INTRODUCCIÓN

La separación entre la placa continental norteamericana y las placas oceánicas Rivera y Cocos coincide con una trinchera oceánica que se extiende a lo largo de toda la costa del pacífico, desde la boca del Golfo de California hasta el extremo sur de México. La convergencia de las placas provoca la subducción de las placas oceánicas por debajo del continente (Figura 1) (Singh y Pardo, 1993). La relación entre los sistemas de fallas regionales, el vulcanismo y las cuencas lacustres en la región central poniente de la Faja Volcánica Transmexicana (FVTM) depende directamente del régimen neotectónico. De hecho, se considera la FVTM como el resultado de uno de los sistemas geológicos más complejos, en donde el régimen tectónico convergente y el arco magmático han evolucionado de forma bastante heterogénea, mostrando transformaciones notables en su posición, geometría y composición (Pardo y Súarez, 1995; Ferrari y Rosas-Elguera., 2000).

La extraordinaria diversidad magmática de la FVTM (Pasquarè et al., 1991; Gómez-Tuena et al., 2005), y su posición con respecto a la trinchera de subducción, dependen por una parte de la interacción entre la placa norteamericana y las dos placas oceánicas independientes (Rivera y Cocos), y por otra parte de los parámetros geométricos, geofísicos y composicionales que se modifican constantemente a lo largo de la trinchera (Figura 1) (Guzmán-Speziale y Zúñiga, 2016).

En el sector central de la FVTM, y en particular en Michoacán y Guanajuato, se desarrolló uno de los campos volcánicos monogenéticos más espectaculares del mundo durante los últimos 3 Ma, con alineamientos importantes de conos NE-SO, N-O y NNO-SSE (Hasenakay Carmichael, 1985; Pasquarè et al., 1991; Guilbaud et al., 2012; Siebe et al., 2014; Pola et al., 2015; Osorio-Ocampo et al., 2018; Ramírez-Uribe et al., 2019; Macías and Arce, 2019).

A pesar de que el extenso vulcanismo de este campo volcánico recubre las posibles evidencias de un fallamiento anterior al Plioceno, existen fallas normales de dirección ONO-ESE y ENE- OSO, afectando a rocas del Plioceno (extremos occidental y oriental del campo volcánico). Así mismo, un análisis estadístico de la orientación de los centros de emisión magmática muestra que la mayor parte de los alineamientos de conos monogenéticos tienen una orientación ONO-ESE y E-O, paralela a estos sistemas de fallas (Cano-Cruz and Carrasco-Núñez, 2008; Mazzarini et al., 2010; Cebriá et al., 2011; Le Corvec et al., 2013; Mahgoub et al., 2017; Reyes-Guzmán et al., 2018; Gómez-Vasconcelos et al., 2020; Olvera-García et al., 2020).

Aunado al vulcanismo, en la porción centro-occidental de la FVTM se han desarrollado una serie de cuencas lacustres alargadas en dirección Este-Oeste que están controladas por un régimen neotectónico transtensivo y claramente definido por los grandes sistemas de fallas recientes y activas que, junto con el vulcanismo, determinan la morfología de la región (Suter, 2001, Garduño-Monroy et al., 2009; Gómez-Vasconcelos et al., 2021). El área de estudio pertenece al sector central de la FVTM, caracterizado por una serie de depresiones alargadas E-O limitadas por sistemas de fallas con clara componente extensiva. Un ejemplo claro lo constituyen las depresiones que controlan el paisaje como son los grabenes de Cuitzeo y Acambay (Figura 1). Este fallamiento morfoestrusctural regional forma el sistema Chapala-Tula y Morelia-Acambay (Pasquarè et al., 1991; Suter et al., 1992; Suter et al., 1995a y 1995b; Johnson, 1986; Martínez-Reyes y Nieto-Samaniego, 1990; Gómez-Vasconcelos et al. 2020, 2021).

Con base en los datos sísmicos, el sector central de la FVTM responde a una zona transtensiva lateral izquierda (Ego y Ansan, 2002; Suter, 2001), confirmado por las medidas paleomagnéticas realizadas a diferentes escalas a lo largo de las fallas E-O de la porción central y oriental de la FVTM (Urrutia-Fucugauchi, 1986).

El SFMA y su actividad reciente

El Sistema de fallas Morelia-Acambay (SFMA) consiste en una serie de fallas normales de dirección E-O a NE-SO que afectan a la parte central de la FVTM. Se trata de una franja de ~30 km de ancho responsable de las depresiones tectónicas de Zacapu, Cuitzeo y Acambay (Suter, 2001; Israde-Alcántara et al., 2010a y 2010b). Las fallas E-O de este sistema actuaron a partir del Mioceno medio-tardío (7–9 Ma), mientras que las fallas NNO-SSE del Oligoceno y Mioceno temprano se han reactivado sucesivamente, desplazando y controlando a las depresiones lacustres E-O (Garduño-Monroy et al., 2001, 2009; Mendoza-Ponce et al., 2018). En algunos estudios (Suter et al., 1995b) el análisis cinemático indica que algunas fallas empezaron su actividad posiblemente en el Plioceno temprano con movimientos laterales izquierdos a transtensivos, para luego volverse progresivamente más extensionales.

Hasta la fecha sólo algunas fallas han sido reconocidas como activas durante el Cuaternario tardío, y sólo algunas han sido asociadas a eventos sísmicos históricos (Dobson y Mahood, 1985; Sánchez-Garcilazo, 2000; Garduño-Monroy et al., 2009; Singh et al., 1996; Suter et al.1992, Suter, 2001). Sin embargo, en este sector se han presentado varios sismos ligados a rupturas superficiales que se asocian a la tectónica transtensional de la FVTM (Ego y Ansan, 2002; Rodríguez-Pascua et al., 2010), sobre todo como producto de la actividad del sistema de fallas Morelia-Acambay. Algunas de las fallas que atraviesan la parte central de México afectan unidades rocosas con edades fechadas menores a 750 ka (Suter, 2001; Gómez-Vasconcelos et al., 2021). Los trabajos de paleosismología realizados en el área de Acambay, Los Azufres, Morelia y Pátzcuaro (Langridge et al., 2000; Gómez-Vasconcelos et al., 2020; Soria-Caballero et al., 2021), detectan eventos sísmicos estimados en cinco grados de magnitud y registrados en las secuencias lacustres de las zonas (estructuras de licuefacción o de avalanchas). En la Ciudad de Morelia, en el segmento denominado falla de Morelia (anteriormente conocida come “La Paloma”), se observa un evento sísmico que desplazó a un paleosuelo con cerámica del periodo Clásico (Israde-Alcántara et al., 2010a y 2010b; Garduño-Monroy et al., 2009; Suter, 2016). Por otro lado, en las secuencias lacustres del Pleistoceno-Holoceno de la región de Acambay se observa una gran discordancia angular entre dos secuencias lacustres, la inferior con grandes pliegues y corrimientos de dirección NO-SE. Esta deformación compresiva fue observada en las regiones de Ixtlahuaca, Maravatío y Cuitzeo (Rodríguez-Pascua et al., 2010; Israde-Alcántara et al., 2010a y 2010b). En la zona del campo geotérmico Los Azufres, las unidades volcánicas más jóvenes (fechadas en 0.15 Ma) están afectadas por un sistema de fallas normales E-O (Arce et al., 2012).

