0787414

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UNIVERSIDAD NACIONAL AUTÓNOMA DE MÉXICO 
POSGRADO EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
CENTRO DE GEOCIENCIAS 
 
 
 
ESTUDIO DE SISMOS RECIENTES (Mw > 7) EN LA ZONA DE SUBDUCCIÓN MICHOACÁN-COLIMA-
JALISCO, MÉXICO 
 
 
 
T E S I S 
 
QUE PARA OPTAR POR EL GRADO DE: 
DOCTOR EN CIENCIAS DE LA TIERRA 
(Sismología) 
 
 
PRESENTA: 
MARIA DEL ROSARIO MARTINEZ LOPEZ 
 
 
Director de Tesis: 
Dr. Carlos Mendoza 
Centro de Geociencias 
 
 
 
 
 
Juriquilla Querétaro, México, Abril del 2019 
 
UNAM – Dirección General de Bibliotecas 
Tesis Digitales 
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“Declaro conocer el Código de ética de la Universidad Nacional Autónoma de México, 
plasmado en la Legislación Universitaria. Con base en las definiciones de integridad y 
honestidad ahí especificadas, aseguro mediante mi firma que el presente trabajo es original 
y enteramente de mi autoría. Todas las citas de, o referencias a, la obra de otros autores 
aparece debida y adecuadamente señaladas, así como acreditadas mediante los recursos 
editoriales convencionales” 
 
 
 
 
DEDICATORIA 
 
 
Este trabajo se lo dedicó principalmente a mis hijos que son dos personas muy especiales 
que cambiaron mi vida. Gael eres el mejor hijo con tu entusiasmo y tu hermosa sonrisa me 
ayudaste que todo fuera más fácil. Hijo en los momentos que sentía que no iba lograrlo te 
veía con esa alegría que te caracteriza y con tus ocurrencias, todo era mas sencillo. Eres lo 
máximo hijo. Jade eres más hermosa de lo que hubiera imaginado, tu siempre tan centrada, 
hablándome como si fueras mayor, cuando solo eres una niña. Los dos son lo máximo, lo 
que me impulsó en los días que sentía que no iba acabar la tesis, los miraba y sabía que no 
podía dejarlo. Gracias por estar en mi vida. Los amo hijos. Además, le dedico mi trabajo a 
mi esposo Robinson A. Martínez debido que siempre ha estado conmigo apoyándome en 
todo momento. 
 
 
También, le quiero dedicar este trabajo a mis padres que gracias a ellos he logrado mis 
objetivos. A mi padre Pedro Martínez y mi madre Rafaela López que en paz descanse. Hace 
unos meses te fuiste mamá. Me hubiera encantado que vieras mi tesis terminada. Este 
trabajo no lo hubiera logrado sin el apoyo de mis ocho hermanos: Cesar, Angelica, Hector, 
Roberto, Poncho, Miny, Manuel y Tere. 
 
 
 
 
AGRADECIMIENTOS 
 
En particular, agradezco a mi tutor Dr. Carlos Mendoza por apoyarme y guiarme en este 
trabajo de investigación. Sin su apoyo hubiera sido muy díficil culminar esta investigación 
debido que sus correcciones y comentarios enriquecieron mucho este estudio. 
Al Dr. Ramon Zúñiga por sus aportaciones, comentarios y correcciones durante el desarrollo 
del doctorado. Al Dr. Juan Martín Gomez Gonzalez por sus comentarios. 
A mis sinodales de tesis la Dra. Xyoli Perez Campos, el Dr. Miguel Angel Santoyo, el Dr. 
Victor Hugo Marquez y el Dr. Ramón Zúñiga. 
Al Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología (CONACYT) por el apoyo de la beca (registro: 
202358) otorgado para poder realizar el doctorado. 
A los proyectos UNAM/PAPIIT IN104013, UNAM/PAPIIT IN104317 y el proyecto 
CONACYT Problemas Nacionales-PN2015-639. 
Quiero agradecer a la UNAM y en particular al Centro de Geociencias por brindarme todas 
las facilidades para desarrollarme tanto en el ámbito académico. 
Tambien agradezco al personal administrativo del Centro de Geociencias (CGEO) en 
especial a Martha Pereda debido que siempre me ayudo en los tramites administrativos en 
los primeros semestres del doctorado. A Blanca L. Rendón Juárez y Armando Ramírez 
Morán que siempre me apoyaron adminstrativamente. Tambien a Ulises M. Alvarez y César 
Alfredo Contreras Zamora que me dieron todo su apoyo para tener acceso a la nube y poder 
asi correr mis programas. Además agradezco al Ing. Emilio Nava Alatorre por su valioso 
apoyo. 
Un agradecimiento muy especial a todos mis compañeros del CGEO. En especial a mis 
compañeros Francisco, Edgar, Gonzalo, Rosalia, Ericka, Rodrigo, Paola y Maria. 
 
 
 1 
I N D I CE 
 
RESUMEN 2 
 
ABSTRACT 4 
 
INTRODUCCIÓN 6 
 
CAPITULO I. Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de 
Michoacán-Colima-Jalisco, México. 
 11 
 
CAPÍTULO II. The Mw 7.3 Papanoa, Mexico earthquake of April 18, 
2014: Implications for recurrent M> 7 thrust earthquakes in western 
Guerrero 
 28 
 
CAPÍTULO III. Caracterización de asperezas de sismos recientes en la 
zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 
 43 
 
CONCLUSIONES 62 
 
REFERENCIAS 66 
 
ANEXO A 70 
 
 
 2 
RESUMEN 
En esta tesis se presentan tres trabajos de investigación de eventos sísmicos recientes de 
magnitud mayor de Mw 7 que han ocurrido en el contacto interplaca de Michoacán-Colima-
Jalisco. En el estudio se aportan nuevos conocimientos que ayudan a entender el 
comportamiento de los sismos mayores en esta sección de la zona de subducción. También, 
en este trabajo se examinan las ubicaciones de las asperezas para diferentes ciclos sísmicos. 
Los resultados obtenidos en este estudio tendrían aplicación al estudio del potencial sísmico 
en la zona de subducción de México. 
 
En el primer trabajo se determinó el ancho de la zona de acoplamiento sismogénico con base 
en el análisis de hipocentros y mecanismos focales de los sismos ocurridos en la zona de 
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco entre 1964 y 2008. En la zona de Michoacán donde 
subduce la placa de Cocos bajo la placa de Norteamérica se determinó una profundidad 
máxima de 40 km. Esta profundidad es mayor que la profundidad de 25 km propuesta 
anteriormente para esta placa. Para la placa de Rivera, la profundidad máxima fue de 40 km, 
consistente con lo que habían propuesto anteriormente otros autores. A partir de la 
profundidad máxima se determinó el ancho del contacto sismogénico para la placa de Cocos 
y de Rivera. Estos resultados tienen implicaciones importantes para la estimación del ancho 
máximo de las rupturas sísmicas y la magnitud máxima esperada en la zona de subducción. 
 
En el segundo trabajo se determinó el modelo de deslizamiento del sismo de 18 de abril 2014 
(Mw 7.3) ocurrido en Papanoa, Guerrero. Este modelo se obtuvo mediante la inversión de 
ondas P y SH en desplazamiento. El evento ocurrió en donde se habían registrado los sismos 
de magnitud mayor de Mw 7 de 1943, de 1985 y de 1979. Se compararon las zonas de alto 
deslizamiento de los diferentes eventos que representan las asperezas en las zonas de contacto 
interplaca. Se observó que las asperezas no se empalman. Esto sugiere que la ubicación de 
las asperezas de los eventos recientes ocurridos en el noroeste de Guerrero no se ha repetido 
en los últimos 70 años. Estos resultados tienen aplicación en los estudios de potencial sísmico 
y en la simulación del movimiento del suelo. 
 
 
 3 
En el tercer trabajo se redeterminaron de manera sistemática los modelos de deslizamiento 
de sismos mayores de Mw 7 ocurridos de 1981 a 2003 en la zona de subducción de 
Michoacán-Colima-Jalisco. Se invirtieron las formas de onda P y SH registradas a distancias 
telesísmicas. Se utilizó una parametrización de la falla que permite una amplia flexibilidad 
en la duración de dislocación.Se examinaron las zonas de alto deslizamiento para investigar 
las propiedades e incertidumbres de las asperezas utilizando un procedimiento donde se 
varían los parámetros de entrada que se utilizan en la inversión. En el procedimiento se 
realizaron 300 inversiones independientes para cada evento tomando en cuenta los posibles 
errores en la geometría de la falla, la profundidad del hipocentro y la velocidad de ruptura. 
Los resultados indican que las dimensiones de las asperezas se mantienen dentro de un mismo 
rango, lo que implicaría la existencia de asperezas relativamente homogéneas en la zona de 
contacto sismogénico de Michoacán-Colima-Jalisco. Los resultados del estudio indican que 
el procedimiento de muestreo de los parámetros de entrada ofrece una alternativa para 
determinar las posibles incertidumbres en los modelos de deslizamiento obtenidos utilizando 
los registros telesísmicos. 
 
Los resultados obtenidos en esta tesis sugieren que la magnitud máxima esperada a lo largo 
de la zona de subducción de Michoacán y de la zona de subducción de Colima-Jalisco es 
similar (Mw 8.3) en ambas zonas. Esto considerando las dimensiones de contacto interplaca 
para Michoacán de 300 km x 95 km y para Colima-Jalisco de 420 km x 75 km. El análisis de 
las asperezas en la zona estudio sugieren que las asperezas no han ocurrido en el mismo lugar 
en los últimos 70 años. Sin embargo, el periodo de estudio es relativamente corto y no se 
puede descartar la posibilidad que las asperezas se ubican en el mismo lugar a lo largo del 
contacto interplaca. Sería importante realizar un estudio más completo de los sismos mayores 
ocurridos en toda la zona de subducción de México aplicando el procedimiento de muestro 
de los parámetros de inversión desarrollado en el Capítulo III. 
 
 
 
 
 
 
 4 
ABSTRACT 
 
In this thesis three research works are presented for recent seismic events of magnitude 
greater than Mw 7 that have occurred along the interplate contact of Michoacán-Colima-
Jalisco. The study aims to contribute new knowledge to help understand the behavior of 
major earthquakes in this section of the subduction zone. Also, in this work, the locations of 
the asperities for different seismic cycles are examined. The results obtained in this study 
have application to the study of the seismic potential in the subduction zone of Mexico. 
 
In the first work, the width of the seismogenic coupling area was determined based on the 
analysis of hypocenters and focal mechanisms of the earthquakes that occurred in the 
subduction zone of Michoacán-Colima-Jalisco between 1964 and 2008. In the Michoacán 
zone where the Cocos plate subducts beneath the North America plate, a maximum depth of 
40 km was determined. This depth is greater than the depth of 25 km previously proposed 
for this plate. For the Rivera plate, the maximum depth observed was 40 km, consistent with 
what other authors had previously proposed. From the maximum depth, the width of the 
seismogenic contact for the Cocos and Rivera plate was determined. These results have 
important implications for estimating the maximum width of seismic ruptures and the 
maximum magnitude expected in the subduction zone. 
 
In the second work, the slip model of the earthquake of April 18, 2014 (Mw 7.3) in Papanoa, 
Guerrero was obtained by inverting P and SH waves in displacement. The event occurred 
where the earthquakes of magnitude greater than Mw 7 of 1943, 1985 and 1979 were located. 
The zones of high slip of the different events that represent the asperities in the interplate 
contact zones were compared. It was observed that the asperities do not overlap. This 
suggests that the location of the asperities of recent events in northwestern Guerrero has not 
repeated in the last 70 years. These results have application for studies of the seismic potential 
and for the simulation of strong ground motions. 
 
In the third work the slip patterns of earthquakes greater than Mw 7 occurring from 1981 to 
2003 in the subduction zone of Michoacán-Colima-Jalisco were systematically redetermined. 
 
 5 
The recorded teleseismic P and SH waveforms were inverted using a fault parameterization 
that allows a wide flexibility in the rise time. The high slip zones were examined to 
investigate the properties and uncertainties of the asperities using a procedure where the input 
parameters used in the inversion are varied. In the procedure, 300 independent inversions 
were run for each event taking into account the possible errors in the geometry of the fault, 
the depth of the hypocenter and the rupture velocity. The results indicate that the dimensions 
of the asperities remain within the same range, which would imply the existence of relatively 
homogeneous asperities in the zone of seismogenic contact in Michoacán-Colima-Jalisco. 
The results of the study indicate that the sampling procedure of the input parameters offers 
an alternative to determine the possible uncertainties in the slip models obtained using the 
teleseismic records. 
 
