
orienta el volcán Guadalupe. 
Las fallas son quizás la mayor fuente de sismos en el VM per no aseguramos que sea la 
única, pueden existir otros factores que influyan en su generación como: asentamientos 
diferenciales que ocurren a menudo en la ciudad debido al constante acomodamiento del 
suelo ó sismos del tipo volcánico (vulcano tectónicos) debido a la actividad del 
Popocatépetl. 
La figura 19 muestra la distribución espacial de algunas fallas descritas anteriormente a 
través de un mapeo de las fallas cartografiadas por diversos investigadores 
25 
 
 
Figura 19.- Se muestra un mapa con las fallas del VM que han sido cartografiadas por distintos investigadores. Las fallas del norte 
(color magenta), así como algunas de las del poniente con direcciones NE-SW (rojo) fueron cartografiadas por Zoltan de Cserna en 
1988 para la Comisión de Reconstrucción del Distrito Federal después de los sismos de 1985. Las fallas del poniente asociadas al 
Ajusco (también rojo) fueron estudiadas por Armando García Palomo et al (2008). Las líneas blancas punteadas son fallas inferidas 
por gravimetría con base en datos de De la Fuente (De Cserna, 1988), debido a que estas se encuentran sepultadas por una gruesa 
capa de sedimentos. Las fallas del sur con direcciones E-W (naranja) fueron investigadas por Colín (2006) y García Palomo et al 
(2008). Los números se refieren a los sismos y se indican las posiciones de éstos respecto a las fallas. Las cruces en amarillo tenues 
representan las incertidumbres en la localización. Tomada de (Huesca, 2008). 
 
 
 
 
26 
 
Capítulo 3. Análisis Espectral 
 
En este capítulo se plantea brevemente cómo funciona la transformada de Fourier y su 
importancia en el análisis de señales con el fin de vincular esta técnica matemática con 
la solución de problemas que son de interés en este trabajo. También se explica en que 
consiste y porqué se eligió el modelo de Brune para encontrar los parámetros deseados, 
se definen los parámetros ocupados en dicho modelo y finalmente se describe la red 
empleada para el registro de los sismos estudiados así como los instrumentos empleados 
en ella. 
 
3.1 Análisis Espectral. 
 
El matemático Francés Jean-Baptiste Joseph Fourier (1768-1830) dijo que “Toda señal 
periódica, sin importar cuan complicada parezca, puede ser reconstruida a partir de 
sinusoides cuyas frecuencias son múltiplos enteros de una frecuencia fundamental, 
eligiendo las amplitudes y fases adecuadas.” 
En la geofísica se pueden tratar señales de diferente naturaleza, en el caso del presente 
trabajo las señales son de tipo sísmico (amplitudes en función del tiempo), dichas señales 
son registradas directamente por los sismómetros y en ellas se encuentra plasmada toda 
la información acerca del comportamiento del terremoto ocurrido. Sin embargo, estas 
señales contienen mucha información en forma muy compleja por lo que resulta bastante 
complicado distinguir a simple vista sus comportamientos característicos sí solo nos 
fijamos en el dominio del tiempo. Entonces ¿de qué manera podemos visualizar con 
mayor precisión aquellas características que no son visibles en el dominio del tiempo? 
Una solución muy usada es el uso del análisis espectral de señales, logrado mediante la 
aplicación de la Transformada de Fourier. 
 
 
 
27 
 
Pero ¿en qué consiste analizar el espectro de una señal y cuál es el objetivo? 
(Lathi, 2001) dice que el análisis espectral consiste en representar... “cualquier función, 
periódica o no, en todo el intervalo (-∞, ∞) en términos de señales exponencial” 
expresadas generalmente como suma (integral) continua de señales exponenciales. 
Mientras que el objetivo del análisis espectral para este trabajo es calcular el espectro de 
aceleración para poder realizar la inversión y encontrar los parámetros de la fuente 
mencionados en los objetivos generales. 
¿Qué es el espectro de frecuencias? 
Si sumamos un número infinito de ondas sinusoidales de amplitudes infinitamente 
pequeñas (análisis de Fourier) seremos capaces de cuantificar la densidad de 
frecuencias y dicha densidad de frecuencias será mayor alrededor de unas frecuencias 
que en otras indicando en qué proporción un armónico particular está contenido en una 
señal, en otras palabras muestra la magnitud o energía de los coeficientes de manera 
gráfica. 
Para el caso de la sismología un análisis de señales resulta de gran importancia para la 
obtención de diferentes parámetros: 
 Calcular el momento sísmico, el radio de la fuente y la caída de esfuerzos usando 
ondas P o S. 
 Obtener la magnitud de momento sísmico 𝑀𝑤 a partir del momento sísmico. 
 Calcular la atenuación sísmica Q de ondas de cuerpo o coda. 
 Calcular la atenuación cercana a la superficie к ó t*. 
 Obtener una estimación de la amplificación del suelo. 
 