Los desplazamientos de fallas en el área de estudio fueron estimados a partir de evidencias de paleosismos y de análisis morfologicos de escarpes de fallas (Szynkaruket al., 2004), mientras que la morfología fue analizada por Gomez-Vasconcelos et al. (2021). El resultado de la recopilación de datos sismotectónicos permite estimar el máximo evento sísmico esperado para esta área, dando un valor de magnitud de M=7.1 y con un periodo de retorno entre 60 y 100 mil años (falla de Tarímbaro-Álvaro Obregón). El intervalo mínimo de recurrencia es de 4.5–8 mil años para sismos de magnitud entre 5.8–6.5, para la falla Central Morelia (Peredo et al. 2021). La falla de Charo presenta el mismo máximo potencial de magnitud esperada de M=7.1, pero con una recurrencia mucho más corta, entre los 6.7 y los 10 mil años (Rodriguez-Pascua et al., 2010). Todos estos segmentos se encuentran cercanos a la ciudad de Morelia, lo que implica la necesidad de llevar a cabo estudios específicos de peligrosidad y riesgo sísmico.

Los sismos más recientes generados en diferentes segmentos de la falla Morelia-Acambay han sido los de 1912 y 1979. El sismo de Acambay de 1912 fue un sismo de magnitud Ms=6.9 (Urbina y Camacho 1913), que a través de análisis paleosismológicos se ha estimado de magnitud entre 6.8 y 7 (Langridge et al., 2000) y que generó grandes daños en el centro de México. Posteriormente el sismo de Maravatío, Michoacán, en 1979 causó daños importantes en la ciudad; el sismo tuvo una profundidad de 8.2 km y una Mb de 5.3 (Astiz, 1986). Los sismos históricos también presentan evidencias en las fallas E-O del campo geotérmico de Los Azufres. En la región de Pátzcuaro, las estructuras E-O de SFMA también se asocian a sismos fuertes ocurridos durante épocas prehistóricas e históricas. Por ejemplo, la secuencia lacustre de Jarácuaro, en el sector meridional del lago Pátzcuaro ha registrado por lo menos tres sismos importantes (Período Post-Clásico, 1845 y 1858) (Garduño et al., 2009). El sismo de 1858 (magnitud estimada de ~7.3) provocó un tsunami de 2 m de altura descrito en los archivos históricos (Langridge et al., 2000). Un sismo similar en la actualidad devastaría esta zona del estado de Michoacán, la cual está ocupada por poblaciones de alta densidad. De hecho, el 17 de octubre de 2007, ocurrieron tres sismos en la ciudad de Morelia que fueron ligados a la falla normal derecha de la Central o de la falla normal izquierda de la falla Morelia. Este hecho corroboraba la sismicidad potencial de las fallas E-O y NE-SO de la FVTM (Garduño-Monroy et al., 2001, 2009).

En época prehistórica la zona de Pátzcuaro estuvo también sujeta a diferentes eventos sísmicos. Uno de ellos (M=7.3) ocurrió durante el Pleistoceno y produjo el colapso del sector norte del volcán El Estribo provocando una avalancha de escombros (Pola et al., 2014; Osorio-Ocampo et al., 2018; Gómez-Castillo et al., 2020). La tectónica del área y los sismos asociados modelaron el paisaje, levantando las secuencias lacustres durante el Cuaternario. Estos eventos han quedado registrados en la sedimentación del lago (Israde-Alcántara et al., 2010a y 2010b; Garduño-Monroy et al., 2009) y han generado grandes cambios en su morfología que seguramente alteraron no sólo la evolución del lago, sino también condicionaron los asentamientos humanos históricos de la región. Otros eventos sísmicos importantes fueron los de 1911 (M=7.9) y de 1985 (M=8.1) con periodos de recurrencia de 74 años (Singh et al., 1981). Sin embargo, los datos de macrosismicidad existentes son limitados y es difícil establecer un periodo de recurrencia confiable para estos eventos.

En investigaciones recientes se han realizado modelos 3D a partir de más de 1300 mecanismos focales de M≥5.5 de la Fosa Mesoamericana en el área de México (Giner-Robles et al., 2021). Los resultados de este estudio muestran una zonación influenciada por el ángulo de subducción y el aumento del ángulo de convergencia hacia el SE, en relación con el acoplamiento mecánico de subducción. Esto se refleja en la aparición de menos sismos inversos en la convergencia de la Placa de Rivera con la Placa de Norteamérica, en comparación a la Placa de Cocos con la Placa norteamericana. La geometría 3D propuesta corrobora la distribución espacial de grandes sismos, el ángulo de subducción, la presencia de corrientes mantélicas a 100 km de profundidad y la presencia de sismos en fallamiento normal (Giner-Robles et al., 2021).

METODOLOGIA Y APORTACIONES

A pesar de su actividad tectónica reciente y sísmica actual, varios aspectos del SFMA permanecen desconocidos hasta la fecha. Entre ellos figuran su formación, su cinemática, su actividad, así como su interacción con las estructuras tectónicas preexistentes y su patrón de desarrollo en el tiempo y el espacio. En este trabajo se busca aclarar algunos de los aspectos mencionados, integrando la aplicación de los modelos cinemáticos de fallas medidos en campo con la configuración tectónica regional a partir de datos tectónicos y geomorfológicos. En particular se discuten algunas de las características más importantes del sector centro occidental de la FVTM haciendo énfasis en las siguientes cuestiones: ¿cuáles son los sistemas de falla que han operado desde el Plioceno y cuales siguen activos?, ¿cuáles son las fases de deformación claramente distinguibles y bajo qué régimen de esfuerzo han actuado y actúan en el presente?, ¿cuál es la distribución espacial de las trayectorias del campo de esfuerzo y deformación en esta área?, ¿cuáles son las orientaciones de fallas favorables al campo de esfuerzo y, por ende, potencialmente activas?

Para poder contestar a estas preguntas se enfocó el estudio hacia dos objetivos principales:

1) Realizar un análisis geológico-estructural para identificar el régimen de deformación reciente; este último definido a partir del análisis de poblaciones de fallas.