The results obtained in this thesis suggest that the maximum magnitude expected along the 
subduction zone of Michoacán and the subduction zone of Colima-Jalisco is similar (Mw 
8.3) in both zones. The analysis of the asperities in the study area suggest that the asperities 
have not occurred in the same place in the last 70 years. However, the study period is 
relatively short, and the possibility that the asperities are located in the same place along the 
interplate contact cannot be ruled out. It would be important to carry out a more complete 
study of the major earthquakes that occurred throughout the subduction zone of Mexico, 
applying the parameter-sampling procedure developed in chapter III. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 6 
INTRODUCCIÓN 
 
México se encuentra en una región tectónicamente activa debido a la interacción de las placas 
de Rivera, Cocos y Norteamérica. Esta zona de subducción incluye la región de Michoacán-
Colima-Jalisco donde han ocurrido catorce sismos de magnitud mayor o igual que 7 en los 
últimos 100 años. En las zonas de contacto interplaca se producen grandes esfuerzos 
tectónicos que se acumulan a lo largo del tiempo y eventualmente se liberan produciendo 
sismos fuertes de manera episódica. Los esfuerzos se acumulan en áreas de alta fricción, 
conocidas como asperezas, en las zonas de contacto interplaca que se deslizan durante el 
sismo. El proceso de acumulación y liberación de esfuerzos en las zonas de contacto resultan 
en la generación de sismos grandes, los cuales pueden ocasionar numerosos daños. 
 
En la zona de Michoacán-Colima-Jalisco han ocurrido sismos de fallamiento inverso que han 
causado importantes daños a la población. Por ejemplo, en esta región ocurrió el sismo del 
19 de septiembre de 1985 que ocasionó más de 10, 000 muertes en la Ciudad de México 
(Esteva, 1988). En la Figura 1 se muestran los eventos de magnitud Mw > 7 que han ocurrido 
en la zona de estudio desde el año de 1911 junto con la sismicidad de magnitud mayor o igual 
que Mw 4.5 registrada de 1973 a la fecha por el USGS/NEIC (Centro Nacional de 
Información de Terremotos del Servicio Geológico de Estados Unidos, por sus siglas en 
inglés). Los sismos de Mw > 7 ocurridos a partir de 1980 cuentan con datos digitales 
disponibles que se pueden invertir para generar su modelo de ruptura. En este trabajo se 
analizaron los datos de estos eventos de manera sistemática para examinar a) el ancho de la 
zona de acoplamiento sismogénico en la zona de estudio, b) los modelos de deslizamiento de 
los eventos recientes ocurridos a partir de 1980, c) las propiedades de las asperezas y sus 
posibles incertidumbres y d) la interacción entre asperezas adyacentes a lo largo de la zona 
del contacto sismogénico. 
 
 
 
 
 
 
 7 
 
 
Figura 1. Sismicidad registrada de 1973 a la fecha en la zona de subducciónde Michoacán-
Colima-Jalisco. Los círculos son los eventos de Mw  4.5 tomados del USGS/NEIC a las 
profundidades indicadas en la escala de colores. Se muestran además los sismos de magnitud 
mayor de Mw 7 ocurridos a partir de 1911 tomados de diferentes referencias (ver anexo A, 
Tabla A1). También se muestran los mecanismos focales para los eventos ocurridos de 1973 
tomados del Global Centroid Moment Tensor Project (GCMT, www.globalcmt.org). 
 
La mayor cantidad de sismos ocurre en el contacto interplaca en las zonas de subducción. El 
ancho del contacto es uno de los parámetros que controla el tamaño de los sismos mayores 
(Suárez y Sánchez, 1996). La región de contacto interplaca en la zona de subducción de 
México ha sido estudiada anteriormente por varios investigadores (Suárez et al., 1990; 
Tichelaar y Ruff, 1993; Pacheco et al., 1993; Pardo y Suárez, 1995). Los trabajos que se han 
realizado del ancho de la zona de acoplamiento incluyen toda la zona de subducción. Sin 
 
 8 
embargo, existe información sismológica adicional para la región de Michoacán-Colima-
Jalisco que no se ha tomado en cuenta. Por ejemplo, los hipocentros determinados para 
sismos locales registrados por la red temporal MARS (Mapping the Rivera Subduction Zone) 
que operó en los estados de Jalisco, Colima y Michoacán (Martínez-López, 2011). Esta 
información se evalúa en el Capítulo I donde se examina el acoplamiento sismogénico de la 
zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco y la profundidad máxima del contacto 
interplaca. Los resultados tienen implicaciones importantes para el potencial sísmico debido 
que limitan el ancho de las dimensiones de las rupturas y nos permiten conocer la magnitud 
máxima esperada en la zona de estudio. 
 
Los sismos de magnitud mayor de Mw 7 que han ocurrido a partir de 1973 cuentan con 
modelos de deslizamiento que permiten una evaluación detallada de las propiedades de la 
fuente. Estos modelos han sido determinados con diferente tipo de datos y parámetros de 
entrada. Sin embargo, no conocemos las incertidumbres que tienen estos modelos de 
deslizamiento. En la Tabla 1 se listan los eventos con modelos de deslizamiento previamente 
publicados (Mendoza y Hartzell, 1989; Mendoza, 1993; Mendoza, 1995; Mendoza y 
Hartzell, 1999; Yagi et al., 2004, Santoyo et al., 2006; UNAM Seismology Group, 2015). 
Los modelos de ruptura indican concentraciones de deslizamiento cosísmico que pueden 
representar asperezas en la zona de contacto interplaca (Lay y Kanamori, 1981). Se puede 
observar en la Tabla 1 que estos modelos fueron generados con diferentes parámetros de 
entrada. Estas diferencias hacen difícil poder evaluar y comparar las zonas de alto 
deslizamiento de los modelos. Por ello, para poder realizar un estudio de análisis de las zonas 
de alto deslizamiento es necesario redeterminar los modelos de deslizamiento aplicando una 
misma metodología y tipo de datos para garantizar un análisis consistente y uniforme para 
todos los eventos. Por lo que, en este estudio se aplicó la metodología de inversión de falla 
finita desarrollada por Hartzell y Heaton (1983) para obtener los patrones de ruptura. Esto 
debido que este método se ha utilizado en el estudio de sismos grandes en la zona de 
subducción de la costa del Pacífico Mexicano. Además, se han hecho pruebas invirtiendo 
datos teóricos y se observa que esta metodología permite recuperar el modelo de ruptura 
(Mendoza, 1995). 
 
 
 9 
Tabla 1. Sismos recientes de Mw > 7 que han ocurrido en la región de Michoacán-Colima-
Jalisco de 1981 a 2014 y que cuentan con modelos de deslizamiento publicados junto con los 
parámetros de entrada utilizados en su determinación. 
Fecha 
(día/mes 
año) 
Tipo de 
registros 
Tipo de 
ondas 
Distancias *Dm (s) Referencia 
30-10-1973 Desplazamiento P Locales y 
telesísmicas 
analógicas 
2 Santoyo et al., 
2006 
14-03-1979 Velocidad P Telesísmicas 5 Mendoza, 1995 
25-10-1981 Desplazamiento P Telesísmicos 1 Mendoza, 1993 
19-09-1985 Velocidad P Locales y 
telesísmicas 
6 Mendoza y 
Hartzell, 1999 
21-09-1985 Desplazamiento P y SH Telesísmicas 1 Mendoza, 1993 
09-10-1995 Desplazamiento P Telesísmicas Mendoza y 
Hartzell, 1999 
22-01-2003 Velocidad P y SH Locales y 
telesísmicas 
13 Yagi et al., 2004 
18-04-2014 Desplazamiento P, SH y 
superficiales 
Locales y 
telesísmicas 
- UNAM 
Seismology 
Group, 2015 
*Dm es la duración máxima de dislocación permitida en la inversión (s). 
 
En el Capítulo II se muestran los resultados de un estudio detallado del sismo de Papanoa del 
18 abril 2014 (Mw 7.3). Este evento ocurrió cerca de donde habían ocurrido los sismos del 
15 de abril de 1941, del 14 de marzo de 1979 y del 21 de septiembre de 1985. Las zonas de 
réplicas de todos estos eventos se sobreponen, sugiriendo que los eventos pudieron haber 
roto áreas comunes (UNAM Seismology Group, 2015). Los eventos del 14 de marzo de 1979 
y del 21 de septiembre 1985 cuentan con modelo de deslizamiento. En el Capítulo II se 
realizó una comparación de los modelos de deslizamiento de los eventos de 1979, 1985 y 
2014 y se observó que las asperezas no se empalman. Esto podría indicar que las asperezas 
no ocurren en el mismo lugar de un ciclo sísmico a otro. Sin embargo, se han realizado 
estudios que sugieren que las asperezas rompen repetidamente en el mismo lugar (p. ej., 
Yamanaka y Kikuchi, 2004). Los resultados obtenidos en este trabajo no muestran ese 
comportamiento. 
 