3.2 Transformada de Fourier. 
 
La transformada de Fourier es la herramienta matemática que nos permite cambiar de un 
dominio a otro. (Bello, 2009) Define la transformada de Fourier como “... la expansión o 
28 
 
representación de una función como una serie de senos y cosenos”, es una herramienta 
importante que permite analizar ondas y extraer información de ellas. 
A continuación se presentan las expresiones de la transformada de Fourier (FT) y la 
transformada inversa de Fourier (IFT): 
Transformada directa de Fourier (FT): 
Esta expresión describe la FT y nos dice que para una función x(t) existe un equivalente 
X(f) . El espectro, revela la fuerza (energía) de varias componentes de frecuencia, 
ordenadas por frecuencia. La transformada de Fourier actúa como un detector de energía 
en frecuencia-dependiente. (Cáceres, 2007). 
𝑋(𝑓) = ∫ 𝑥(𝑡)𝑒−𝑗2𝜋𝑓𝑡
∞
−∞
𝑑𝑓 (1) 
Dónde: 
t: tiempo (s). 
f: frecuencia (Hz). 
x(t): señal en función del tiempo. 
𝑒−2𝜋𝑓𝑡: Kernel. 
X(f): Espectro en función de la frecuencia. 
 
 Transformada Inversa de Fourier (IFT): 
A partir de la señal transformada, podemos recuperar la señal original usando la 
Transformada Inversa de Fourier (IFT), es importante notar la simetría respecto a la 
Transformada de Fourier (Cáceres, 2007). 
 
𝑥(𝑡) = ∫ 𝑋(𝑓)𝑒𝑗2𝜋𝑓𝑡
∞
−∞
𝑑𝑓 (2) 
 
Dónde: 
t: tiempo (s). 
f: frecuencia (Hz) 
29 
 
x(t): señal en función del tiempo. 
𝑒−2𝜋𝑓𝑡: Kernel. 
X(f): Espectro en función de la frecuencia. 
 
3.3 El método indirecto y el modelo de Brune. 
 
En geofísica es común el uso del método indirecto, el cual consiste en determinar o 
caracterizar propiedades físicas de la materia a partir de datos observados o medidos. 
Un ejemplo de la aplicación del método indirecto es la caracterización estructural del 
interior de la Tierra ya que fue posible gracias a la observación, registro y análisis de 
sismogramas obtenidos a partir de sismos de magnitudes grandes pero sobre todo al 
tratado matemático necesario que se le dio a los datos (inversión de datos sísmicos) para 
determinar profundidades, espesores, velocidades, densidades etc. 
Para lograr esa inversión de datos la geofísica se apoya de aproximaciones que simulan 
un sistema físico con el fin de encontrar valores numéricos (a partir de los datos 
observados) que cuantifiquen alguna propiedad física desconocida. Lo anterior tiene el 
objetivo de poder conocer todas las propiedades físicas necesarias, que permitan dar con 
las soluciones posibles que satisfagan al problema planteado. 
A estas aproximaciones que simulan un sistema físico se les conoce como modelos, los 
modelos tienen un sustento matemático el cual caracteriza y describe cualitativamente 
un fenómeno físico tal. Para el caso de este trabajo se toma el modelo de Brune (1970) 
quese describirá a continuación. 
Brune asume un modelo (Figura 20) para una falla circular con una velocidad de ruptura 
infinita, un radio finito y muestra que la tasa de atenuación del espectro de altas 
frecuencias es ω−2 y que la frecuencia de esquina es inversamente proporcional al radio 
de la fuente. El modelo es adecuado para determinar el área de falla a partir del espectro 
de las ondas S de terremotos de magnitud moderada a pequeña (M<6.0). 
 
 
30 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Se consideró al modelo de Brune como el más adecuado para nuestros datos debido a 
que los sismos presentan magnitudes no mayores a 4. Para sismos M>6.0 un modelo de 
falla rectangular, como el de Haskell, da una mejor aproximación debido a que las 
dimensiones de la falla generadora son considerablemente de mayor tamaño. 
3.4 Definición de parámetros. 
 