2) Realizar un estudio regional de datos sísmicos para definir el régimen de esfuerzo actual a partir del análisis de los mecanismos focales de sismos.

Para el análisis sísmico consideramos un área más amplia de la zona de análisis de poblaciones de fallas, siempre perteneciente al mismo régimen neotectónico. Tanto el análisis estructural de poblaciones de fallas como el análisis de mecanismos focales de sismos se pueden considerar estudios a escala regional.

Durante el levantamiento geológico-estructural de campo se tomaron unos 1200 datos de planos de fallas repartidos en 66 estaciones estructurales.

Los datos más importantes y útiles para el análisis estructural son los de planos de fallas con estrías. En todos los casos posibles se midieron los ángulos de buzamiento (dip o echado o inclinación del plano, según la terminología), sentido de buzamiento (dip direction o rumbo del echado), cabeceo (pitch o slip) y el sentido de movimiento (normal, inverso, derecho, izquierdo) derivado de la interpretación cinemática de los indicadores. La determinación del estado de esfuerzos-deformación se basa en el análisis de indicadores de paleoesfuerzos en deformación frágil. Para eso es importante establecer la edad de los materiales en los que se realizan las medidas y observaciones, a fin de poder acotar la edad de la deformación y, con ello, establecer el estado de los paleoesfuerzos.

Los métodos utilizados fueron el meso y microestructural, basados en el análisis poblacional de fallas. La metodología es análoga a la utilizada para obtener estados de esfuerzos actuales, con la diferencia de que no se utilizan mecanismos focales de los que se conoce la fecha de registro del sismo, sino diagramas de diedros rectos y de dirección de máximo acortamiento horizontal (Ey), derivados del análisis de las poblaciones de fallas de las que hay que determinar correctamente los períodos de actuación. Recordamos que el valor de dirección de Ey indica el máximo acortamiento horizontal y siendo este valor calculado con el modelo de deslizamiento es estrictamente un valor de deformación que coincide con la de máxima compresión horizontal. Los resultados que proporcionan estos análisis son coherentes con los obtenidos mediante otros métodos (por ejemplo, el método de inversión de esfuerzo), y tienen la ventaja de que son aplicables a deformaciones con un rango temporal muy amplio. También permiten estudiar el carácter de reactivación o neoformación de una población de fallas bajo un tensor de esfuerzos determinado.

El análisis de las poblaciones de fallas se realizó mediante el modelo de deslizamiento y el método de diedros rectos. El modelo de deslizamiento (Reches, 1983) intenta explicar el hecho de que, en condiciones triaxiales de deformación frágil, tanto naturales como experimentales, las fracturas se disponen según una simetría ortorrómbica con respecto a los ejes fundamentales del elipsoide de deformación (ei). Este modelo se deduce a partir del criterio de fractura de Navier-Coulomb, e incluye como un caso particular (deformación plana, e2=0) el conocido modelo de fracturación de Anderson (1951), el cual presenta una simetría de los planos de falla de tipo monoclínica. El empleo del modelo de deslizamiento se debe a su utilidad para separar grupos de datos que se acomodan a una misma dirección de acortamiento o extensión horizontal, y a que permite asignar sentidos de movimiento teóricos a las fallas a las que no se les ha podido asignar en el campo. Estas dos acciones resultan muy útiles para el procesamiento de los datos. Durante la aplicación del modelo de deslizamiento se ha comprobado el cumplimiento de las premisas necesarias por parte de los datos de campo, además de los posibles errores angulares en la toma de estos datos con un rango máximo de ±5º. En el caso de existir un desajuste generalizado de los datos, se ha comprobado la presencia de deformaciones posteriores, retrodeformando la posible estructura previa a su posición original. Además del análisis numérico, se ha realizado una serie de representaciones gráficas con los resultados obtenidos del mismo, que incluyen los diagramas de rosas de dirección Ey de máxima compresión horizontal y factor de forma K’.

Por otro lado, el método de diedros rectos (Angelier y Melcher, 1977) se aplica tanto a el conjunto total de datos de cada estación, como a las subpoblaciones divididas con el modelo de deslizamiento. Se trata de un método geométrico que se basa en limitar para cada falla las zonas del espacio compatibles en compresión y extensión, superponiendo estos campos en proyección estereográfica. Cada plano de falla y su estría sirven para dividir el espacio en cuatro cuadrantes, siendo los planos que los limitan el plano de falla y otro auxiliar normal a él y cuyo polo es la estría. De este modo se obtuvieron soluciones gráficas que han permitido comprobar la presencia de más de un estado de esfuerzo/deformación en cada estación.

El último método de análisis es el de los mecanismos focales de sismos y la determinación del plano de falla a partir de la resolución de datos de primer impulso (strike, dip y slip) (Angelier et al., 1982; Gephart y Forsyth, 1984); Harmsen y Rogers, 1986; Michael, 1984; De Vicente, 1988; Capote et al., 1991).

Una vez que se calculan las direcciones de esfuerzos-deformación puntuales a partir del análisis de mecanismos y población de fallas, se comparan los resultados obtenidos. De los datos puntuales (irregularmente distribuidos) se pasó a la representación espacial, bidimensional-continua mediante el cálculo de las trayectorias de esfuerzos-deformación, usando el programa de cálculo Cratos 1.1 en su aplicación FEX (aplica el modelo de deslizamiento de Recher para definir el valor de Ey de cada falla y de cada estación). A partir de los valores puntuales georeferenciados se genera el mapa de trayectorias que representa el campo de deformación de la fase considerada.

ANÁLISIS ESTRUCTURAL

Hemos sintetizado los resultados del estudio estructural de las estaciones de campo en la Tabla S1 del suplemento electrónico. Las estaciones de la zona sur y oriente de la ciudad de Morelia se presentan en las Figuras 2 y 3, cerca del escarpe de la falla Morelia con un salto morfológico de más de 200 m. En las tres estaciones estructurales (estaciones 2Fray-Juan, 1FiltrosCa y Filtros2) se tomaron datos sobre los planos de falla con estrías que desplazaron las lavas “Mil Cumbres” de composición andesita-basáltica (21.5 Ma, Gómez-Vasconcelos et al., 2015), sobrepuesta por la secuencia de flujos piroclásticos de la caldera de Atécuaro del Mioceno (Ignimbrita o Cantera de Morelia) que tiene una edad de 16.8 Ma (Gómez-Vasconcelos et al., 2015). En la estación 2Fray-Juan se encuentra un plano de falla que buza hacia al norte con una inclinación variable de 70–85° y una dirección ENE-OSO. Las estrías indican que la falla es de tipo normal dando una dirección N68° del valor promedio de Ey de máximo acortamiento horizontal. Todos los diagramas de análisis para esta estación describen una falla ENE-OSO normal con una dirección de compresión N68° y una dirección de extensión NNO-SSE (Tabla S1, Figuras 2 y 3).