 
 10 
En el Capítulo III se estudian y se evalúan los modelos de deslizamiento utilizando datos 
telesísmicos con el fin de definir las características específicas de sismos anteriores que 
puedan ayudar a contestar las incógnitas sobre el comportamiento de las asperezas a lo largo 
del contacto sismogénico. Además, se examinan las posibles incertidumbres asociadas a las 
asperezas aplicando un procedimiento de muestreo donde se varían los parámetros de 
entrada. Este procedimiento ofrece una alternativa para determinar la variabilidad de los 
modelos de deslizamiento. En este trabajo se observó que las asperezas no se empalman 
similar a lo que se había observado en el Capítulo II. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 11 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
CAPITULO I. ACOPLAMIENTO SISMOGÉNICO EN LA ZONA DE 
SUBDUCCIÓN DE MICHOACÁN-COLIMA-JALISCO. Publicado en la revista del 
Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 199
Resumen
Se analizaron los hipocentros y mecanismos focales de los sismos ocurridos en el suroeste de México entre 1964 y 2008 para exa-
minar el ancho sismogénico de la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco. Esta zona incluye el segmento de Michoacán en 
la porción noroeste de la placa de Cocos y el segmento de Jalisco que corresponde a la placa de Rivera. En el segmento de Michoacán 
la profundidad máxima estimada para la zona de acoplamiento sismogénico es 40 km. Esta profundidad es mayor al valor de 25 km 
propuesto anteriormente para la placa de Cocos. Para la placa de Rivera la profundidad máxima del contacto sismogénico también es 
40 km, consistente con el valor propuesto anteriormente. Este valor sugiere un ancho sismogénico distinto para cada segmento por la 
diferencia en el ángulo de buzamiento entre las placas de Cocos y de Rivera. Las dimensiones del contacto sismogénico estimadas para 
el segmento de Michoacán (300 km x 95 km) y para el segmento de Jalisco (420 km x 75 km) indican una magnitud máxima similar 
de Mw 8.3 con un deslizamiento promedio esperado de 2 m. Estos resultados tienen implicaciones importantes para la estimación del 
potencial sísmico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco.
Palabras clave: Sismicidad, mecanismos focales, subducción en México, zona sismogénica.
Abstract
Hypocenters and focal mechanismsof earthquakes in southwestern Mexico between 1964 and 2008 were analyzed to examine the 
seismogenic width of the Michoacan-Colima-Jalisco subduction zone. This subduction zone includes the Michoacan segment in the 
northwest portion of the Cocos plate and the Jalisco segment, which corresponds to the Rivera plate. In the Michoacan segment, the 
maximum depth of seismogenic coupling is approximately 40 km. This depth is greater than the value of 25 km previously proposed for 
the entire Cocos plate. For the Rivera plate, the maximum seismogenic depth is also 40 km, consistent with the previously proposed 
value. This value suggests a different seismogenic width for each segment due to the difference in dip between the Cocos and Rivera 
plates. The dimensions of the seismogenic contact estimated for the Michoacan segment (300 km x 95 km) and for the Jalisco segment 
(420 km x 75 km) indicate a similar maximum magnitude of Mw 8.3 with an expected average slip of 2 m. These results have important 
implications for the estimation of the seismic potential in the Michoacan-Colima-Jalisco subduction zone. 
Keywords: Seismicity, focal mechanisms, subduction in Mexico, seismogenic zone.
Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana
Volumen 68, núm. 2, 2016, p. 199-214
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-
Colima-Jalisco, México
M. Rosario Martínez-López1,*, Carlos Mendoza2
1 Posgrado en Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Autónoma de México, Apartado Postal 1-742, Querétaro, Qro. 76230, 
México. 
2 Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Apartado Postal 1-742, Querétaro, Qro. 76230, México.
* rosariomar55@hotmail.com
M
EXICANA A
.C
.
SO
CI
ED
AD GEOLÓGIC
A
1904
2004
C i e n A ñ o s
Rosario
12
Martínez-López y Mendoza200200
1. Introducción
La sismicidad en las zonas de subducción es una de las 
principales fuentes de amenaza sísmica en el mundo. Estas 
regiones generan los sismos de mayor magnitud y por ello, 
generalmente los más destructivos al afectar centros urbanos. 
En el suroeste de México, la zona de subducción abarca 
desde la costa de Jalisco hasta la frontera con Guatemala 
a lo largo de la costa del Océano Pacífico. Esta zona de 
subducción incluye la región de Michoacán-Colima-Jalisco 
donde las placas oceánicas de Cocos y de Rivera subducen 
bajo la placa continental de Norteamérica (Nixon, 1982; 
DeMets y Stein, 1990; Pardo y Suárez, 1995). El sismo más 
grande registrado en México durante la época instrumental 
sismológica ocurrió en esta región en la costa de Jalisco el 
3 de junio de 1932 (Eissler y McNally, 1984). Singh et al. 
(1984) estimaron una magnitud de ondas superficiales (Ms) 
de 8.2 para este sismo y sugieren que tuvo una ruptura 
compleja con base al análisis de sismogramas registrados 
en Europa a distancias mayores a 85º en instrumentos tipo 
Wiechert (Uppsala, Gottingen y Copenhagen) y Galitzin-
Wilip (Stuttgart). Singh et al. (1984) modelaron estos 
registros utilizando cuatro subeventos distintos con una 
duración total de aproximadamente 90 s.
El evento del 3 de junio 1932 fue seguido por otro sismo 
de magnitud Ms 7.6 el 18 de junio al suroeste de Manzanillo 
(Eissler y McNally, 1984). Singh et al. (1985) estimaron una 
longitud de ruptura de 220 km para el evento del 3 de Junio y 
una longitud de 60 km para el evento del 18 de junio basado 
en la distribución epicentral de réplicas. Los resultados de 
Singh et al. (1985) sugieren rupturas independientes que 
corresponderían a deslizamientos adyacentes en la zona 
de contacto entre las placas de Rivera y de Norteamérica.
El sismo del 19 de septiembre de 1985 también ocurrió 
en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco. 
Este evento corresponde al sismo que más daños económicos 
ha causado en el país desde que se tienen registros 
instrumentales, resultando en más de 10000 muertes (Eissler 
et al., 1986). El sismo tuvo una magnitud de momento (Mw) 
de 8.0 y fue seguido por otro sismo fuerte con magnitud 
Mw 7.6 el 21 de septiembre de 1985 (Eissler et al., 1986; 
UNAM Seismology Group, 1986). Las áreas de réplicas de 
estos dos grandes sismos fueron de 170 km x 50 km para 
el evento del 19 de septiembre y de 66 km x 33 km para el 
sismo del 21 de septiembre (UNAM Seismology Group, 
1986). Estas áreas no se empalman y son consistentes con 
la ruptura de zonas adyacentes en el contacto interplaca de 
Cocos-Norteamérica. Los resultados de un análisis de las 
formas de onda registradas para estos dos eventos indican 
que efectivamente las rupturas representan el deslizamiento 
cosísmico de asperezas independientes en la zona de 
subducción (Mendoza y Hartzell, 1989; Mendoza, 1993).
Estos sismos principales corresponden a fallamiento 
inverso en la zona de contacto entre las placas Cocos-
Rivera y la placa de Norteamérica. Han habido varios 
sismos interplaca con magnitud mayor a 7 en la región 
de Michoacán-Colima-Jalisco en el último siglo (Tabla 
1). Estos eventos se muestran en la Figura 1 junto con las 
áreas de réplicas que se han identificado para los sismos 
registrados a partir de 1932. Si estas áreas representan 
las zonas de ruptura, entonces estos eventos sugieren la 
existencia de una zona somera de acoplamiento sismogénico 
a lo largo de la zona de subducción en la región de 
Michoacán-Colima-Jalisco. 
El contacto interplaca en la zona de subducción 
de México se ha estudiado anteriormente por varios 
investigadores (Suárez et al., 1990; Tichelaar y Ruff, 
1993; Pacheco et al., 1993; Pardo y Suárez, 1995). Aparte 
de examinar la geometría de la placa subducida, estos 
estudios han identificado la profundidad máxima de 
acoplamiento sismogénico basado en la ubicación de los 
sismos de fallamiento inverso. Generalmente, un evento se 
considera como indicador de deslizamiento sismogénico en 
el contacto interplaca si 1) el rumbo del plano de falla es 
aproximadamente paralelo a la trinchera y 2) la orientación 
del vector de deslizamiento es en dirección del buzamiento 
de la placa subducida y representa principalmente un 
movimiento de cabalgamiento (Tichelaar y Ruff, 1993). 
En un estudio de sismos de magnitud mayor a 6 ocurridos 
durante el período de 1977 a 1988, Tichelaar y Ruff (1993) 
determinaron que la profundidad máxima de acoplamiento 
sismogénico a lo largo de la placa de Cocos es de entre 
20 y 30 km. Similarmente, en un análisis de la sismicidad 
observada entre 1964 y 1990, Pardo y Suárez (1995) 
propusieron una profundidad máxima de 25 km para la 
zona sismogénica de la placa de Cocos con un ancho 
aproximado de 60 km. Esta profundidad máxima es la mitad 
del valor promedio de 40-55 km observado en otras zonas 
de subducción del mundo (Tichelaar y Ruff, 1993; Pacheco 
et al., 1993). Sin embargo, Currie et al. (2002) mencionan 
que si la intersección del Moho continental con la placa 
oceánica provee el límite máximo de la zona sismogénica, 
entonces el ancho sismogénico en la zona de subducción 
del margen Mexicano podría extenderse de 100 a 145 km. 
Este valor sería más consistente con las dimensiones de las 
áreas de réplicas de sismos mayores ocurridos en los últimos 
años en la costa de Michoacán (Figura 1). Pardo y Suárez 
(1995) también examinaron la placa de Rivera y estimaron 
una profundidad máxima de 40 km para el acoplamiento 
sismogénico, sugiriendo un ancho de 75 km tomando un 
ángulo de buzamiento de 32º para la placa de Rivera en la 
región de Colima-Jalisco.
El ancho de la zona sismogénica controla el tamaño 
de los sismos mayores (Suárez y Sánchez, 1996) y tiene 
implicaciones importantes para la definición del potencial 
sísmico, la estimación del movimiento del suelo esperado, 
y la generación de tsunamis. Los trabajos que se han 
realizado hasta la fecha han aportado conocimientos 
importantes sobre la naturaleza del contacto sismogénico 
en México. Sin embargo, existe información sismológica 
adicional para la región de Michoacán-Colima-Jalisco que 
no se ha tomado en cuenta. Por ejemplo,se han producido 
Rosario
13
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 201
Fecha Latitud Longitud
(día/mes/año) (º) N (º) W
20/01/1900 20.00 –105.001 Mw 7.414
16/05/1900 20.00 –105.001 Mw 7.014
07/06/1911 17.50 –102.502 Mw 7.614
03/06/1932 19.57 –104.423 Ms 8.24
18/06/1932 19.50 –103.504 Ms 7.64
15/04/1941 18.85 –102.945 Ms 7.75
22/02/1943 17.62 –101.156 Mw 7.414
30/01/1973 18.39 –103.217 Mw 7.67
14/03/1979 17.46 –101.458 Mw 7.415
25/10/1981 17.75 –102.259 Mw 7.216
19/09/1985 18.14 –102.7110 Mw 8.1 17
21/09/1985 17.62 –101.8210 Mw 7.6 17
09/10/1995 18.79 –104.4711 Mw 7.9 18
22/01/2003 18.71 –104.1312 Mw 7.512
18/04/2014 17.38 –101.0613 Mw 7.219
Magnitud
Tabla 1. Sismos interplaca con magnitud mayor o igual a 7 ocurridos de 
1900 a 2014 en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco.
Los superíndices indican las referencias del epicentro y de la magnitud: 
1 Duda, 1965; 2 Gutenberg y Richter, 1954; 3 Eissler y McNally, 1984; 4 
Singh et al., 1985; 5 Kelleher et al., 1973; 6 Singh et al., 1981; 7 Reyes 
et al., 1979; 8 Gettrust et al., 1981; 9 Havskov et al., 1983; 10 UNAM 
Seismology Group, 1986; 11 Courboulex et al., 1997; 12 Yagi et al., 
2004; 13 UNAM Seismology Group, 2015; 14 Anderson et al., 1989; 15 
Mendoza, 1995; 16 Mendoza, 1993; 17 Eissler et al., 1986; 18 Mendoza 
y Hartzell, 1999; 19 CMT, 2013.
Figura 1. Sismos interplaca mayores o igual a magnitud 7 (estrellas) ocurridos de 1900 a 2014 en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco. 
Los óvalos indican las áreas de réplicas tomadas de Ramírez-Herrera et al. (2010) y de Kelleher et al. (1973) para sismos ocurridos de 1932 a 2003. 
Además, se muestran los mecanismos focales para eventos ocurridos a partir de 1973 tomados de Santoyo et al. (2006) y de CMT (2013).
catálogos sísmicos de alta calidad en los últimos años, 
incluyendo las relocalizaciones detalladas de Engdahl et al. 
(1998) para sismos registrados a distancias telesísmicas 
y la determinación de hipocentros para sismos locales 
registrados por la red temporal MARS (Mapping the 
Rivera Subduction Zone) que operó en los estados de 
Jalisco, Colima y Michoacán. Además, existe una gran 
cantidad de mecanismos focales para sismos ocurridos en 
años recientes en la región. El objetivo de este trabajo es 
examinar las localizaciones de los eventos y los mecanismos 
focales disponibles hasta la fecha para examinar a detalle el 
ancho de la zona de acoplamiento sismogénico en la zona 
de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco. Se aplica el 
mismo procedimiento utilizado anteriormente por otros 
autores (Suárez y Comte, 1993; Tichelaar y Ruff, 1993; 
Pardo y Suárez, 1995) donde se examinan las ubicaciones de 
los sismos de fallamiento inverso y normal para identificar 
el punto de transición en el plano de contacto interplaca.
 