Es importante aclarar que tanto las definiciones teóricas como las expresiones 
matemáticas descritas en esta sección responden a la teoría planteada por Brune en su 
modelo. 
 3.4.1 Caída de esfuerzos: 
 
Si el esfuerzo cortante que actúa sobre una falla plana antes y después de un terremoto 
son 𝜎0 y 𝜎1, podemos definir dos parámetros, el esfuerzo promedio (valor medio del 
esfuerzo que actúa antes y después del terremoto) y la caída de esfuerzos 𝛥𝜎 (la 
diferencia entre ellos). 
La caída en los esfuerzos representa la parte del esfuerzo que es empleado en producir 
el deslizamiento de la falla. Para calcular este parámetro podemos usar: 
Figura 20.- Ruptura de una falla circular debido a un esfuerzo de 
corte, modelo de Brune. Tomada de Udías, Madariaga y Buforn 
(2014). 
31 
 
 
𝛥𝜎 =
7
16
𝑀0
1
𝑎3
𝑥10−4 ( 3) 
Dónde: 
Δσ: caída de esfuerzos en bares. 
a: radio de la falla circular. 
10−4: factor de conversión para obtener el caída de esfuerzos en bares. 
𝑀0: momento sísmico. 
 
 
 
 3.4.1.2 𝑀0: 
 
El momento sísmico es una cantidad física con un valor único para cualquier terremoto. 
Puede ser determinado mediante observaciones y estimaciones del área de plano de falla 
y el desplazamiento (Fowler, 2005). Havskov & Ottemöller (2010) proponen la siguiente 
ecuación para poder calcularlo: 
𝑀0 =
𝛺04𝜋𝜌𝑣
3𝑟
0.6𝑥2.0
 (4) 
Dónde: 
𝑀0= momento sísmico Nm. 
𝛺0= nivel espectral de la parte plana (ms) 
𝜌= densidad del medio (
𝑘𝑔
𝑚3
). 
r= distancia hipocentral (m) 
 
Nota: es importante destacar que si usamos las unidades antes citadas el resultado debe 
multiplicarse por un facto de 106 para obtener el 𝑀0 en unidades de Nm. 
 
 3.4.3 Área de la falla: 
 
Sección transversal de una falla circular que es deslizada al momento de la generación 
de un terremoto, se puede calcular mediante: 
 
32 
 
𝑎 =
0.37𝑥𝑣𝑠
𝑓0
 (5) 
Dónde: 
a: área de la falla. 
0.37: factor k para las ondas S. 
𝑣𝑠: velocidad de ondas S. 
𝑓0: frecuencia de esquina. 
 
 
 3.4.4 Frecuencia de esquina: 
 
La frecuencia de esquina (𝑓0) (Figura 21) es el punto en el cual la amplitud del espectro 
decae con una pendiente igual a la 𝑓2, físicamente representa el límite de un sistema en 
el cual la energía que fluye comienza a ser atenuada. Para el caso de este trabajo este 
parámetro no será calculado, se obtendrá a partir del espectro de ondas S. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 21.- a) Las líneas rojas indican la ventana de ondas S seleccionadas para obtener el espectro de desplazamiento; b) 
Muestra el espectro de desplazamiento de ondas S, la flecha roja indica la frecuencia de esquina que para este ejemplo es 
𝑓0 = 5.0 𝐻𝑧. El evento es un terremoto local en la parte central de Sudán. Tomada de (Havskov & Ottemöller, 2010, pág. 
260). 
a) b) 
Frecuencia de 
esquina 𝑓0. 
33 
 
 3.4.5 Factor Q: 
 
El factor Q describe la atenuación, pérdida de amplitud, que sufre un rayo al propagarse 
por un medio y este a su vez envuelve distintos tipos de pérdida de amplitud como: 
dispersión geométrica, atenuación por dispersión, atenuación de superficie cercana (к o 
t*) y la energía que se transforma en calor, mismas que se describen en los siguientes 
párrafos. Havskov & Ottemöller (2010) concluyen que “… para hacer una simplificación 
de capas cercanas a la superficie (1-3 km) Q, generalmente, tiene un valor más bajo que 
en el resto de la trayectoria y tiende a ser un filtro de energía de altas frecuencias (𝑓 >
10 − 20 𝐻𝑧).” Para estudios de terremotos locales es importante separar la atenuación 
en, al menos, dos términos: superficie cercana y el resto de las atenuaciones, con un Q 
constante en cada capa. 
En general, la expresión que describe el decaimiento de la amplitud para estudios locales 
es: 
 𝐴(𝑓, 𝑡) = 𝐴0𝑒
−𝜋𝑓к𝑒
𝜋𝑓𝑡
𝑄(𝑓) (6) 
 
Dónde: 
𝐴0: amplitud inicial. 
𝑄(𝑓): frecuencia que depende de Q. 
𝑓: frecuencia. 
 