En el caso de la estación 2Fray_Juan donde las fallas son normales, la dirección de Ey tiene la misma dirección del σ2 (eje principal horizontal mayor), siendo el σ1 vertical y el σ3 horizontal de extensión y ortogonal al valor de Ey. En el caso de las estaciones 1FiltrosCa y Filtros2, caracterizadas por fallas direccionales puras, la dirección de Ey coincide con la de σ1, siendo éste el eje mayor horizontal (con eje σ2 vertical y σ3 horizontal ortogonal a Ey).

En el Cerro Punhuato, al este de Morelia, se levantaron cuatro estaciones (Tabla S1, Figura 2). Se trata de un complejo volcánico andesítico de 16.3 Ma (Gómez-Vasconcelos et al., 2015) con numerosos planos de fallas tanto direccionales como normales. Las estaciones 15CentCult y 16Instituto están caracterizadas por fallas normales NE-SO que dan una dirección de Ey NE-SO (N52-59°), es decir una extensión NO-SE, mientras que las estaciones 14Cinepolis y 17Tres Marías tienen fallas direccionales NE-SO y normales NNE-SSO dando una dirección de Ey N27-32° (NNE-SSO).

En la estación denominada 4GaSalaman, al norte de Morelia en la salida a Salamanca (Tabla S1, Figura 4), hay paredes de ignimbrita y lavas pertenecientes a la secuencia de Cuitzeo (18 Ma, Avellán et al., 2020). Aquí hay dos sistemas evidentes de planos de fallas subverticales. Al primer sistema pertenece un plano con direcciones NNO-SSE y con estrías subverticales poco evidentes (planos antiguos). Las fallas están cortadas por un segundo sistema de fallas, con direcciones ENE-OSO y NE-SO, y muestra estrías subhorizontales (fallas direccionales puras) con indicadores cinemáticos que identifican un movimiento izquierdo. Entre los dos sistemas de fallas hay una zona de apertura de falla.

El más antiguo es un sistema de fallas normales que indican un azimut de N154° de dirección de Ey, siendo el segundo un sistema de fallas con movimiento de tipo lateral puro y con una dirección de máxima compresión horizontal Ey de N53° (Tabla S1, Figura 4, estación 4GaSalamanca). Esta relación temporal entre los dos sistemas de planos de fallas es muy importante porque permite establecer una cronología de fases de deformación. Otras estaciones de esta zona son las de 8Arenero, 5SalErande, 6ElColegio y 7PeñaPanal (Tabla S1, Figura 4).

En estas estaciones, las fallas normales han basculado los horizontes de 5–10° hacia el sur. En este caso, la relación entre las fallas normales y direccionales puras resulta temporalmente invertida, afectando igualmente horizontes piroclásticos del Mioceno (misma unidad de la estación 21Copandar, unos 2 km hacia el poniente). Las fallas NNE-SSO normales están menos inclinadas y basculan los horizontes 10–15° hacia el sur, mientras que los planos de desgarre resultan completamente verticales, es decir, no han sufrido basculamiento; por lo tanto, son posteriores a las fallas normales (Figura 5).

En la zona de Charo-Indaparapeo-Aeropuerto de Morelia afloran sedimentos lacustres del Plioceno perteneciente al proto-lago de Cuitzeo (Figura 6). Estos sedimentos intercalados con depósitos piroclásticos evidencian en varios sitios desplazamientos normales y de desgarre con direcciones de planos muy variados. La estación 11AeroTunel presenta grandes planos normales y normal-direccionales, orientados NNO-SSE (Figura 7). Las fallas desplazan horizontes lacustres formando horst y grabenes a la escala del afloramiento. La dirección Ey de máximo acortamiento coincide con la dirección de las fallas NNO-SSE. En la zona de Zinapécuaro y del campo geotérmico de Los Azufres (Figura 6) se encontraron planos de falla característicos de deformación reciente afectando unidades del Pleistoceno. La estación 24Yerbabuena (carretera de Zinapécuaro a Los Azufres) corta unos domos dacíticos y flujos piroclásticos del Pleistoceno tardío (menos de 28 ka, C. El Mozo, Arce et al., 2012). En este sitio se encuentran unos planos de falla con orientación ESE-ONO y estrías con ángulos de 65–70°. Estas fallas son de tipo normal-direccional izquierdo que dan una dirección N104° de máximo acortamiento horizontal (Ey). Se trata de una deformación trastensiva ESE-ONO con componente izquierda y extensión NNO-SSE.

En las estaciones 55 y 56 de Los Azufres (Figura 8) la orientación de Ey es E-O y se manifesa con planos de falla normal pura E-O que afectan domos riolíticos de 0.76 y 0.93 Ma. Además, encontramos combinaciones de fallas E-O normales y direcciones de planos NE-SO normal-direccionales y direccionales puras, afectando lavas andesíticas y piroclastos de 0.93 Ma (56Azufres).

En otras estaciones de esta zona se encontraron planos con direcciones variables, siempre desplazando los depósitos lacustres miocénicos y siempre con una dirección principal de Ey NNO-SSE (9Caseta, 10AutopAr y 25CharoInd). Sin embargo, todas estas estaciones están caracterizadas por tener fallas con direcciones diferentes que podemos dividir en dos grupos: NNO-SSE (normales y normal-direccionales) y ESE-ONO a E-O (normal-direccionales y direccionales). Esta última tendencia da una dirección de Ey casi ortogonal a la anterior, es decir una dirección E-O de máximo acortamiento. Desde el punto de vista cinemático, los dos sistemas no son compatibles, más bien pertenecen a dos fases deformativas separadas, siendo la más antigua (Mioceno temprano) la de compresión NNO-SSE y la más reciente (Mioceno medio-tardío al presente) es la E-O con base en relaciones cronológicas de otras estaciones, por ejemplo, 11AeroTunel y 4GasSalaman (Figura 7).