 
2. Hipocentros y Mecanismos
Se examinaron los hipocentros relocalizados por Pardo 
(1993) y utilizados después por Pardo y Suárez (1995) 
para estudiar la geometría de las placas de Cocos y Rivera. 
Estos eventos se relocalizaron con el método de Joint 
Hypocenter Determination de Dewey (1971) y tienen errores 
hipocentrales menores a 10 km (Pardo, 1993). Se incluyeron 
Rosario
14
Martínez-López y Mendoza202202
Figura 2. Distribución de la sismicidad entre 1964-2008 relocalizada por Pardo (1993, círculos azules) y obtenida del ISC (2009, círculos rojos). Los 
mecanismos obtenidos de CMT (2013) entre 1979-2008 se etiquetan con la letra C. Los mecanismos de Pardo y Suárez (1995) están etiquetados con 
la letra P. Los mecanismos del Servicio Sismológico Nacional (SSN, 2013) en el período de 2000-2001 están etiquetados con la letra S. El tamaño del 
mecanismo focal representa la magnitud del sismo en base a la escala que se muestra a la derecha. GEG = Graben el Gordo.
estas localizaciones en caso de haber eventos duplicados 
con los del boletín EHB. 
Las figuras 2 y 3 además muestran los mecanismos 
focales que se consideraron en este trabajo. Estos incluyen 
los mecanismos utilizados por Pardo y Suárez (1995) 
para examinar la geometría de la zona de subducción 
determinados mediante la modelación de las formas de 
onda de P, SV y SH (Tabla 2). También se incluyen los 
mecanismos focales determinados por el Global CMT 
Project (CMT, 2013) para sismos de magnitud Mw mayor 
a 4.9 ocurridos en el período de 1979 a 2008 (Tabla 3) y las 
soluciones del Servicio Sismológico Nacional (SSN, 2013) 
para sismos de magnitud mayor a Mw 4.3 ocurridos dentro 
del período 2000 – 2001 (Tabla 2). El SSN (2013) determinó 
estos mecanismos a partir de la inversión de la forma de 
onda de sismogramas regionales. Se examinaron además los 
mecanismos focales que obtuvo Martínez-López (2011) con 
el programa FOCMEC de Snoke et al. (1984) para sismos 
registrados por la red MARS entre enero 2006 y mayo 2007 
(Tabla 4). Este programa utiliza la polaridad de la onda P 
para realizar una búsqueda sistemática de la esfera focal, 
proporcionando todas las posibles soluciones consistentes 
con las observaciones. Para los mecanismos duplicados 
se adoptó el siguiente orden de prioridad: Pardo y Suárez 
(1995), CMT (2013), SSN (2013) y Martínez-López (2011). 
los sismos con magnitud de ondas de cuerpo (Mb) mayor 
ó igual a 4.5 ocurridos en el período de 1964 a 1990. Se 
consideraron además los eventos mayor o igual a Mb 4.3 
del boletín EHB distribuido por el Centro Sismológico 
Internacional (ISC, 2009) para el período 1964-2008. Estos 
eventos están relocalizados con la técnica de Engdahl et al. 
(1998) que utiliza los tiempos de arribo de PKiKP, PKPdf 
y las fases de profundidad pP, pwP, y sP para restringir los 
hipocentros. El boletín EHB presenta hasta tres valores 
de profundidad para cada evento: profundidades fijas, 
profundidades libres y profundidades determinadas con los 
tiempos de arribo de la fase pP. Para tener la profundidad 
más precisa se tomó el valor determinado con la fase pP. 
Para aquellos eventos donde no se incluye este valor se 
tomó la profundidad libre. No se consideraron eventos 
con profundidades fijas. Los eventos del boletín EHB se 
muestran en la Figura 2 junto con los epicentros de Pardo 
(1993). Para eventos duplicados durante el período 1964-
1990 se dio preferencia a las localizaciones de Pardo (1993).
También se examinó la microsismicidad local registrada 
entre enero 2006 a mayo 2007 por la red temporal MARS 
y localizada por Martínez-López (2011). Este catálogo 
incluye 110 eventos con magnitud local (ML) entre 1.8 
y 5.4 con errores hipocentrales menores a 10 km. Estos 
eventos se muestran en la Figura 3. Se dio preferencia a 
Rosario
15
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 203
Figura 3. Distribución de la sismicidad (círculos amarillos) y mecanismos focales determinados por Martínez-López (2011) utilizando datos registrados 
entre enero de 2006 a mayo de 2007 por las estaciones regionales (triángulos rojos) de la red temporal MARS. Los mecanismos están etiquetados con la 
letra M. GEG = Graben el Gordo y TMA = Trinchera Meso Americana.
Considerando la importancia de identificar con 
confiabilidad la profundidad máxima del contacto 
sismogénico en la zona de subducción, se asignaron las 
profundidades más precisas disponibles para todos los 
mecanismos. Para los mecanismos de Pardo y Suárez (1995) 
generalmente se asignaron las profundidades obtenidas por 
ellos mismos mediante la modelación de las formas de onda. 
Para los mecanismos CMT (2013) y del SSN (2013) se 
adoptaron las profundidades del boletín EHB determinadas 
utilizando la fase pP. Para los mecanismos CMT (2013) 
que no cuentan con este valor, se tomó la profundidad del 
centroide del tensor de momento. Además, se examinaron 
los estudios anteriores de sismos mayores a magnitud 7 
para identificar la profundidad conocida de estos eventos.
3. Análisis y Resultados
Para visualizar la distribución de la sismicidad en 
profundidad, se realizaronnueve perfiles perpendiculares a 
la trinchera Mesoamericana en la región de estudio (Figura 
4). Estos perfiles se extienden lateralmente a lo largo de los 
segmentos de Jalisco y de Michoacán previamente definidos 
por Pardo y Suárez (1995). El segmento de Michoacán 
corresponde a la subducción de la porción noroeste de 
la placa de Cocos desde el Graben el Gordo hasta la 
intersección con la Zona de Fractura de Orozco. El segmento 
de Jalisco corresponde a la subducción de la placa de Rivera 
y se extiende desde el Graben el Gordo hacia el noroeste 
hasta una longitud de -106º (Pardo y Suárez, 1995). Hacia 
el norte, asumimos que el segmento se extiende hasta una 
latitud de 21.5º basado en la ubicación de las réplicas del 
sismo de 1932 (ver Figura 1). 
La dirección de los perfiles es generalmente SO-NE, 
con una longitud aproximada de 280 km y un ancho de 50 
km cada uno. En los perfiles se grafican los hipocentros de 
Pardo (1993), los eventos del boletín EHB, los mecanismos 
focales de Pardo y Suárez (1995), la microsismicidad local 
y mecanismos de Martínez-López (2011), y los mecanismos 
focales del CMT (2013) y del SSN (2013). El límite entre 
las placas de Rivera y de Cocos a lo largo de la trinchera 
se ha discutido por diferentes autores sin haber una clara 
definición hasta el momento (Larson, 1972; Bandy et al., 
1995; 1998; Serrato-Díaz et al., 2004; Yang et al., 2009; 
Peláez-Gaviria et al., 2013). Bandy et al. (1995; 1998) 
proponen que el Graben el Gordo podría indicar la transición 
entre las placas de Rivera y de Cocos. Ellos mencionan que 
el límite a profundidad podría estar al este del Centro y 
Norte del rift de Colima, lo cual concuerda con la variación 
de la geometría de la placa propuesta por Pardo y Suárez 
22°N 
N , 
w + "EO MI 
21
0
N 
S 
4.5 
200N Q9 
4.0 
19°N 
l 8°N 
@ 
3.0 
l T N ® 
2.5 
100 
16°N ~ ___ = ===-___ -==== ___ -=====-___ c=====I"l 
108°W lOT W 106°W 105°W 104°W 103°W 102°W lOrw 1000W 
Rosario
16
Martínez-López y Mendoza204204
* Los superíndices indican las referencias del epicentro y de la profundidad (H): 1 Pardo (1993); 2 ISC (2009); 3 Santoyo et al. (2006); 4 Priestley y 
Masters (1986); 5 Eissler et al. (1986).
** Rm = Rumbo, Bz = Buzamiento, Ad = Ángulo de deslizamiento.
(1995). DeMets y Wilson (1997) proponen que la frontera 
es una zona difusa de cizallamiento lateral izquierdo con 
orientación NNE-SSO. En este trabajo se asume que el 
límite entre las placas Cocos y Rivera se encuentra en el 
Graben el Gordo entre los perfiles E-E´ y F-F´ en la Figura 4.
3.1. Segmento de Michoacán
En la Figura 5 se muestran los perfiles que se analizaron 
para examinar la zona de acoplamiento sismogénico de 
la placa de Cocos en el segmento de Michoacán. Los 
perfiles muestran la proyección lateral de los mecanismos 
focales: los rojos indican fallamiento inverso consistente 
con deslizamiento en el contacto interplaca y los azules 
indican fallamiento normal. Todos los demás mecanismos 
se muestran en color gris e incluyen mecanismos inversos 
inconsistentes con deslizamiento en el contacto interplaca 
y eventos de fallamiento transcurrente.
En el perfil A-A' (Figura 5a) se observa sismicidad 
hasta aproximadamente 80 km de profundidad a 220 km 
de distancia de la trinchera. El mecanismo inverso más 
profundo consistente con el contacto sismogénico (evento 
50C) está a una profundidad de 38 km y se encuentra a 130 
km de la trinchera aproximadamente. El evento inverso 
30M a 75 km de profundidad se encuentra dentro de la 
placa subducente. Ohta et al. (2011) mencionan que este 
tipo de sismos inversos son generados por la reactivación 
de zonas débiles preexistentes hidratadas. También se 
observan eventos de fallamiento normal a profundidades 
mayores a 60 km que se encuentran a más de 140 km de 
la trinchera. En el perfil B-B´ (Figura 5b) se observan dos 
eventos de fallamiento inverso (eventos 132P y 14C) con 
una profundidad máxima de 24 km. En el perfil C-C´ 
(Figura 5c) se observan varios eventos de fallamiento 
inverso consistentes con deslizamiento en el contacto 
interplaca hasta una profundidad de 40 km (evento 78C). El 
evento 65C de fallamiento normal a 35 km de profundidad 
corresponde al sismo Mw 7.1 del 11 de enero de 1997 que 
ocurrió dentro de la placa de Cocos (Santoyo et al., 2005) 
debajo de la zona de ruptura del sismo Mw 8.0 del 19 de 
septiembre de 1985 (evento 19C). El evento inverso 35M a 
80 km de profundidad es parecido al evento 30M del perfil 
A-A' y está dentro de la placa subducente. En el perfil D-D' 
(Figura 5d) varios eventos someros muestran fallamiento 
Tabla 2. Mecanismos focales de Pardo y Suárez (1995) (P) y del Servicio Sismológico Nacional (S) analizados en este estudio.
Fecha
(día/mes/año) Latitud Longitud H Rm Bz Ad
(º) (º) (km) (º) (º) (º)
25P 26/04/1968 18.5681 -103.567 16.01 297 21 73 5.5 Mb
55P 30/01/1973 18.3831 -103.004 16.53 266 17 55 7.7 Mw
56P 10/02/1973 18.4101 -103.631 11.01 246 16 39 5.6 Mb
59P 03/07/1973 18.8481 -102.034 94.91 281 80 -98 5.6 Mb
63P 18/10/1973 19.3371 -104.945 13.51 296 33 86 6.0 Mb
67P 26/01/1974 18.9661 -103.843 50.81 35 65 -145 5.2 Mb
84P 01/07/1976 19.2801 -104.744 13.31 311 12 115 5.2 Mb
86P 05/09/1976 18.3841 -101.356 63.31 297 64 -102 5.3 Mb
92P 25/04/1978 19.2191 -104.100 38.81 282 34 105 5.3 Mb
95P 29/09/1978 18.3801 -102.464 62.81 281 33 -80 5.4 Mb
124P 09/03/1981 18.7621 -103.935 22.21 260 28 60 5.9 Mb
132P 25/10/1981 17.9281 -102.101 20.04 287 20 82 7.2 Mw
152P 08/12/1983 18.3591 -102.729 53.71 262 40 -90 5.3 Mw
167P 21/09/1985 17.6211 -101.762 22.05 296 17 85 7.8 Mw
172P 30/04/1985 18.3711 -103.000 22.71 303 16 105 5.6 Mb
176P 05/05/1986 17.9631 -102.788 16.61 288 21 91 6.1 Mb
186P 26/07/1987 18.5301 -101.520 74.11 280 63 -93 5.1 Mb
1S 10/08/2000 18.0762 -102.424 27.12 294 35 87 4.3 Mw
2S 11/02/2001 18.4842 -101.518 47.42 284 57 -87 4.8 Mw
Evento
Hipocentro* Mecanismo**
Magnitud
Rosario
17
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 205
Tabla 3. Mecanismos focales del CMT analizados en este estudio.
* Los superíndices indican las referencias del epicentro y de la profundidad (H): 1 ISC (2009); 2 Martínez-López (2011); 3 Eissler et al. (1986); 4 
Global CMT Project; 5 Courboulex et al. (1997); 6 Santoyo et al. (2005); 7 Yagi et al. (2004). 
**Rm = Rumbo, Bz = Buzamiento, Ad = Ángulo de deslizamiento.
Latitud Longitud H Rm Bz Ad 
(º) (º) (km) (º) (º) (º) (Mw)
5C 06/01/1979 18.2781 -102.940 28.81 103 44 80 5.2
14C 26/07/1981 18.0971 -101.936 18.31 276 23 77 5.5
19C 19/09/1985 18.4141 -102.385 17.03 301 18 105 8.0
21C 25/09/1985 18.2011 -102.791 22.94 293 24 91 5.7
23C 29/10/1985 18.1281 -102.599 31.21 270 15 77 5.9
27C 27/09/1987 18.0711 -103.794 15.01 300 18 96 5.2