 3.4.6 t*: 
 
Tiene una dependencia de la frecuencia, el tipo de sismo (regional, local o telesismo) 
pero más dependerá de la trayectoria del rayo ya que para sismos profundos t* tendrá un 
valor más bajo comparado con un sismo somero. 
 
 
34 
 
 3.4.7 Atenuación por dispersión: 
 
Siempre que existan cambios en el medio (límite entre litologías, tamaño y forma de 
minerales, trampas estructurales etc.) la energía del campo de onda será dispersada en 
diferentes fases, esto dependerá de las propiedades (densidad, porosidad, temperatura 
etc.) del medio y de ellas dependerá la cantidad de decaimiento que se presentará en la 
amplitud de la señal. 
 3.4.8 Dispersión geométrica: 
 
La energía de un frente de onda que emana de una fuente puntual se propaga sobre una 
superficie esférica de tamaño cada vez mayor lo que atenúa la señal. Es dependiente del 
tipo de onda y asumiendo una dispersión esférica constante e independiente de la 
distancia hipocentral tenemos la expresión: 
 
𝐺(𝛥, ℎ) = 𝑟−𝛽 (7) 
 
Nota: para ondas S de campo cercano se asume un valor (𝛽 = 1) y para distancias 
mayores (𝛽 = 0.5) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
35 
 
3.5 Red Sismológica del Valle de México (RSVM) 
 
En los últimos años el Instituto de Geofísica de la UNAM se dio a la tarea de dotar 
de una red sismológica al Valle de México con el fin de mejorar la calidad de los datos y 
las localizaciones de los eventos originados dentro de él, la RSVM cuenta a la fecha con 
28 estaciones funcionando: 16 de ellas distribuidas en la Ciudad de México (CDMX), una 
por cada delegación; y el resto se localizan en algunos municipios del Estado de México. 
La red cuenta con dos marcas diferentes de sismómetros, ambos con la característica de 
ser de banda ancha. Los sismómetros instalados en la CDMX son marca Reftek (Figura 
22a) modelo 151-60 de 6 canales y antena GPS tiene un ancho de banda de 0.0083 Hz 
– 50 Hz (Inc., 2017); por otro lado los sismómetros instalados en el Estado de México son 
marca Güralp modelo CMG-6TD (Figura 23). Estos sensores de tres componentes 
(Vertical, Norte-Sur, Este-Oeste) permiten registrar ondas sísmicas en una amplia banda 
de frecuencias, con respuesta plana a la velocidad del suelo entre 0.03 a 50 Hz (SSN, 
2016). 
El sismómetro de la marca Güralp cuenta con un digitalizador instalado dentro del mismo 
instrumento mientras que el modelo de Reftek no lo incluye, por lo que debe ser 
conectado al digitalizador de la misma marca modelo 130 (Figura 22b). 
Es relevante tener en cuenta dos factores: uno es el muestreo al que se registran e 
interpretan las señales, tenemos que las formas de onda se muestrean a una tasa de 100 
muestras por segundo (mps) mismo rango con el que se localizan; el segundo factor es 
que las señales no se encuentran corregidas por instrumento mediante lo cual se logra 
mediante la aplicación de las funciones de transferencia (archivos de polos y ceros) 
pertinentes para cada estación y componente de la RSVM. 
 
 
 
 
36 
 
En la tabla 2 se muestran imágenes de los instrumentos así como característicasde los 
mismos. 
Instrumentos utilizados en el monitoreo de la sismicidad en el Valle de 
México. 
Sensor Características 
 
 
Sismómetro: 
 Triaxial (ZNE). 
 Respuesta de frecuencia: 0.0083 Hz – 50 
Hz. 
 Sensibilidad: 2400 𝑉/𝑚𝑠−1. 
 Temperatura de operación: -20° C a 60 ° 
C. 
 Distorsión: menos a -80 dB. 
 Canales: 6. 
 