En el costado sur de la autopista Morelia-México, cerca del entronque con la autopista Morelia-Aeropuerto, se encuentra un cono de escoria denominado La Mina. En esta estación (23LaMina), el cráter volcánico resulta desplazado por una falla normal (Figura 9). La importancia de esta estación está en el hecho que los planos de falla aquí encontrados cortan tanto el cono miocénico como también los depósitos piroclásticos holocénicos. Por lo tanto, se trata de fallas activas recientes. El segundo aspecto es que hay dos direcciones de fallas normal-direccionales. El sistema principal está definido por fallas E-O y ESE-ONO normales y normal-direccionales, mientras que hay otros planos con direcciones NNE-SSO normales o normal-direccionales. La relación temporal entre las dos familias de fallas indica que el sistema E-O es posterior, cortando el anterior (NNE-SSO). Se trata de dos sistemas de fallas cinemáticamente separados con direcciones diferentes de máximo acortamiento horizontal (Ey). El sistema de fallas más antiguo, probablemente miocénico, tiene direcciones de compresión NNE-SSO mientras que el sucesivo (holoceno) es E-O.

Sin embargo, ambas direcciones afectan también depósitos recientes y, por lo tanto, se consideran variaciones temporales de una deformación perteneciente a la misma fase compresiva NE-SO. De hecho, el valor de dirección de Ey es N64° y concuerda con el promedio de las estaciones con fallas que desplazan unidades Pliocenas-Cuaternarias en toda el área de estudio. Esto significa que el sistema de fallas micénico viene reactivado durante el régimen neotectónico compatiblemente con la deformación mas reciente.

ANÁLISIS DE LA SISMICIDAD

Análisis de la sismicidad instrumental regional

Para la definición del actual régimen de esfuerzos operante en este sector central de la FVTM, nos enfocamos en el estudio de los sismos intraplaca superficiales de ruptura cosísmica de falla. Se analizaron los datos disponibles en el Global Centroid-Moment-Tensor (CMT) de Harvard (http://www.globalcmt.org/), los datos proporcionados por el Servicio Sismológico Nacional Mexicano (SSN), los archivos del Instituto de Geofísica de la UNAM, así como la base de datos del U.S. Geological Survey (USGS). Los sismos registrados en el área comprenden desde el año 1973 al año 2020 (el catálogo del SSN no incluye años anteriores a 1997).

Los sismos se caracterizan por presentar magnitudes bajas (Mw entre 3 y 6) y tasas de recurrencias de 4500 a 100000 años por segmento de falla (datos recopilados para el área de estudio). La mayor parte de los registros se refieren a sismos superficiales de baja magnitud y en algunos casos están incompletos los datos de la llegada del primer impulso de onda sísmica (dirección, buzamiento y cabeceo). Las bases de datos mencionadas sirvieron para un primer análisis de distribución y caracterización de la actividad sísmica de la zona. Del mapa de los sismos registrados podemos apreciar la distribución de los epicentros, su rango de magnitud y su profundidad (Figura 10).

Para tener una visión integral de la problemática sísmica en México se recalcularon los mecanismos focales de la base de datos y se procesaron los datos sísmicos con el programa Cratos para determinar la dirección Ey de máxima compresión horizontal o la de máxima extensión, según el caso, para cada mecanismo focal. Sucesivamente, se calcularon las trayectorias de máxima compresión (líneas rojas) y extensión (líneas azules), ambas horizontales y que representan el campo de esfuerzos actual (Figura 11).

La distribución de las líneas del campo es coherente con una tectónica de subducción. La línea punteada verde separa la franja donde las trayectorias de máxima compresión (rojas) tienen direcciones NE-SO y las de extensión casi ortogonales NO-SE. Al contrario, en la franja intraplaca (al noroeste de la línea puenteada verde) se intercambian las direcciones principales del campo de esfuerzos horizontales. En esta zona, las líneas NE SO son las de extensión (azules). Cabe mencionar que en la zona central de México las líneas del campo de esfuerzos cambian a direcciones N-S para las trayectorias de extensión y E-O para las trayectorias de compresión.

El cambio del régimen de esfuerzos se da en el sector de la FVTM (línea verde discontinua de la Figura 11), indicando que el cinturón volcánico está asociado a una tectónica más compleja de la relacionada a la dinámica simple de zona de subducción. Esto se ve reflejado, en parte, en el área de estudio (recuadro interno de Figura 11) que corresponde al sector central de la FVTM.

Durante el último siglo, muchos de los sismos intraplaca, que ocurrieron en la parte central de la FVTM a lo largo de las fallas E-O, han tenido magnitudes de 4.1<mb<6.9. Los datos utilizados para el análisis de mecanismo focal se obtuvieron a partir de publicaciones (Ego y Ansan, 2002; Singh y Pardo; 1993; Astíz-Delgado, 1980), así como de instituciones (UNAM y CENAPRED, en 1995), y comunicaciones personales (Garduño-Monroy y Andreani). Todos son sismos someros (epicentros entre 2 y 18 km) con magnitudes moderadas (entre 2 y 5.3) y se pueden diferenciar con respecto a su origen y significado estructural y tectónico.

En el mapa de la Figura 11 se ubicaron mecanismos focales y las soluciones de los planos de fallas correspondientes (marcados en línea sólida). Para cada mecanismo focal correspondeun valor y dirección de máxima compresión horizontal (Ey) derivado del plano de falla.

Los sismos asociados al SFMA (en negro) son aquellos que muestran una trastensión horizontal que va de N-S a NNO-SSE y una compresión horizontal Ey de N61° a N105° (Figura 11), cuya solución de mecanismo focal se asocia a fallas sísmicas orientadas E-O de tipo dirección-normal con componente lateral izquierda. Se incluye también el evento cosísmico registrado en la falla de Laguna Larga en el campo geotérmico de Los Azufres, considerado como resultado de un sismo histórico que desplazó horizontes de suelo reciente (Figura 12).

DISCUSIÓN

Fases de deformación y trayectorias del campo de deformación

La primera observación que se puede hacer es que las estaciones con una dirección de Ey en el rango N133°–N164° son escasas y afectan generalmente a rocas más antiguas del Plioceno tardío: prácticamente no hay estaciones con orientaciones de compresión de Ey en el cuadrante NO-SE que afecten a unidades cuaternarias. Por lo tanto, esta deformación frágil es la más antigua presente en el área de análisis estructural y se ha denominado Fase 1. Se trata de una fase de deformación frágil anterior al Pleistoceno cuya máxima actividad se manifiesta durante el Mioceno tardío. Se trata de una fase caracterizada prevalentemente por fallas NNO-SSE (a veces NO-SE) normales (secundariamente normal-direccionales), con planos inclinados 60–70° hacia el NE y SO, formando sistemas de horsts y grabens alargados NNO-SSE.

En cambio, direcciones de acortamiento horizontal Ey en el cuadrante NE-SO, opuesto al anterior, se encuentran en fallas que afectan a todas las unidades (Tabla S1). Esto no implica necesariamente que esta fase de deformación haya sido activa desde el Mioceno. Seguramente se trata de una fase reciente que desplaza unidades Plio-Cuaternarias, denominadas por eso Fase 2, que desplaza todas las unidades presentes en la zona de estudio.