29C 14/09/1988 18.5261 -102.211 78.91 274 47 -53 5.1
35C 08/12/1989 19.0051 -104.454 15.04 13 22 162 5.5
39C 14/01/1991 18.0211 -101.757 36.71 87 44 47 5.5
42C 12/02/1992 17.8321 -101.504 35.51 134 38 96 5.2
45C 29/09/1992 19.3021 -103.368 93.81 12 16 167 5.3
49C 10/12/1994 18.1031 -101.397 59.61 247 15 -146 6.4
50C 27/04/1995 18.1161 -101.681 38.31 162 25 136 5.2
51C 06/10/1995 18.7741 -104.458 25.21 285 25 70 5.8
52C 09/10/1995 19.0561 -104.210 17.05 302 9 92 8.0
53C 12/10/1995 18.8261 -104.023 20.11 286 23 70 5.9
54C 18/10/1995 19.2851 -105.001 16.84 273 25 49 5.4
60C 25/01/1996 18.4811 -102.098 73.22 276 34 -72 5.5
62C 09/05/1996 18.9441 -104.633 15.07 281 37 60 5.3
65C 11/01/1997 18.1981 -102.790 35.06 175 18 -28 7.1
66C 16/01/1997 18.1131 -102.623 28.72 102 38 79 5.5
68C 22/05/1997 18.6531 -101.642 91.32 102 28 -78 6.5
69C 20/04/1998 18.5711 -101.134 62.02 101 30 -98 5.9
74C 21/06/1999 18.2931 -101.617 67.72 254 27 -141 6.3
75C 15/08/1999 19.0291 -103.049 83.22 156 21 -51 5.2
76C 29/12/1999 18.1701 -101.509 67.22 260 22 -129 5.9
77C 07/03/2000 19.1441 -104.160 15.04 215 37 -66 5.3
78C 11/04/2000 18.1961 -102.513 40.11 109 42 84 5.2
79C 09/08/2000 18.1511 -102.556 20.41 291 43 91 6.580C 01/12/2000 18.2801 -102.394 23.11 99 34 80 5.4
82C 29/04/2001 18.7501 -104.534 27.51 292 18 77 6.1
83C 08/05/2001 18.8311 -104.114 22.01 284 23 69 5.5
84C 20/05/2001 18.8621 -104.514 31.81 290 17 73 6.3
85C 16/06/2001 18.2161 -102.532 38.31 126 35 108 5.1
91C 05/11/2002 19.2741 -104.825 15.04 277 26 -131 5.2
95C 22/01/2003 18.9141 -104.062 20.07 308 12 110 7.5
96C 22/01/2003 18.8891 -104.333 42.31 299 23 85 5.9
97C 22/01/2003 18.7731 -104.434 21.61 271 16 65 5.4
98C 17/02/2003 18.9631 -104.848 18.14 282 34 64 5.3
99C 27/03/2003 18.0651 -101.805 33.41 94 13 55 5.2
106C 06/02/2004 18.3191 -102.666 27.81 120 25 94 5.1
107C 13/03/2004 18.0571 -103.402 31.91 271 69 -172 5.1
110C 21/05/2004 18.1451 -102.918 25.31 287 24 79 5.2
111C 28/02/2005 18.8941 -104.450 24.61 315 19 10 5.6
115C 20/03/2006 18.5622 -101.836 74.22 105 31 -88 4.9
116C 31/07/2006 18.5482 -104.166 10.02 302 28 96 5.3
118C 13/08/2006 18.3322 -103.600 15.82 38 23 96 5.3
119C 19/11/2006 18.6082 -104.204 6.02 305 23 82 5.5
121C 13/04/2007 18.0062 -102.943 6.92 98 17 84 5.0
123C 31/05/2007 18.8121 -103.936 22.24 330 79 -176 5.1
126C 06/09/2007 19.4521 -105.079 32.81 310 25 96 5.2
127C 29/04/2008 18.5911 -101.095 65.41 275 62 -86 5.3
Evento
Hipocentro* Mecanismo **
Fecha 
(día/mes/año)
Magnitud de 
Momento 
Rosario
18
Martínez-López y Mendoza206206
Fecha 
(día/mes/año) Latitud Longitud H* Rm Bz Ad
(º) (º) (km) (º) (º) (º) (ML)
3M 17/02/2006 19.076 -105.255 11.5 220 7 45 4.1
4M 17/02/2006 17.945 -101.687 11.6 175 45 -45 3.2
8M 17/03/2006 18.760 -102.529 71.0 213 60 -84 3.7
11M 26/03/2006 18.278 -103.292 5.7 192 82 -55 3.6
12M 29/03/2006 18.848 -104.489 8.6 86 65 79 3.8
14M 03/04/2006 18.532 -103.538 18.1 158 81 70 3.9
18M 16/04/2006 18.436 -101.611 32.5 225 40 -90 3.7
19M 22/04/2006 18.118 -101.657 12.6 124 69 58 3.3
22M 01/05/2006 18.846 -104.559 5.5 115 40 90 3.7
26M 18/05/2006 18.797 -103.704 45.7 122 36 14 4.6
27M 19/05/2006 19.255 -102.684 4.5 61 74 -20 3.4
30M 30/05/2006 18.420 -101.636 74.1 91 77 59 3.8
32M 07/06/2006 18.531 -101.593 78.4 145 41 -40 2.8
34M 29/06/2006 17.993 -101.569 8.2 143 55 -45 2.8
35M 16/07/2006 18.855 -102.456 81.5 65 45 83 3.4
36M 17/07/2006 18.461 -102.689 6.8 220 50 -83 3.8
43M 05/08/2006 19.240 -103.818 15.3 185 45 -90 3.3
44M 11/08/2006 18.576 -103.300 38.0 165 50 90 2.5
48M 16/09/2006 19.440 -104.438 16.2 270 40 -58 4.4
49M 18/09/2006 18.415 -103.347 5.4 15 65 90 2.5
50M 20/09/2006 19.363 -104.704 39.4 330 40 -90 3.3
51M 13/10/2006 19.445 -104.440 17.8 279 75 -48 3.7
52M 14/10/2006 19.315 -103.516 87.2 215 25 0 3.7
55M 21/10/2006 18.280 -103.270 5.0 7 90 45 4.0
58M 30/10/2006 18.592 -101.948 61.3 293 80 -80 3.5
61M 28/11/2006 18.594 -101.091 20.3 145 41 -41 3.0
65M 27/12/2006 18.533 -103.266 22.3 248 33 62 3.8
67M 29/12/2006 18.279 -103.320 5.4 271 33 -24 3.7
71M 07/01/2007 18.615 -104.088 10.7 231 90 75 2.1
72M 08/01/2007 19.383 -103.788 18.1 263 16 18 2.5
74M 21/06/2007 18.295 -101.614 47.0 254 27 -141 6.3
80M 04/02/2007 18.537 -101.748 35.4 162 56 -53 2.7
81M 11/02/2007 18.641 -104.179 6.1 211 38 -65 3.1
85M 01/03/2007 18.339 -103.592 16.7 165 65 90 3.2
88M 07/03/2007 18.075 -102.956 7.6 164 84 -40 3.6
94M 02/04/2007 18.302 -103.314 18.0 357 72 64 3.8
95M 04/04/2007 19.340 -103.515 13.8 190 75 -90 2.2
97M 10/04/2007 19.212 -104.966 14.1 251 60 -35 3.6
99M 13/04/2007 18.298 -103.048 7.7 346 42 51 3.6
108M 13/05/2007 19.307 -103.816 6.7 308 79 -49 2.9
110M 17/05/2007 18.258 -103.190 12.8 246 80 -85 3.4
Evento
Hipocentro Mecanismo** Magnitud 
Local
Tabla 4. Hipocentros y mecanismos focales de Martínez-López (2011) analizados en este estudio.
* H = Profundidad
** Rm = Rumbo, Bz = Buzamiento, Ad = Ángulo de deslizamiento.
Rosario
Rosario
19
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 207
oblicuo normal e inverso inconsistente con la geometría 
del contacto interplaca. Los eventos de fallamiento inverso 
consistente con deslizamiento en la zona de contacto se 
extienden hasta una profundidad de 28 km y no se observan 
mecanismos normales dentro de la placa subducente. En 
el perfil E-E´ (Figura 5e) se observa fallamiento inverso 
hasta una profundidad de 22 km y un evento normal a una 
profundidad de aproximadamente 85 km.
3.2. Segmento de Jalisco
En la Figura 6 se muestran los perfiles que corresponden 
al segmento de Jalisco en la placa de Rivera. En el perfil 
F-F´ (Figura 6a) se observa fallamiento inverso en la zona 
de subducción hasta 90 km de distancia de la trinchera, 
a una profundidad máxima de aproximadamente 25 km 
(evento 124P). Se observa fallamiento normal consistente 
con la geometría de la placa subducente a una profundidad 
de 50km (evento 67P). En el Perfil G-G´(Figura 6b) el 
fallamiento inverso más profundo se encuentra a una 
profundidad aproximada de 40 km (evento 92P). No se 
observa fallamiento normal consistente con la geometría 
de la placa subducente. El Perfil H-H´ (Figura 6c) contiene 
relativamente pocos eventos y muestra mecanismos inversos 
a profundidades menores a 20 km, aunque el evento 91C 
es inconsistente con estos mecanismos. El evento 50M 
a aproximadamente 40 km de profundidad representa 
fallamiento normal dentro de la placa subducente. En el 
perfil I-I´ (Figura 6d) el evento más profundo de fallamiento 
inverso (evento 126C) se encuentra a 33 km de profundidad. 
No se observan mecanismos focales con fallamiento normal 
dentro de la placa subducente.
4. Zona Sismogénica Interplaca
Para estimar la profundidad máxima sismogénica en 
la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco se 
combinaron los perfiles de cada segmento en un solo cuadro 
(Figura 7), graficando solamente los mecanismos inversos 
consistentes con deslizamiento en el contacto interplaca y 
los mecanismos normales. Para el segmento de Michoacán 
(Figura 7a) se observan eventos de fallamiento inverso 
hasta una profundidad máxima de 40 km (eventos 50C y 
78C). No se observan mecanismos de fallamiento normal 
a profundidades menores a 54 km con excepción del 
Figura 4. Perfiles perpendiculares a la Trinchera Mesoaméricana en la región de Michoacán-Colima-Jalisco. Las líneas rojas indican la ubicación de los 
perfiles. La línea negra gruesa indica la longitud del segmento de Michoacán definido por Pardo y Suárez (1995). La línea continua de color negro indica 
la longitud del segmento de Jalisco (Pardo y Suárez, 1995), inferida hacia el norte (línea punteada) en base a las replicas observadas para el sismo de 
1932. G.G. = Graben el Gordo, Z. F. = Zona de Fractura y RF = Rift de Colima. 
lTN 
//¡~' 
Cresta de \ 
Pacifico-Cocos ~ 
o km 100 
Mexico 
D 
5.3 ~,/Ia E 
,Z':'~. de 9'~~zco 
16°N ~====-___ -====::::::' ___ IÍI/-=/=/===/=/=' =-___ -====:::l"I 
lOTW 106°W 105°W 104°W 103°W 102°W 
Rosario
20
Martínez-López y Mendoza208208
Figura 5. Perfiles A-A´(a), B-B´ (b), C-C´ (c), D-D´(d) y E-E´(e) de la Figura 4 para el segmento de Michoacán. El triángulo invertido indica la posición 
de la trinchera. Se muestra la proyección lateral de los mecanismos focales con las etiquetas indicadas en las figuras 2 y 3. Los mecanismos rojos indican 
fallamiento inverso consistente con deslizamiento interplaca, los azules indican fallamiento normal y los grises son de fallamiento transcurrente e inverso 
inconsistentes con deslizamiento en el contacto interplaca.
Rosario
21
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 209
evento 65C que ocurrió debajo del sismo Mw 8.0 de 1985. 
Concluimos que la profundidad del contacto sismogénico 
en esta porción de la zona de subducción se extiende hasta 
un mínimo de 40 km. 
Este resultado es consistente con las zonas sismogénicas 
interplaca observadas en otras partes del mundo (Tichelaar y 
Ruff, 1993; Pacheco et al., 1993) y sugiere una profundidad 
máxima mayor a la de 25 km reportada por otros autores 
para la placa de Cocos (Tichelaar y Ruff, 1993; Pardo y 
Suárez, 1995; Suárez y Sánchez, 1996). Esta diferencia 
en losresultados se debe a la clara identificación en este 
estudio de mecanismos focales de fallamiento inverso hasta 
profundidades de 40 km en el segmento de Michoacán que 
no se habían considerado anteriormente. Tomando esta 
profundidad máxima podemos estimar un ancho de 95 km 
para la zona sismogénica en el segmento de Michoacán 
Figura 6. Perfiles F-F´(a), G-G´ (b), H-H´ (c), y I-I´(d) de la Figura 4 para la región de Colima-Jalisco. Los símbolos son los mismos de la Figura 2 y 3. 
Los mecanismos rojos indican fallamiento inverso consistente con deslizamiento interplaca, los azules indican fallamiento normal y los grises son de 
fallamiento transcurrente e inverso inconsistentes con deslizamiento en el contacto interplaca.
FI 
~ -20 
16 -40 
"O 
'g -60 
:::J 
'O -80 a:: 
E 
6 
16 
"O 
'6 
e 
:::J 
'2 
o... 
E 
6 
16 
"O 
'6 
e 
:::J 
'2 
o... 
o 50 100 150 200 250 
GI b) G 
O ~~~++~~~~~~~~~~~~r 
-20 
-40 
-60 
-80 
-100 ~~~~TT~~~~~~~~~~-L 
o 
e) H 
50 100 150 200 250 
HI 
O ~~,~~~~~~~~~~~~~~ 
-20 
-40 
-60 
. ~ 
~ 51M 
50M 
-80 
-100 ~~~~~~~~~~~~~~~-L 
10 50 100 
d)O ." , I 1 _ 
=!~: J I~~ ~ 
-60 - 3M .97M 54~ ~c 
150 200 250 
I 
1
I 
I I 
-
-
-
-80 - -
-100 1-~~~I~~~I~~~I~~~I~~~I~~ 
o 50 100 150 200 250 
Distancia (km) 
Rosario
22
Martínez-López y Mendoza210210
asumiendo un ángulo de buzamiento de 25º. Este ángulo 
corresponde al buzamiento propuesto por Pardo y Suárez 
(1995) para la placa de Cocos y es consistente con el 
buzamiento promedio de los planos de falla observados 
para los mecanismos inversos someros en el segmento de 
Michoacán.
Cabe mencionar que las réplicas de sismos mayores que 
han ocurrido en el segmento de Michoacán no sobrepasan 
los 30 km de profundidad, incluyendo los eventos de 
septiembre de 1985 (UNAM Seismology Group, 1986) y de 
Petatlán de 1979 (Valdés et al., 1982). Sin embargo, modelos 
de deslizamiento determinados para el sismo del 19 de 
septiembre de 1985 (Mw 8.0) y el sismo de Petatlán de 1979 
(Mw 7.4) tienen un ancho de ruptura de aproximadamente 
90 km (Mendoza y Hartzell, 1989; Mendoza, 1995), 
indicando que la profundidad máxima de las réplicas no 
coincide con el límite del contacto sismogénico. Incluso, 
trabajos anteriores (p. ej., Mendoza y Hartzell, 1988; Das 
y Henry, 2003) indican que las áreas de réplicas de los 
eventos principales no corresponden a las dimensiones de 
la ruptura cosísmica.
Para el segmento de Jalisco también se combinaron los 
cuatro perfiles correspondientes a la placa de Rivera en 
un solo cuadro (Figura 7b). Se observa que el evento más 
profundo de fallamiento inverso está a una profundidad 
aproximada de 40 km (evento 92P). Este evento es el mismo 