 
 
 Triaxial (ZNE). 
 Vel. de entrada: 100 Hz (con opción a 200) 
de high y low corner 30 s (con opción a 20 
s, 10 s y 1 s). 
 Sensibilidad: 2400 𝑉/𝑚𝑠−1. 
 Ruido propio: -172 dB. 
 Digitalizador a 24-bits a 1 mps. 
 Formato de datos de salida: gcf sobre 
RS232. 
 Almacenamiento de datos: 64 Mb de 
memoria interna (con opción de 
incrementar a 32 Gb). 
 Interfaces de comunicación: Ethernet, 
Wi-fi. 
Tabla 2.- De lado izquierdo se muestran imágenes de los instrumentos empleados para registrar los sismos en la zona de estudio, 
la figura 21 muestra un sismómetro Reftek mientras que la figura 22 muestra un sismómetro Güralp, por otra parte la columna 
de la derecha describe las características técnicas de cada sismómetro. 
 
 
Figura 22.- a) Sismómetro Reftek modelo 151-60 
de 6 canales; b) Digitalizador Reftek modelo 130. 
Figura 23.- Sismómetro Güralp 
modelo CMG-6TD con 
digitalizador incluido. 
a) 
b) 
37 
 
Los instrumentos descritos de la tabal 2 brindan de velocímetros y acelerómetros a la 
RSVM y en el siguiente mapa (figura 24) se puede apreciar la distribución espacial de las 
estaciones en la Ciudad de México y algunos municipios del Estado de México. 
 
Figura 24.- Mapa con estaciones de la RSVM: los polígonos azules muestran aquellas estaciones que cuentan con instrumentos 
Güralp y se encuentran dentro del Estado de México (a excepción de MZVM y PBVM que están dentro de la CDMX), los polígonos 
naranjas muestran las estaciones con instrumentos de la marca REFTEK y se encuentran dentro de la CDMX (una por cada 
delegación/alcaldía) y finalmente los polígonos amarillos muestran la estación de CU y PRIG. Imagen tomada de (Quintanar, y 
otros, 2018) 
 
 
 
 
 
 
38 
 
3.5 Curvas de Ruido Sísmico de la RSVM 
 
La calidad de los registros de datos es de mucha importancia por lo que el uso de modelos 
estándares de curvas de ruido son vitales para poder determinar si el sitio geográfico y 
las condiciones propias de la zona son las adecuadas, (Montoya, 2018) nos dice que los 
modelos estándares de curvas de ruido tienen como objetivo "...definir el rango de 
amplitudes aceptables respecto a las frecuencias que registran los sismómetros, para así 
poder considerar si cuentan con la calidad adecuada de registro. En la siguiente figura 
(figura 25) se aprecian curvas de ruido de las tres componentes de las estaciones de la 
RSVM. Los niveles de ruido se mantuvieron en valores aceptables en intervalos de 
promedio mensual de 0.6-20s (Quintanar, y otros, 2018). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 25.- Curvas de ruido de todas las estaciones de la RSVM, construidas tomando valores de promedio mensual de Marzo 
2017. Imagen tomada de (Quintanar, y otros, 2018) 
39 
 
Capítulo 4. Metodología. 
 
En este capítulo se describe el método empleado para obtener Δσ, 𝑡 ∗ y 𝑀𝑤 para cada 
estación y componente donde se registró de manera clara el arribo de onda S, en el 
primer diagrama de flujo se describen los pasos a seguir divididos en cuatro incisos: a) 
donde se eligen, a partir de un catálogo general, los sismos con epicentro en el VM; b) 
describe como se calcula la localización y profundidad de cada sismo utilizando el 
programa SEISAN; c) menciona la importancia de cortar, corregir y convertir al formato 
adecuado cada registro con el fin de poder derivar la parte de interés del evento (ondas 
S) y obtener el espectro de aceleración; c) describe la parte que nos permitirá obtener 
Δσ, 𝑓0, 𝑀𝑤 y t* de cada sismo y finalmente se muestran los resultados obtenidos. 
 