Si la hipótesis es correcta, se deben encontrar pruebas de su veracidad en las relaciones directas temporales entre las dos fases de deformación en algunos de los sitios de levantamiento de datos estructurales. Este es el caso de la estación 4GaSalaman (Figura 4), en donde un primer sistema de planos de fallas normales NNO-SSE está cortado por un segundo sistema de planos, con direcciones ENE-OSO y NE-SO, de fallas direccionales izquierdas. En este caso, los planos NNO-SSE son anteriores a las fallas ESE-ONO/ENE-OSO. En las demás estaciones en donde se encontraron las dos direcciones de fases de deformación, la relación temporal ha sido inequívoca o simplemente no se pudo determinar, pero nunca contraria.

La Fase 2 afecta unidades del Plioceno temprano (unos 4 Ma aproximadamente) y continua durante el Cuaternario hasta el presente. Este sistema afecta gran parte de las unidades presentes en el área de estudio, a veces reactivando, desplazando o superponiéndose (según el caso) al sistema antiguo de Fase 1, como queda manifiesto en las unidades anteriores al Plioceno que han sufrido ambas fases de deformación.

En estas unidades se levantaron 31 estaciones estructurales, tres de las cuales manifiestan dos sistemas de movimiento. De las restantes estaciones, 16 mostraron sistemas de fallas E-O/ENE-OSO y NE-SO, normales y secundariamente normal-direccionales, y siete estaciones con sistemas de fallas NE-SO y E-O normales-direccionales o mixtas (normales y de desgarre cinemáticamente compatibles), y sólo siete estaciones con direcciones de planos que varían desde NNO-SSE hasta E-O de fallas direccionales puras o direccionales-normales.

Si ahora consideramos las 36 estaciones en unidades oligo-miocénicas, encontramos que en siete estaciones se distinguen ambos sistemas de fallas, mientras que en otras seis se encontraron solamente rasgos del sistema NNO-SSE de Fase 1. Por lo tanto, en muchos casos, las fallas del sistema reciente no son neoformadas, son reactivaciones de planos más antiguos quedando influenciadas cinemáticamente por rasgos estructurales del sistema NNO-SSE que puede ocasionar desviaciones locales de la dirección Ey de máximo acortamiento horizontal. El análisis de patrones de los sistemas de fallas pertenecientes a la fase deformativa reciente (Fase 2) muestra que en 20 estaciones las fallas son NNE-SSO a E-O de tipo direccional y sólo en ocho estaciones prevalecen fallas NE-SO y ENE-OSO con componente normal.

Como hemos visto, la dirección de Ey resulta variable de estación a estación desde NNE-SSO hasta ESE-ONO (N20°–N104°), por lo tanto, el cuadrante NE-SO se debe de considerar como el de compresión para este régimen de esfuerzo Plio-Cuaternario.

La variación en el espacio de la dirección de máximo acortamiento se puede analizar reconstruyendo el mapa espacial bidimensional de las trayectorias horizontales de deformación a partir de los valores azimutales de Ey calculados para cada estación estructural. Habiendo separado dos fases de deformación, recostruimos el mapa de trayectorias para cada fase separadamente.

Analizamos la deformación más antigua de la Fase 1, y proyectamos en un mapa los valores angulares de máxima compresión (Ey) pertenecientes a este régimen de deformación para cada estación. La Fase 1 reactiva y desplaza lineamientos más antiguos, y resuta ser la que tiene menos evidencias y datos debido a dos razones: primero por tener sobrepuesta la deformación neotectónica plio-cuaternaria y segundo porque gran parte del área de estudio está cubierta por unidades más jóvenes (vulcanismo plio-cuaternario del campo Michoacán-Guanajuato, sector central de la FVTM). El resultado se puede apreciar en el mapa de trayectorias de Fase 1 (Figura 13) donde se puede observar cómo las direcciones NNO-SSE de máximo acortamiento son bastante constantes siendo que la concentración de los datos se ubica entre el límite sur del lago de Cuitzeo, Morelia y el norte de la morfoestructura de Tzitzio. De hecho, este antiguo pliegue-falla (Paleoceno-Oligoceno) tiene una dirección igualmente NNO-SSE, siendo un rasgo tectónico que quedó sepultado por el vulcanismo miocénico de la Sierra de Mil Cumbres y los productos plio-cuaternarios de la FVTM. Es evidente cómo las trayectorias de compresión son compatibles con la orientación de la estructura del pliegue-falla de Tzitzio y su prolongación hasta el Valle de Santiago (Lago de Yuriria) y también con otros lineamientos estructurales de orientación similar, como el sistema Maravatío-Ciudad de Hidalgo y el sistema que corta el graben de Zacápu hasta Cointzio (Gómez-Vasconcelos et al., 2021).

Las trayectorias de deformación de Fase 1 en toda el área son coherentes con el régimen de esfuerzo compresivo NO-SE/NNO-SSE (Figura 13). A pesar de que esta orientación es paralela a la tectónica miocénica denominada Basin and Range en su límite sur de México, parece ser que esta Fase 1 es la reactivación de las estructuras del Plioceno temprano, aunque su límite temporal superior llega hasta el Pleistoceno ya que se encontraron planos de fallas pertenecientes a este sistema desplazando productos volcánicos piroclásticos con esta edad.

Para el mapa de trayectorias de deformación de neoestructuras recientes (Fase 2), los datos puntuales son mucho más abundantes y variables en cuanto a orientación. Por lo tanto, las líneas del campo resultan más curvilíneas y desviadas por efectos locales (Figura 14).

Como se puede notar, la dirección general de Ey es NE-SO y la de extensión NO-SE, sin embargo, en la zona cercana al lineamiento estructural NNO-SSE, denominado Tzitzio-Valle de Santiago, las curvas presentan una inflexión y las líneas azules de máximo acortamiento horizontal se desvían hacia el norte con una tendencia a ponerse paralelas al rasgo estructural de Tzizio (Figura 14).

El cambio en la orientación de Ey se puede interpretar como un fenómeno de desviación en proximidad de una discontinuidad que en este caso es la presencia de la antigua megaestructura de Tzizio-Valle de Santiago. Esta discontinuidad funciona como zona de debilidad o franja de menor rigidez con respecto a las unidades aledañas y, por esto, en proximidad de la estructura la dirección de Ey tiende a ponerse paralela mientras que la dirección de extensión se desvía hacia la perpendicular.