que tomó Pardo y Suárez (1995) para estimar la profundidad 
máxima del contacto sismogénico en el segmento de Jalisco. 
El evento 50M de fallamiento normal está a esta misma 
profundidad aunque corresponde a un sismo menor (ML 
3.3). No encontramos entonces información adicional que 
modifique el valor de 40 km estimado por Pardo y Suárez 
(1995) para la profundidad máxima del acoplamiento 
sismogénico. Basado en estos resultados, Pardo y Suárez 
(1995) sugieren un ancho de 75 km para la zona sismogénica 
en el segmento de Jalisco tomando un ángulo de 32º para 
la placa de Rivera.
5. Implicaciones para la Ruptura Sísmica
De acuerdo a Hanks y Kanamori (1979), el momento 
sísmico liberado durante un sismo esta definido por el 
producto de la rigidez, el área de ruptura y el deslizamiento 
promedio. El momento sísmico entonces aumenta con el 
área de ruptura, y el tamaño de los sismos en un segmento 
dado está controlado por el ancho y longitud de ruptura 
(Heuret et al., 2011). Nuestros resultados entonces tienen 
implicaciones importantes para la estimación de la magnitud 
máxima esperada para sismos mayores en la zona de 
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco.
La historia sísmica reciente en el segmento de Michoacán 
indica que el deslizamiento sísmico principal ha ocurrido 
en secciones (ver Figura 1), relacionado probablemente a la 
existencia de asperezas en el contacto interplaca (Mendoza, 
1993). Sin embargo, existen zonas de subducción a nivel 
mundial donde se han observado secuencias de rupturas 
adyacentes durante una época, alternadas con la ocurrencia 
Figura 7. Combinación de los perfiles A, B, C, D y E para el segmento de Michoacan (a) y los perfiles F, G, H, e I para el segmento de Jalisco (b). Las 
estrellas representan los eventos de fallamiento inverso consistentes con deslizamiento en el contacto interplaca y los diamantes representan los eventos 
de fallamiento normal. Los círculos negros son los hipocentros que se examinaron en este trabajo.
Rosario
23
Acoplamiento sismogénico en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México 211
de un solo megasismo en otra época durante diferentes 
ciclos sísmicos. En estos casos, los megasismos incorporan 
las zonas de ruptura de los sismos anteriores, resultando en 
un comportamiento variable de ruptura caracterizado por 
una repetición de deslizamiento en zonas específicas a lo 
largo del contacto interplaca. Ejemplos incluyen las zonas 
de subducción de Colombia-Ecuador (Kelleher, 1972; 
Kanamori y McNally, 1982), Nankai en Japón (Imamura, 
1928; Ando, 1975), y Sumatra-Andaman en Indonesia 
(Bilham et al., 2005; Kanamori, 2006). El megasismo del 
26 de diciembre del 2004 de Sumatra-Andaman (Mw 9.2), 
ocurrió en una zona donde no existían registros históricos e 
instrumentales de sismos con magnitud mayor a 8. El sismo 
rompió una longitud de 1400 km que abarcó las zonas de 
ruptura de los sismos mayores generados anteriormente 
en la zona. 
Este comportamiento de ruptura variable sugiere la 
posibilidad de que todo el segmento de Michoacán se 
deslice en una sola ruptura sísmica. En la región de Oaxaca 
en México, por ejemplo, se tienen reportes históricos de un 
sismo de una magnitud estimada de Mw 8.6 que ocurrió 
el 28 de marzo de 1787 con una longitud de ruptura de 
450 km, aunque en los últimos 100 años se han generado 
sismos de magnitudes de entre 7.3 a 8.2 (Suárez y Albini, 
2009). Existen leyes de escalamiento tanto empíricas 
(p. ej., Wells y Coppersmith, 1994) como teóricas (p. ej., 
Leonard, 2010) que relacionan los parámetros de la ruptura, 
como las dimensiones y el deslizamiento, al momento 
sísmico. Algunas de estas relaciones se han desarrollado 
específicamente para zonas de subducción (Somerville 
et al., 2002; Murotani et al., 2008; Blaser et al., 2010; 
Strasser et al., 2010; Ramírez-Gaytán et al., 2014).
Ramírez-Gaytán et al. (2014) derivaron relaciones 
empíricas de escalamiento para la zona de subducción 
de México a partir de modelos de ruptura determinados 
para siete sismos mayores o igual a MW 6.9 ocurridos de 
1979 a 2003 y ubicados principalmente en la región de 
Guerrero-Colima-Michoacán. Sin embargo, las relaciones 
de Ramírez-Gaytán et al. (2014) subestiman la magnitud del 
evento del 19 de septiembre 1985 si se asumen dimensiones 
consistentes con el modelo de ruptura determinado por 
Mendoza y Hartzell (1989). Estas relaciones también 
subestiman la magnitud obtenida por Singh et al. (1984) 
para el sismo de Jalisco del 3 de junio 1932 si se utilizan las 
dimensiones del área de réplicas para estimar la magnitud. 
En este trabajo preferimos utilizar las leyes de escalamiento 
de Murotani et al. (2008), las cuales están basadas en 
eventos de subducción en Japón, porque producen valores 
más apropiados para estos dos eventos. Cabe indicar, 
sin embargo, que las leyes de Murotani et al. (2008) no 
consideraron el megasismo de Tohoku, Japón de 2011 (Mw 
9.0) por lo que podrían subestimar la magnitud para eventos 
mayores a Mw 8. 
Si consideramos un área A (en km2) que corresponde 
a una longitud de 300 km y un ancho de 95 km para el 
segmento de Michoacán, la relación de Murotani et al. 
(2008)
 A = 1.48 x 10-10 Mo2/3 (1)
indicaría un momento sísmico Mo de 2.7 x 1021newton-
metros (nt-m), que corresponde a una magnitud Mw de 
8.25. La ecuación de Murotani et al. (2008) que relaciona 
el deslizamiento promedio D (en m) y el momento sísmico 
(en nt-m)
 D = 1.48 x 10-7 Mo1/3 (2)
indicaría un deslizamiento de 2 m a lo largo del segmento. 
Cabe mencionar que el deslizamiento máximo para el 
sismo podría ser mucho mayor a 2 m, tomando en cuenta 
que la distribución de deslizamiento a lo largo de una falla 
es generalmente heterogéneo e involucra la fractura de 
asperezas independientes en el plano del contacto interplaca. 
En lo que respecta a la placa de Rivera en la región de 
Colima-Jalisco, es difícil saber la longitud máxima que 
podría tener un sismo mayor pero si el área de réplicas 
de los sismos de 1932 define el límite norte del evento, 
entonces este se podría extender por una distancia de 
aproximadamente 420 km. Aplicando la ecuación 1 
considerando un ancho máximo de 75 km para la ruptura 
podemos estimar un momento sísmico de 3.1 x 1021 nt-
m, indicando una magnitud de 8.3 Mw comparable a la 
magnitud máxima estimada para el segmento de Michoacán. 
Esta magnitud es mayor a la magnitud máxima de Mw 8.15 
estimada por Singh et al. (1985) en base a la edad de la placa 
de Rivera y la velocidad de convergencia. Estimaciones de 
magnitud máxima basadas en las edades de las placas se 
han cuestionado recientemente porque no coinciden con 
los tamaños de los megasismos ocurridos en los últimos 
años en Indonesia 2004 y Japón 2011 (Stein y Okal, 2011). 
No se puede descartar la posibilidad de que una sola 
ruptura en un megasismo incluya los dos segmentos de 
Michoacán y de Jalisco. Sin embargo, esto es quizás poco 
probable ya que ambos segmentos pertenecen a placas 
tectónicas distintas con diferentes geometrías de la zona 
de contacto interplaca. Sería más probable que una ruptura 
en el segmento de Michoacán se extienda al sur más allá 
de la zona de fracturas de Orozco. En ese caso, el tamaño 
del sismo esperado sería mayor a la magnitud de Mw 8.25 
estimada en este trabajo para el segmento de Michoacán. 
La historia sísmica en la zona de subducción de 
Michoacán-Colima-Jalisco indica que los segmentos 
de Michoacán y Jalisco se han roto principalmente en 
eventos de magnitud entre 7.2 y 8.1 durante el último 
siglo. El proceso de ruptura durante estos sismos mayores 
puede ser complejo donde se pueden romper más de una 
aspereza. Entre cada aspereza pueden quedar espacios en 
el contacto interplaca donde se podría generar otro sismo 
a futuro, asumiendo que esas zonas no se han deslizado 
anteriormente. Por ejemplo, el sismo del 25 de octubre de 
1981 ocurrió entre dos asperezas que se rompieron 4 años 
Rosario
24
Martínez-López y Mendoza212212
después durante el evento del 19 de septiembre de 1985 
(Mendoza, 1993). Es difícil saber con anticipación el lugar y 
el tamaño de los sismos que se podrían generar en el contacto 
interplaca. Sin embargo, nuestros resultados identifican 
áreas donde podría haber un deslizamiento cosísmico futuro, 
asumiendo que los sismos continúan rompiendo secciones 
parciales de ambos segmentos. 
Sería importante entonces examinar a detalle la 
distribución de las rupturas históricas para tratar de 
entender el proceso de generación de sismos mayores 
en la zona de subducción Michoacán-Colima-Jalisco. 
Este historial aportaría conocimientos importantes que 
ayudarían a identificar los posibles tiempos de recurrencia 
y el potencial sísmico. La ubicación e interacción de las 
asperezas responsables por la generación de los sismos 
mayores podrían identificar áreas en la zona de contacto 
interplaca predispuestas a experimentar deslizamiento 
cosísmico en el futuro cercano. El estudio detallado de la 
distribución de las rupturas históricas en los segmentos de 
Michoacán y Jalisco está fuera del alcance de este trabajo 
que se concentra principalmente en la estimación del ancho 
del contacto sismogénico basado en la ubicación de los 
mecanismos inversos observados.
6. Conclusiones
Los hipocentros y mecanismos focales, observados 
entre 1964 y 2008 en la zona de subducción de Michoacán-
Colima-Jalisco, nos permitieron examinar el ancho de 
la zona de acoplamiento sismogénico del segmento 
de Michoacán en la placa de Cocos y el segmento de 
Jalisco en la placa de Rivera. A partir de un análisis 
detallado de perfiles de sismicidad perpendicular a la 
trinchera Mesoamericana encontramos que la profundidad 
máxima de la zona sismogénica en ambos segmentos es 
aproximadamente 40 km. 
Para el segmento de Michoacán, esta profundidad 
máxima contrasta con los ~ 25 km propuestos anteriormente 
por varios autores para toda la placa de Cocos en México 
(Tichelaar y Ruff, 1993; Pardo y Suárez, 1995; Suárez 
y Sánchez, 1996). Nuestro análisis incluye mecanismos 
focales inversos que no estaban disponibles anteriormente 
y que sugieren una profundidad máxima consistente con 
los valores de 40 – 55 km observados en otras partes del 
mundo. Esto indica que la porción noroeste de la zona de 
subducción de la placa de Cocos no es anómala. Nuestro 
estudio considera únicamente la sección que pertenece al 
segmento de Michoacán y no podemos especular sobre la 
profundidad del contacto sismogénico al sureste de la zona 
de fractura de Orozco. 
La profundidad máxima de 40 km observada para 
eventos inversos consistentes con deslizamiento en el 
contacto interplaca en el segmento de Michoacán sugiere 
un ancho sismogénico de aproximadamente 95 km tomando 
un ángulo de buzamiento de 25º para la porción noroeste de 
la placa de Cocos. Este ancho de 95 km es consistente con 
las dimensiones de las rupturas determinadas a partir de la 
modelación de las formas de onda registradas para varios 
sismos recientes de Mw > 7 en el segmento de Michoacán, 
incluyendo el sismo del 19 de septiembre de 1985 (Mw 8.0) 
y el sismo de Petatlán de 1979 (Mw 7.4). Para la placa de 
Rivera, no existen mecanismos inversos adicionales que 
modifiquen la profundidad máxima de 40 km estimada por 
Pardo y Suárez (1995) para el acoplamiento sismogénico. 
Pardo y Suárez (1995) determinan un ancho de 75 km para 
la zona sismogénica asumiendo un ángulo de buzamiento 
de 32º. La longitud del segmento de Michoacán (300 km) es 
menor a la longitud del segmento de Jalisco (420 km) pero el 
mayor ancho del contacto sismogénico en Michoacán indica 
un área similar a la del segmento de Jalisco, sugiriendo un 
valor similar (Mw 8.3) para la magnitud máxima esperada 
en ambos segmentos y un deslizamiento promedio de ~ 2 m.
 