4.1 Método para obtener Δσ, 𝑴𝒘 y t*. 
 
A través del siguiente diagrama de flujo (Figura 26) se muestra el proceso propuesto para 
encontrar los parámetros Δσ, 𝑡 ∗ y 𝑀𝑤: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 26.- En esta figura se describe el proceso realizado para llegar a la obtención de los parámetros Δσ, 𝑡 ∗ y 𝑀𝑤 siendo: a) 
selección de los eventos de nuestro interés discerniendo los sismos del valle y los del resto del país; b) con ayuda de SEISAN se 
obtiene la localización de los eventos así como su profundidad; c) la forma de onda de las componentes horizontales se deriva 
para obtener el espectro de aceleración y se procesa en el programa ATINDIA; d) se modifican los parámetros necesarios hasta 
obtener Δσ, t* y 𝑀𝑤 coherentes con la zona. 
a) b) c) 
d) 
Obtención 
del espectro 
de 
aceleración. 
Catálogo de 
sismos SSN 
2013-2017. 
Sismos 
VM. 
Sismos 
externos 
al VM. 
Obtención 
localización y 
profundidad. 
Run 
ATINDIA 
Δσ 
𝑓0 
𝑀𝑤 
40 
 
a) 4.1.1 Catálogo del Valle de México. 
 
Para poder elegir y posteriormente procesar los datos primero se filtró el catálogo general 
de los años 2013, 2014, 2015 y 2016, el filtrado consistió en seleccionar los terremotos 
ocurridos dentro del VM y se tomaron las siguientes coordenadas: paralelos 19° 22’ y 
19° 30’ N y meridianos 98° 47’ 98° 51 O. Cabe destacar que el catálogo general de un 
año incluye la sismicidad ocurrida y calculada durante ese periodo en todo el país por lo 
que delimitar el área de estudio reduce considerablemente la cantidad de sismos a tratar. 
Una vez hecho la selección de sismos obtuvimos un catálogo de 61 sismos en el VM 
mostrados el apéndice I de este trabajo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
41 
 
 4.1.2 Localización y profundidad. 
 
Una vez descargadas a 100 muestras las formas de onda de cada evento (componentes 
Z, N-S y E-O) se calcularon sus localizaciones y profundidades con ayuda del software 
SEISAN bajo la lógica del siguiente diagrama de flujo (Figura 27): 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Picar arribo de onda P y S de la estación 
más cercana. 
Revisar todas las estaciones donde el 
evento sea visible y picar P y S. 
¿Se obtuvo un rms < 
0.5 y una profundidad 
congruente con la 
zona? 
Se habrá obtenido una localización y una 
profundidad. 
Fin. 
Sí 
No 
Figura 27.- Diagrama de flujo que describe la lógica empleada en la obtención 
de localización y profundidad de los sismos. 
42 
 
Ponderar los arribos de las ondas es importante para SEISAN a la hora de que realiza el 
cálculo, normalmente entre más peso se asigne a un arribo más se le toma en cuenta 
para el cálculo de la profundidad y localización. Los pesos van de 0 - 4 y cada número 
representa un porcentaje de confiabilidad siendo: 0 - 100% de confiabilidad, 1 - 75%, 2 - 
50%, 3 – 25% y 4 – 0% de confiabilidad. 
Cabe destacar que el SSN ocupa modelos de velocidades diferentes para calcular los 
terremotos ocurridos en el país y la selección del modelo dependerá de la región donde 
se originó, la zona correspondiente al VM tiene un modelo propio mismo que fue utilizado 
para determinar localización y profundidad de los terremotos. 
 
c) 4.1.3 Espectros de aceleración y procesamiento en ATINDIA. 
 
1.- Cortar y corregir la señal 
1.1 Cada terremoto descarga una hora de registro por lo que es necesario delimitar la 
parte del registro que contiene al terremoto, normalmente abarca no más de dos 
minutos. 
1.2 La señal debe ser corregida por instrumento por lo que se aplica una función de 
transferencia para cada estación, y a su vez, para cada componente, ambos pasos 
se realizaron con el programa SAC. 
2.- Obtención del espectro de amplitud de aceleración. 
1.1 Fue necesario convertir la señal, que se encontraba en formato .sac, a un texto 
plano .txt 
1.2 Una vez teniendo el archivo en .txt se copia la segunda columna y se pega en otro 
.txt se guarda y se cambia el formato deUNIX a DOS. 
1.3 En el programa degtra se leé el archivo anteriormente generado y se selecciona 
el comienzo y fin de las ondas S y se deriva la parte seleccionada (Figura 28). 
 