Análisis actual de mecanismos focales y trayectorias del campo de esfuerzos

Si por un lado el SFMA es sísmicamente activo, también resultan reactivadas algunas fallas NNO-SSE pertenecientes al sistema Basin and Range (Cuencas y Sierras). La secuencia de pequeños sismos de Sanfandila del 1998, con epicentro al sureste de la ciudad de Querétaro en el límite norte de la FVTM, muestra un resultado de mecanismos focales con una orientación de extensión E-O derivados de fallas del sistema TSMFZ. Los eventos ocurridos al sur de esta región muestran rasgos pertenecientes a la tectónica ligada al SFMA con una dirección de extensión N-S. Por lo tanto, los sismos de Sanfandila marcan, en la zona de Querétaro, el límite entre los dos sistemas tectónicos del SFMA y del Basin and Range. La solución de fallas para estos sismos es de tipo normal a normal direccional con rumbos NNO-SSE alineados al sistema Basin and Range. Otros sismos que pertenecen a este régimen de esfuerzos son los denominados Ixmiquilapan-Este de 1976 y el sismo ocurrido al NO de San Salvador en 2003. En ambos casos los sismos están asociados con un fallamiento NE-SO, pero de tipo direccional izquierdo en el primer caso, mientras el segundo es de tipo normal. El análisis de los valores de los planos de fallas asociados a este régimen muestra unas direcciones de máxima compresión horizontal, con Ey N151°.

Las trayectorias del campo actual de esfuerzos horizontales se trazaron a partir los valores del plano de falla cosísmica (strike, dip y slip) resultante de los mecanismos focales y del sucesivo cálculo de la dirección azimutal de Ey y Ex (Figura 12).

En el área centro occidental del corredor Pátzcuaro-Zacapu-Morelia-lago de Cuitzeo-Acámbaro-Los Azufres, las trayectorias de compresión Ey (en rojo, Figura 12) tienen orientaciones NE-SO uniformes, mientras las trayectorias de extensión Ex (en azul) son ortogonales, es decir NO-SE aproximadamente. Al este de Maravatío las trayectorias hacen una rotación en el sentido horario de casi 45°, las direcciones de Ey llegan a ser E-O en la zona de graben de Acambay ESE-ONO en la zona oriental. Por ende, las direcciones de máxima extensión horizontal aparecen entre N-S y NNE-SSO. Esta tendencia concuerda, en general, con las trayectorias de paleo esfuerzos plio-cuaternarios resultado del estudio estructural de población de fallas (Figura 14).

En la zona noreste, hacia Querétaro-Ixmiquilapan, las trayectorias mantienen la tendencia, pero con una permutación secundaria de los ejes de esfuerzo, es decir, que la dirección de Ey y Ex se intercambia. Esta permutación de los esfuerzos horizontales responde al estado de esfuerzo de la zona resultado de los sismos de Sanfandila (Querétaro), Ixmiquilapan-Este y San Salvador. La tectónica ligada a estos eventos sísmicos responde al sistema de fallas del Basin and Range, caracterizada por fallas NO-SE y NNO-SSE de tipo normal a normal direccional (régimen extensivo ENE-OSO). Es evidente que este régimen de esfuerzo sigue activo en la zona límite entre la tectónica propia del SFMA. Considerando esta zona como activa para los dos sistemas de esfuerzos, hemos dejado una zona de trayectorias en color gris (Figura 14) que indica precisamente que las direcciones de máxima compresión y extensión horizontales son N-S y E-O (o viceversa) con la posibilidad de activación en un sentido u otro.

Comparación de los análisis de las trayectorias del campo de esfuerzos

Si analizamos conjuntamente en un mapa la distribución de las macroestructuras y las trayectorias del campo de deformación, podemos interpretar la dinámica de los sistemas de fallas presentes en la zona de estudio y su posible cinemática de movimiento (Figura 14). En particular, las fallas potencialmente activas son todas aquellas que tienen orientaciones favorables con respecto a las direcciones de las líneas de compresión y de extensión horizontales del campo de deformación. Además de su potencial de reactivación, se puede predecir cuál puede ser su dirección y sentido de desplazamiento. Por ejemplo, donde la dirección de Ey es NE-SO resulta que los escarpes de falla orientados NE-SO son potencialmente activos y su movimiento continuará dándose con desplazamientos de tipo normal extensivo, formando escalones en el terreno y creando hundimientos de bloques. Estos tramos de fallas corresponden a estructuras con una geometría tipo en échelon donde la componente lateral izquierda es paralela a la dirección E-O. Las fallas con esta dirección también son activas y tendrán componente normal direccional izquierda o lateral pura.

En este contexto de compresión horizontal NE-SO y extensión horizontal NO-SE, pueden estar presentes rasgos estructurales antiguos como los planos de fallas normales NNO-SSE. En este caso, los lineamientos N-S hasta NNO-SSE se reactivan como fallas direccionales o normal-direccionales (con componente derecha si su buzamiento es hacia el ESE).

La mayor estructura que responde a esta cinemática es el lineamiento NNO-SSE regional de Tzizio-Valle de Santiago. En la zona al sur del Lago de Cuitzeo entre la zona del Aeropuerto de Morelia, Álvaro Obregón e Indaparapeo, esta estructura se ha movido como una gran falla direccional derecha desplazando los escarpes de fallas normales y las depresiones alargadas E-O. A su vez, el lineamiento NNO-SSE resulta afectado en algunos sectores por las fallas E-O con una componente de movimiento lateral izquierdo respondiendo a la cinemática y a la geometría de deformación (Figura 14, círculo amarillo).

La cinemática del fallamiento indica cómo los rasgos NNO-SSE influyen generando una componente lateral derecha (Figura 14, flechas naranjas), mientras los lineamientos ENE-OSO y E-O funcionan como fallas normales direccionales izquierdas (Figura 14, flechas rojas). Por su parte las fallas NE-SO tenderán a ser normales formando en conjunto una estructura transtensiva en échelon (zona de circulo amarillo). Esta acción simultánea de los sistemas de falla no es anómala ya que hemos visto que la dirección de Ey resulta variable de NNE-SSO hasta E-O dependiendo de la zona, pero también ha estado cambiante durante el Cuaternario.

Los sistemas de fallas observados en la región central de la FVTM, orientados ENE-OSO y E-O, tienen orientación diferente a los sistemas de fallas normales, orientados NNO-SSE; se deben a esfuerzos de flexión inducidos por gravedad en la parte topográficamente alta del arco y son generados por la interacción de placa en la Fosa Mesoamericana (Dewey y Suárez, 1991). Estos sistemas son considerados producto de regímenes de esfuerzos que controlan áreas diferentes (Suter, 2001). Sin embargo, de nuestro estudio estructural de campo parece evidente que a pesar de que las estructuras NNO-SSE son lineamientos posiblemente originados y asociados a un régimen de esfuerzo más antiguo, son reactivados y coexistentes con la actividad de las fallas ENE-OSO. Esto de acuerdo con un mecanismo interpretado como sistema de fallas normales ENE-OSO de reciente formación y de fallas de transferencia NNO-SSE (Olvera-García et al., 2020).