 
Agradecimientos
Este trabajo fue financiado por el proyecto UNAM/
PAPIIT IN104013. Se agradece al Conacyt por el apoyo 
otorgado a M. R. Martínez López. Las imágenes se realizaron 
con el programa GMT (Generic Mapping Tools) de Wessel 
y Smith (1991). Agradecemos además los comentarios del 
editor D. Legrand y de los revisores B. Delouis y G. Suárez 
que mejoraron la presentación del trabajo.
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Manuscrito recibido: Agosto 1, 2014
Manuscrito corregido recibido: Junio 19, 2015
Manuscrito aceptado: Junio 25, 2015
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CAPÍTULO II.- THE MW 7.3 PAPANOA, MEXICO EARTHQUAKE OF APRIL 18, 
2014: IMPLICATIONS FOR RECURRENT M > 7 THRUST EARTHQUAKES IN 
WESTERN GUERRERO. Publicado en la revista de Geofísica internacional 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geofísica internacional (2017) 56-1: 13-26
13
oriGinal paper
Resumen
Se aplica un procedimiento de inversión de falla 
finita para obtener un modelo de deslizamiento 
del sismo Mw 7.3 de Papanoa, México, del 
18 de abril 2014 utilizando ondas de cuerpo 
telesísmicas de banda ancha. La inversión de 
ondas P y SH en desplazamiento identifica 
un modelo de ruptura caracterizado por dos 
fuentes principales de deslizamiento en la 
costa noroeste de Guerrero donde también 
ocurrieron varios sismos de M > 7 en 1943, 
1979 y 1985. Una comparación del modelo 
de deslizamiento de 2014 con las rupturas 
observadas para los sismos de 1979 y 1985 
sugiere que las zonas de alto deslizamiento no 
coinciden espacialmente, a pesar de la similitud 
en el tamaño y la ubicación de las áreas de 
réplicas de los tres eventos. Las zonas de 
mayor deslizamiento cosísmico se interpretan 
como asperezas en la frontera entre las placas 
de Cocos y Norteamérica. El empalme limitado 
The Mw 7.3 Papanoa, Mexico earthquake of April 18, 2014: 
Implications for recurrent M > 7 thrust earthquakes in western 
Guerrero
Carlos Mendoza* and María del Rosario Martínez López
Received: March 24, 2016; accepted: November 11, 2016; published on line: January 01, 2017
DOI: 10.19155/geofint.2017.056.1.2
C. Mendoza*
Centro de Geociencias
Universidad Nacional Autónoma de México
Campus Juriquilla
Querétaro, México
*Corresponding author: mendozac@geociencias.
unam.mx
M.R. Martínez López
Posgrado en Ciencias de la Tierra
Universidad Nacional Autónoma de México
Campus Juriquilla
Querétaro, México
de asperezas entre un evento y otro indica que 
las caracteristicas de la ruptura para sismos 
inversos M > 7 en la costa noroeste de Guerrero 
no se han repetido en los últimos 70 años. Este 
comportamiento sugiere que es mas probable 
que sismos futuros de M > 7 involucren áreas 
en el contacto interplaca ubicadas entre las 
zonas principales del fallamiento cosísmico 
observado recientemente. Además, las aspere-
zas observadas y los espacios entre ellas 
podrían identificar lugares de fallamiento cosís-
mico en megasismos futuros. Los resultados 
tienen implicaciones importantes para el po-
tencial sísmico y la recurrencia de sismos de 
subducción M > 7 además de la simulación 
del movimiento fuerte esperado para estos 
eventos.
Palabras clave: propiedades de la fuente sísmica, 
inversión de falla finita, distribución de asperezas, 
zona de subducción de México.
Rosario
29
C. Mendoza and M.R. Martínez López
14 Volume 56 number 1
Abstract
We apply a single-step, finite-fault waveform 
inversion procedure to derive a coseismic slip 
model for the large MW 7.3 Papanoa, Mexico 
earthquake of 18 April 2014 using broadband 
teleseismic body waves. Inversion of the P and 
SH ground-displacement waveforms yields a 
rupture model characterized by two principal 
sources of slip in the northwest portion of the 
Guerrero coast. The region is also the site of 
several M > 7 earthquakes in 1943, 1979 and 
1985. A comparison of the 2014 slip model 
with ruptures observed for the 1979 and 1985 
earthquakes suggests that the zones of high slip 
do not spatiallycoincide, despite similarities in 
the size and location of their aftershock areas. 
The zones of high coseismic slip are interpreted 
to represent asperity areas along the Cocos-
North America plate boundary, and their limited 
spatial overlap from one event to another 
Introduction
The Michoacán-Guerrero portion of the Mexico 
subduction zone has been the site of numerous 
large M > 7 earthquakes in the last century 
that have caused significant damage both 
inland and along the coast (Figure 1). These 
events generally result from shallow rever-
se faulting along the Cocos-North America 
plate boundary and include the recent Mw 
7.3 Papanoa earthquake of 18 April 2014 that 
caused significant damage near the epicenter 
and minor damage in Mexico City (UNAM 
Seismology Group, 2015). The Papanoa 
earthquake is the latest of several large M > 
7 subduction events in Michoacán and western 
Guerrero that includes the Mw 8.0 and Mw 7.5 
earthquakes of 19 and 21 September 1985 
(Table 1), which resulted in unprecedented 
damage and loss of life in Mexico City. The 
2014 Papanoa earthquake occurred southeast 
of the 21 September 1985 event, near the 
epicenters of the Mw 7.4 earthquake of 14 
March 1979 and the Ms 7.5 earthquake of 22 
February 1943. An Ms 7.0 earthquake on 27 
March 1908 had also been considered to be 
located within this region (e.g., Singh et al., 
1984a). However, a review of felt and damage 
reports suggests that it occurred southeast of 
Acapulco (at 16.3ºN, 98.5ºW), following the 
large Ms 7.8 earthquake of 26 March 1908 
(UNAM Seismology Group, 2015).
Aftershock areas for the 21 September 1985, 
the 14 March 1979, and the 22 February 1943 
earthquakes appear to at least partially overlap 
(Figure 2), suggesting that the earthquakes 
may have ruptured common localized areas 
indicates that the rupture characteristics of 
recurring M > 7 thrust earthquakes in this 
portion of western Guerrero have not repeated 
in the last 70 years. The abutting nature of 
the asperities suggests that future large M > 
7 earthquakes are likely to involve interplate 
patches between areas where large coseismic 
failure has been recently observed. Also, the 
observed asperities and their intervening 
regions may define locations where seismic 
failure may occur in future megathrust events. 
The results have important implications for 
the potential and recurrence of large M > 7 
subduction earthquakes and the estimation 
of the strong ground motions expected from 
these events.
Key words: earthquake source properties, finite-
fault inversion, asperity distribution, Mexico 
subduction zone.
of the Cocos-North America plate boundary 
(UNAM Seismology Group, 2015). Aftershocks 
located by the Servicio Sismológico Nacional 
(SSN) in the 3 weeks following the 2014 
Papanoa earthquake also extend across the 
aftershock areas of the 1943, 1979, and 1985 
events (Figure 2). Aftershock areas of large 
earthquakes have generally been used to 
delineate the location and extent of historical 
seismogenic ruptures in subduction regions 
(e.g., Sykes, 1971; Kelleher, 1972; McCann et 
al., 1979; Lay et al., 1982). Such qualitative 
observations are useful for documenting the 
general earthquake history at subduction 
zones and evaluating the potential for large 
damaging events. However, they provide little 
detailed information on the distribution of 
interplate rupture during particular earthquakes 
or the behavior of recurring seismic events. 
The observed geographic overlap of aftershock 
areas in western Guerrero, for example, would 
suggest that recent coseismic rupture has been 
confined to the same portion of the shallow 
Cocos-North America plate interface, implying 
an average recurrence interval of ~24 years 
for M > 7 thrust earthquakes in the region. 
However, a more detailed examination of the 
location of primary slip areas for these events 
may provide valuable information on the 
character of large, recurrent earthquakes in 
the region.
In this study, we derive the coseismic fault 
slip for the 18 April 2014 Papanoa earthquake 
and compare with the locations of the rupture 
areas derived for the 14 March 1979 Petatlán 
and the 21 September 1985 Zihuatanejo 
earthquakes to examine the relationship 
Rosario
30
Geofísica internacional
January - march 2017 15
Figure 1. Epicenters (stars) of large, shallow M > 7 earthquakes in the last century along the Michoacán-Guerrero 
portion of the Mexico subduction zone. Source mechanisms obtained from the Global Centroid Moment Tensor 
Project catalog (http://www.globalcmt.org) are shown for recent events. MAT = Middle America Trench.
 Date
 (dd-mm-yr) Lat (º) Lon (º) Magnitude
 07-jun-19110 17.50 -102.50 7.7 Ms
 16-dec-19111 16.90 -100.70 7.4 Ms
 15-apr-19412 18.85 -102.94 7.7 Ms
 22-feb-19432 17.62 -101.15 7.5 Ms
 14-mar-19793 17.46 -101.46 7.4 Mw
 25-oct-19814 17.75 -102.25 7.2 Mw
 19-sep-19855 18.14 -102.71 8.0 Mw
 21-sep-19855 17.62 -101.82 7.5 Mw
 18-apr-20146 17.38 -101.06 7.3 Mw
Table 1. M ≥ 7 thrust earthquakes in the Michoacán-Guerrero portion of the Mexico subduction zone 
(100ºW - 103ºW).
Epicentral locations from: 0, Anderson et al. (1989); 1, Singh et al. 1984a; 2, Kelleher et al. (1973); 
3, Gettrust et al. (1981); 4, Havskov et al. (1983); 5, UNAM Seismology Group (1986); 6, UNAM 
Seismology Group (2015).
Rosario
31
C. Mendoza and M.R. Martínez López
16 Volume 56 number 1
between recurring slip zones along the shallow 
interplate boundary. We apply a finite-fault 
waveform inversion procedure to recover a 
coseismic slip model for the 2014 Papanoa 
earthquake using an extensive teleseismic, 
broadband dataset that includes 70 body-wave 
records. Our comparison of the 2014 Papanoa 
slip model with rupture areas previously 
observed for the 1979 Petatlán and 1985 
Zihuatanejo earthquakes provides insight 
on the interaction of interplate asperities for 
recurring events along this portion of the 
Cocos-North America plate boundary.
Inversion method
We use the finite-fault inversion scheme 
developed by Hartzell and Heaton (1983), 
where the observed seismic waveforms are 
inverted to recover the coseismic slip on a fault 
plane of prescribed orientation placed at a 
specific depth in a given crustal structure. In the 
finite-fault formulation, the fault dimensions 
are chosen to encompass the rupture area 
expected for the known earthquake magnitude. 
The fault is then divided into a given number 
of subfaults, and a set of point sources are 
distributed uniformly across each subfault. 
Body-wave point-source responses (Green´s 
functions) are calculated at each recording 
station using a boxcar source-time function 
of finite duration. Generalized ray theory 
(Helmberger and Harkrider, 1978) is used to 
calculate the Green´s functions for a layered, 
near-source crustal structure. These include 
internal reflections and mode conversions, 
incorporating depth-phase contributions to the 
body waves. In this study, we use a layered 