 
 
43 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
3.- Finalmente en el programa ATINDIA se introduce el espectro de amplitud de 
aceleración obtenido en el paso anterior con el fin de obtener espectros sintéticos. 
 
d) 4.1.4 Cálculo de Δσ, 𝑀𝑤 y t*. 
 
Se modifican los valores de estos tres parámetros dentro de rangos coherentes para el 
VM, se generan espectros sintéticos y con una rutina en Matlab se compara cada sintético 
con el observado para determinar cuál tiene el mínimo error con el observado y finalmente 
se grafica sintético vs el observado como se muestra en la figura 29. Es importante 
destacar que en ATINDIA también se modificaba la velocidad de onda S en función de la 
profundidad de cada sismo de acuerdo a la tabla 3. 
 
Figura 28.- La parte azul muestra la selección y derivación de la ventana donde fue observado claramente el arribo de la onda-S 
para el sismo del 19/07/2014 en la estación de AMVM, el sismo superior muestra la componente vertical E-W mientras que la 
inferior la componente N-S. La parte derecha roja muestra el espectro de aceleración de amplitud de la parte seleccionada del 
lado izquierdo. 
Ventana de onda-S Inicio onda-S 
Final onda-S 
Ventana de onda-S 
Final onda-S 
Inicio onda-S 
44 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tabla 3.- Modelo de velocidades de corteza para el Valle de México elaborada por Z. Jiménez en la década de 1970 y modificada 
por Haskov y Singh (Delgadillo, 2001) 
Figura 29.- Se muestra un ejemplo donde se comparan los espectros: observados (línea roja), 
calculados (línea azul) que en teoría contiene los valores Δσ, 𝑀𝑤 y t* correspondientes a el evento 
ocurrido el 2013-12-01. 
45 
 
Capítulo 5. Resultados Y Análisis. 
 
En el presente capítulo se analizan los resultados obtenidos en capítulo anterior y se 
realiza un análisis de los sismos en función del tipo de suelo presente en el VM, cada tipo 
de suelo afecta de manera particular a Δσ y t* por lo que se espera que las características 
físicas propias de cada suelo que ofrece al paso de ondas sea un factor que haga variar 
a Δσ, 𝑀𝑤 y t*, finalmente con el análisis realizado se formularán conclusiones. 
5.1 Resultados 
 
Una vez aplicado el proceso de la sección 4.1 al catálogo inicial pasamos de tener 61 
sismos a solo poder procesar y obtener resultados de 20 distribuidos por años de la 
siguiente manera: 
 2013: 10 sismos analizados. 
 2014: 7 sismos analizados. 
 2015: 3 sismos analizados. 
 2016: 0 sismos analizados. 
En 2015 se tenían originalmente seis sismos, el bajo número podría deberse a que existió 
un vacío de información de casi dos meses debido a problemas técnicos. 
En tanto en 2016 se tenía una lista original de 18 eventos pero 13 de ellos son de origen 
volcánico por lo que quedan fuera de la teoría que hasta ahora hemos planteado, el resto 
no fueron apreciables en el arribo de onda-S y uno estuvo fuera de la zona de estudio. 
Los epicentros de los eventos pueden apreciarse en el siguiente mapa (Figura 30): 
 
 
 
 
 
46 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 30.- Los círculos azules muestran la distribución espacial de los epicentros 
dentro del VM; por otro lado las líneas negras delgadas muestran las fallas dentro 
de la zona de estudio. 
47 
 