Independientemente de su origen, los mecanismos focales analizados en la región de la FVTM confirman la presencia de un régimen de transtensión lateral izquierda con dirección de extensión orientada de NNO-SSE a N-S, es decir, contraria y perpendicular a la del sistema de falla NNO-SSE que indica una extensión ENE-OSO (Figura 15). En otros casos, los mecanismos focales muestran cómo en zonas limítrofes del SFMA se pueden dar sismos en planos de falla NNO-SSE reactivados (sistema Basin and Range), como es el caso de los sismos de Sanfandila, San Salvador NO (Figura 15). Prueba reciente de esta actividad la encontramos en las crisis sísmicas del Tancítaro (1997) y Parícutin (2003), cuyos mecanismos focales de origen magmático revelan fracturas tipo cracks, orientadas NO-SE (Ey=130°), alineadas a la estructura de San Juanico-Buenavista.

Si comparamos las trayectorias del campo de deformación reciente (deformación Plio-Cuaternaria calculada a partir del análisis estructural de poblaciones de fallas, Figura 14) con las trayectorias del campo de esfuerzo actual (derivado del análisis de mecanismos focales), su uniformidad de tendencia y compatibilidad resulta evidente (Figura 12). Esto a pesar de que las líneas del campo de deformación (líneas delgadas) son más detalladas porque derivan de un mayor número de datos puntuales, es decir, pueden reflejar ciertas desviaciones locales a una escala menor.

Con respecto a las direcciones generales de Ey y Ex, los dos campos son claramente paralelos, infiriendo que el régimen tectónico instaurado a partir del Mioceno medio se ha mantenido constante durante el Cuaternario hasta nuestros días. Otra observación importante es que las trayectorias cambian levemente de rumbo pasando desde el O hacia el E del área de estudio, es decir, que hay una rotación de las líneas en sentido horario que hace que la dirección de máxima compresión (Ey) pase de direcciones NE-SO en el sector Pázcuaro-Zacapu-Morelia-Cuitzeo-Acámbaro hasta valores más E-O a partir del sector Maravatio-Acambay. Lo que concuerda con las direcciones de las morfoestructuras a escala regional (Figura 15).

Figura 14. Mapa esquemático regional de las principales estructuras y su relación con las trayectorias de máxima compresión (rojo) y extensión (azul) horizontales, para el régimen de deformación plio-cuaternario (Fase 2). El círculo amarillo indica la zona de desvío de las trayectorias del campo de deformación por interferencia con la antigua megaestructura de Tzizio-Valle de Santiago.

 

Figura 15. Mapa de sobreposición entre las trayectorias del campo de deformación reciente derivado del análisis de población de fallas (líneas delgadas) y las trayectorias del campo de esfuerzo actual derivado del análisis de mecanismos focales (líneas gruesas).

 

CONCLUSIONES

La Faja Volcánica Transmexicana (FVTM), en su sector central, se ha emplazado sobre una estructura constituida por bloques morfotectónicos hundidos y levantados, limitados por fallas normales NNO-SSE y NO-SE, transversales al SFMA. Estos rasgos estructurales son la herencia de la tectónica oligo-miocena conocida como Basin and Range y han sido posteriormente reactivados con el campo tectónico actual. En el límite sur del área de estudio, el rasgo NNO-SSE más importante es el lineamiento de Tzizio-Valle de Santiago, una antigua estructura de pliegue-falla sepultada que ahora responde al régimen de esfuerzo actual como falla regional direccional derecha. En otros límites de la FVTM (Querétaro, Taxco-San Miguel de Allende), las estructuras del sistema NNO-SSE resultan sísmicamente activas bajo el régimen de deformación de horsts y grabens alargados NO-SE (sismos de Sanfandila, San Salvador NO e Ixmiquilapan-Este). Este sistema Basin and Range es opuesto y coexistente con la deformación del SFMA. Otra manifestación importante de la influencia de las estructuras NO-SE son los alineamientos volcánicos con estos rumbos presentes en el campo volcánico Michoacán-Guanajuato.

Los datos cinemáticos indican que el SFMA inicialmente se formó como régimen de máxima compresión horizontal orientado NNE-SSO, principalmente con fallas laterales izquierdas con algunas fallas inversas asociadas, ambas con un desplazamiento incipiente, pero constante a lo largo de la FVTM. Actualmente, el sistema se desarrolla en extensión NNO-SSE y es ligeramente oblicuo al rumbo del SFMA. Sin embargo, dado que las fallas laterales e inversas cortan también (aunque en menor número) rocas del Pleistoceno medio-tardío y Holoceno, la contracción sigue influyendo en el desarrollo del SFMA.

La dirección de máxima compresión horizontal (Ey) del SFMA resulta variable pero limitada al cuadrante NE-SO (Ey de N20° a N104°). Además, la dirección de Ey cambia constantemente de rumbo pasando de un sector a otro del SFMA. Se puede notar que hay una rotación en el sentido horario que hace que Ey pase de direcciones NE-SO en el sector occidental (Pátzcuaro-Zacapu-Morelia-Cuitzeo-Acámbaro), hasta valores E-O en el sector oriental (Maravatio-Acambay), coherentemente con las direcciones de las morfoestructuras a escala regional. En consecuencia, la máxima extensión horizontal NO-SE con componente izquierda modela el paisaje formando cuencas alargadas y limitadas por estructuras de grabenes y semigrabens orientados E-O, resultados de fallas sísmicas normales-direccionales, así como semigrabens NE-SO que obedecen a cinemáticas de fallas en apertura y geometría en échelon, como resultado de un sistema de fallas normal y de transferencia respectivamente.

Las trayectorias del campo de deformación reciente (deformación plio-Cuaternaria) y las trayectorias del campo de esfuerzo actual resultan claramente paralelas, indicando que el régimen tectónico instaurado a partir del Mioceno medio se ha mantenido constante durante el Cuaternario.

 

AGRADECIMIENTOS

Este trabajo fue dirigido por Víctor Hugo Garduño-Monroy quien dio sus conocimientos a la comunidad geológica de México y de distintos países con gran entusiasmo. Su escuela estará vigente por muchos años a través de sus colegas y alumnos.

Agradecemos a Isabel Israde-Alcántara por las discusiones de las sucesiones lacustres y por la revisión y sugerencias a este manuscrito.

 

SUPLEMENTO ELECTRÓNICO

La Tabla S1 se puede descargar en <www.rmcg.unam.mx>, desde la página de vista previa/resumen de este artículo.

 

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