Por otro lado la siguiente tabla (Tabla 4) muestra los resultados de realizar el proceso de 
la sección 4.1 de este capítulo: 
No Fecha Hora (GMT) Latitud (°) Longitud (°) Prof. (km) Mw t* (s) Δσ (bares) 
1 28/11/2014 19:10 19.3753 -99.2245 8 2.0 0.05 31.00 
2 01/12/2014 10:02 19.3673 -99.2317 5 2.2 0.04 30.00 
3 01/12/2014 09:12 19.3548 -99.2268 3 1.9 0.05 23.25 
4 01/12/2014 08:50 19.353 -99.2158 5 3.3 0.02 31.00 
5 01/12/2014 10:45 19.36 -99.2287 1 2.2 0.03 36.00 
6 04/09/2013 08:03 19.447 -98.8225 3 2.8 0.04 20.00 
7 24/10/2015 00:28 19.424 -99.19 2 2 0.04 25 
8 01/12/2013 18:04 19.376 -99.1875 3 2.1 0.05 35.00 
9 21/06/2015 16:52 19.3293 -99.1553 4 2.2 0.06 23.50 
10 24/08/2014 11:32 19.2528 -99.1095 3 2.5 0.06 35.33 
11 24/06/2013 02:46 19.4197 -98.9188 3 2.5 0.04 30.00 
12 19/01/2013 04:47 19.33 -99.12 5 2.7 0.06 42.50 
13 25/08/2013 10:23 19.3197 -99.097 2 2.9 0.07 35.00 
14 25/08/2013 20:35 19.353 -99.1213 2 2.5 0.08 38.75 
15 25/08/2013 15:47 19.3115 -99.1022 2 3.0 0.07 45.00 
16 04/09/2013 10:46 19.36 -99.03 5 2.8 0.07 45.00 
17 25/08/2013 20:43 19.3725 -99.0995 2 3.1 0.07 41.75 
18 06/09/2014 00:26 19.443 -99.0585 7 1.6 0.07 31.17 
19 09/04/2015 08:38 19.4022 -99.0728 7 2.0 0.08 34.00 
20 16/06/2013 17:10 19.3918 -99.0988 3 2.9 0.06 45.00 
Tabla 4.- La tabla muestra por columnas: fecha; hora de ocurrencia (GMT); coordenadas latitud y longitud; profundidad en km; 
magnitud (𝑀𝑤); factor de atenuación (t*) y caída de esfuerzos (Δσ) en bares. Los últimos tres parámetros son los de mayor 
importancia para este trabajo. 
 
5.2 Distribución espacial de los epicentros. 
 
El mapa de la figura 31 muestra los epicentros de los sismos distribuidos en el VM 
 Epicentros: representados por círculos. 
 Profundidad: diferenciada por colores siendo los más cálidos los más someros 
mientras que los colores más fríos representan aquellos sismos con mayor 
profundidad 
48 
 
 Magnitud: a mayor tamaño del círculo mayor es la magnitud del mismo. 
Mientras que el mapa de la figura 32 muestra los epicentros de los sismos analizados y 
el tipo de suelo donde se originaron diferenciados por diferentes polígonos y sobre todo 
por colores: 
 Gris: Suelo I, consolidado. 
 Amarillo: Suelo II, transición. 
 Verde claro: Suelo IIIa, no consolidado. 
 Verde obscuro: Suelo IIIb, no consolidado. 
 Naranja: Suelo IIIc, no consolidado. 
 Rojo: Suelo IIId, no consolidado. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
49 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 32.- muestra círculos de diferentes tamaños relacionados con la magnitud del sismo, el color se asocia a la profundidad 
(rojo 0-3 km, verde 3.1-6 y azul >6 km) mientras que las líneas negras más delgadas muestran las fallas presentes en la zona de 
estudio. 
50 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 33.- muestra círculos de diferentes tamaños relacionados con la magnitud del sismo, el color se asocia a la profundidad 
(rojo 0-3 km, verde 3.1-6 y azul >6 km) mientras que las líneas negras más delgadas muestran las fallas presentes en la zona de 
estudio. 
51 
 
Podemos asociar el espesor de sedimentos con cada tipo se suelo, de manera general 
podemos decir que en zonas donde el espesor de sedimentos es mayor tendremos 
suelos NO consolidados mientras que en zonas con menor o nulo aporte de sedimentos 
el suelo tenderá a ser consolidado. Lo anterior se ilustra en la siguiente figura (Figura 33). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 34.- Muestra el espesor de los sedimentos, las partes que tienden más hacia el color blanco 
representan zonas de poco o nulo espesor de sedimentos y se relacionan con suelos 
consolidados; las partes de color rojo obscuro muestra zonas de gran espesor asociado a suelos 
menos consolidados. Tomada de (IINGEN, 2018). 
52 
 
5.3 Resultados Obtenidos. 
 
A continuación se presenta la tabla 5 (variante de la tabla 4), la diferencia radica en el 
color de las filas asociado a un tipo de suelo diferente: gris-ZI-suelo consolidado, amarillo-
ZII-suelo de transición y verde-amarillo-rojo-ZIII (a, b, c y d)-suelo no consolidado. Ambas 
tablas muestran los parámetros Δσ, 𝑀𝑤 y t* obtenidos mediante el análisis espectral, la 
tabla 5 tiene dos columnas extras en su extremo derecho que muestran el promedio de 
Δσ y t* de ZI, ZII