structure derived from the gradient velocity 
model developed by Stolte et al. (1986) for the 
Michoacán-Guerrero region.
Synthetic waveforms are then constructed 
for each subfault at all the recording sites by 
Figure 2. Epicenters (stars) and aftershock areas (ovals) of large, recent M > 7 thrust earthquakes in the Papanoa 
region. Aftershock areas for the September 21, 1985 (purple) and the March 14, 1979 (blue) earthquakes are 
from UNAM Seismology Group (1986). The aftershock area of the February 22, 1943 earthquake (green) is from 
Kelleher et al. (1973). Epicenters of Mw > 3 aftershocks (red) located by the Servicio Sismológico Nacional in the 
3 weeks following the April 18, 2014 Papanoa mainshock are also shown.
Rosario
32
Geofísica internacional
January - march 2017 17
summing the point-source responses, taking 
into account the appropriate time delays for 
a rupture front propagating at a prescribed 
speed across the fault. The synthetic records 
constructedfor each subfault are placed end-
to-end to form the columns of a matrix A of 
subfault synthetics. The observed waveforms 
recorded at all the stations are also placed 
end-to-end to form a data vector b. Together, 
these form an overdetermined system of linear 
equations Ax=b where the elements of the 
solution vector x represent the slips required 
of each subfault to reproduce the observations. 
Multiple slip intervals are accommodated by 
adding columns to the A matrix constructed 
by successively lagging the subfault synthetics 
by the width of the boxcar source-time function. 
This results in a specified number of time win-
dows that discretize the rise time on the fault. 
The inversion then recovers the slip in each 
subfault for each of the specified time windows, 
thus identifying a long rise time if required by 
the observations.
The inverse problem is stabilized by adding 
constraint equations of the form λFnx = 0 to 
the linear system,
depth, however, are more important since 
different depths result in synthetic waveforms 
with depth-phase contributions arriving at 
different times following the direct P arrival. 
Fault-depth uncertainties can generally be 
reduced by performing several inversions at 
different hypocentral depths and selecting the 
solution with the lowest Euclidean Norm ||Ax - 
b||, which provides a direct measure of the fit 
to the observed waveforms.
The inversion method of Hartzell and 
Heaton (1983) has historically been performed 
by iteratively incrementing the smoothing 
value λ until the waveform fits become visibly 
degraded in an effort to identify the simplest 
solution that satisfies the observations. 
However, Mendoza and Hartzell (2013) showed 
that the amount of stabilization to apply can 
be estimated directly from the inverse problem 
using the relation λ=90|a|avg, where |a|avg 
is the average of the absolute values of the 
elements of the coefficient matrix Cd-1A. This 
smoothing estimate is comparable to the value 
obtained using the visual iterative approach, 
yielding a more timely calculation of the 
distribution of coseismic slip. In this study, we 
use the Mendoza and Hartzell (2013) relation to 
estimate the degree of smoothing to use in the 
inversion of the teleseismic body waveforms, 
recovering the rupture model in a single step.
2014 Papanoa Slip Model
We invert the broadband, teleseismic P and 
SH waveforms recorded for the 2014 Papanoa 
earthquake by the Global Seismographic 
Network, obtained from the Incorporated 
Research Institutions for Seismology (IRIS) 
Data Center (http://www.iris.edu). The data 
include 43 vertical P-wave records from 
stations located 25º-95º from the earthquake 
epicenter and 27 SH waveforms obtained by 
rotating the horizontal components to their 
source-station azimuths for recording sites 
located at distances of 40º-80º (Table 2). 
We use the epicenter computed by the UNAM 
Seismology Group (2015) using local P-wave 
arrival times and source-station azimuths. 
Observed P and SH records were deconvolved 
to ground displacement, resampled to a time 
step of 0.25s, and passband-filtered between 1 
and 60s. The waveforms were then windowed 
to 70s record lengths, and an exponential taper 
was applied 40s after the record start time to 
minimize the mapping of non-source related 
effects onto the fault.
The fault geometry (300º strike, 23º 
dip, and 95º rake) is based on the source 
parameters derived from a W-phase analysis 
where F1 corresponds to the difference in slip 
between adjacent subfaults, and F2 is the 
identity matrix. The former imposes a smooth 
transition of slip from subfault to subfault, 
and the latter reduces the length of the x 
vector, effectively minimizing the total seismic 
moment. The value of λ controls the tradeoff 
between applying the constraints and fitting 
the observations, and Cd-1 is a data covariance 
matrix that normalizes each station record to 
its maximum amplitude.
In the teleseismic inversion problem, 
errors in the epicentral location of the rupture 
initiation point do not affect the resulting slip 
model since differences in location due to these 
errors have a minimal effect on the teleseismic 
Green´s functions. That is, the solution is 
obtained strictly from the timing of waveform 
contributions following the initial P-wave arrival 
at each of the recording sites, and teleseismic 
slip models derived using the methodology can 
be simply moved over along the fault to coincide 
with an epicentral location that is believed to 
be more accurate. Errors in the hypocenter 
Rosario
33
C. Mendoza and M.R. Martínez López
18 Volume 56 number 1
of the regional broadband waveforms (UNAM 
Seismology Group, 2015) and is consistent with 
a shallow, northeast-dipping thrust along the 
Cocos-North America plate boundary. The fault 
dimensions are 100 km x 100 km, and the fault 
is divided into 400 5 km x 5 km subfaults. The 
hypocenter is 40 km from the top and 30 km 
from southeast edge of the fault, and a boxcar 
of 1s duration is used to calculate the point-
source Green´s functions. A rupture velocity 
of 2.6 km/s is used to construct the subfault 
synthetics, corresponding to about 70% of the 
average shear-wave speed in the assumed near-
source crustal structure. Ten time-windows are 
used in the inversion, allowing up to 10s for 
the rise time on the fault. 
Station Distance (°) Azimuth (°) Wave Station Distance (°) Azimuth (°) Wave
 Type Type
ADK 67.7 -40.5 P SAML 45.7 122.0 P
AFI 76.4 -109.4 P SDDR 28.3 82.1 P
BBSR 36.0 58.6 P SDV 30.8 102.0 P
BFO 89.5 39.0 P SFJD 59.2 20.7 P
BILL 75.0 -22.9 P, SH SJG 33.2 83.3 P
BORG 70.1 26.7 P SSPA 30.6 36.0 P
CMB 26.7 -35.6 P TIXI 85.0 -14.1 P
CMLA 68.3 55.7 P YAK 91.3 -21.4 P
COLA 56.8 -21.8 P YSS 94.2 -38.0 P
COR 32.9 -29.8 P ANM 63.5 -25.8 SH
EFI 78.3 154.3 P BBB 40.8 -25.4 SH
ESK 80.3 35.1 P BERG 52.7 -25.0 SH
FFC 37.3 -0.9 P BESE 48.5 -23.1 SH
GRGR 38.4 92.3 P CNP 55.5 -28.4 SH
GRTK 28.5 76.8 P CRQ 52.6 -24.4 SH
HOPE 90.0 148.0 P EYAK 53.6 -25.6 SH
HRV 35.5 38.9 P GHO 55.6 -25.3 SH
KBS 77.4 10.5 P JIS 47.7 -23.1 SH
KDAK 55.3 -30.7 P LPAZ 46.6 134.1 SH
KEV 85.8 15.9 P MID 53.2 -27.0 SH
KONO 85.1 28.5 P MPG 48.9 98.5 SH
LVC 50.7 140.5 P NIUE 76.8 -115.0 SH
LVZ 89.1 15.3 P PEL 58.0 150.0 SH
MA2 84.0 -29.1 P PLCA 64.4 154.7 SH
MACI 77.3 64.2 P, SH PNL 50.5 -24.1 SH
MSVF 86.9 -109.5 P PPTF 59.0 -123.6 SH
NNA 37.7 139.0 P PTPK 52.7 -23.8 SH
NV31 25.8 -32.1 P SIT 47.2 -24.8 SH
PAB 84.1 50.5 P SKAG 48.8 -22.5 SH
PET 82.3 -36.9 P SPB 66.3 126.2 SH
PTGA 44.3 109.7 P SSP 52.2 -24.9 SH
RCBR 68.3 103.7 P TAOE 46.6 -120.9 SH
RSSD 26.8 -4.8 P TGL 52.5 -24.3 SH
SACV 73.9 79.0 P WAT7 56.1 -24.2 SH
Table 2. Teleseismic P and SH records used in source inversion
Rosario
34
Geofísica internacional
January - march 2017 19
We test several nucleation depths to 
constrain the depth of the fault. Table 3 gives 
estimates of the misfit between observed and 
predicted waveforms for several hypocentral 
depths, as measured by the Euclidean norm 
||Ax-b|| obtained in the inversion. The best 
fit is obtained for a depth of 18 km, which 
coincides with the focal depth computed by 
the SSN for the earthquake (UNAM Seismology 
Group, 2015). The resulting slip model (Figure 
3) shows two distinct sources of large slip 
separated by about 10 km: a 30 km x 30 km 
area near the hypocenter with a peak slip of 
2.2 m and a second 20 km x 35 km source 
to the northwest with a peak slip of 1.9 m. 
The waveform fits (Figure 4) correspond to an 
estimated seismic moment of 1.0 x 1027 dyne-
cm (Mw 7.3). A rise time of 2-4s is estimated 
for both zones of maximum slip. Five 1s 
time windows would therefore be sufficient 
to recover the teleseismic source model. An 
inversion of the P and SH data recorded for the 
Papanoa earthquake using five, instead of ten, 
time windows yields a fault-slip distribution 
that is practically identical to that shown in 
Figure 3.
The UNAM Seismology Group (2015) 
obtained a similar slip modelfor the 2014 
Papanoa earthquake from an inversion of the 
teleseismic body waves, the recorded surface 
waves, and geodetic measurements from two 
near-source sites. Their slip model also shows 
two areas of coseismic slip separated by 10 km 
along the fault, one near the hypocenter with 
a peak slip of about 2 m and a second source 
with a peak slip of about 1.7 m located updip 
and to the northwest. They obtain a seismic 
moment of 8.3 x 1026 dyne-cm from the body- 
and surface-wave records (UNAM Seismology 
Group, 2015).
 Depth (km) Euclidean Norm (||Ax-b||)
 16 21.15
 18 20.97
 20 21.47
 22 22.43
 24 23.96
Table 3. Inversion results for different 
hypocentral depths.
Figure 3. Coseismic slip (in 
cm) derived in this study for 
the April 18, 2014 Papanoa 
earthquake projected to 
the surface based on the 
location of the earthquake 
epicenter (star). The fault 
is divided into 400 5-km x 
5-km subfaults and strikes 
at 300º with a 23º dip to 
the northeast. The black 
polygons outline subfaults 
with slip greater than 50 
percent of the maximum slip 
of 2.2 m observed near the 
hypocenter.
Rosario
35
C. Mendoza and M.R. Martínez López
20 Volume 56 number 1
Figure 4. a) P and b) SH waveform fits between observed (solid) and theoretical (dotted) records for the 2014 
Papanoa source model shown in Figure 3. Observed peak amplitudes (in microns) are shown to the right for each 
station. Waveform fits correspond to a seismic moment of 1.0 x 1027 dyne-cm.
Rosario
36
Geofísica internacional
January - march 2017 21
Other interplate ruptures in western 
Guerrero
As mentioned earlier, the 2014 Papanoa 
earthquake is located near the site of several M 
> 7 earthquakes that occurred on 22 February 
1943, 14 March 1979, and 21 September 
1985. The earthquake of 1943 occurred before 
the modern instrumental era, and there is 
not enough information to allow a detailed 
study of its rupture extent or slip distribution. 
Modeling of analog P waveforms recorded at 
European seismograph stations, however, 
indicate significant differences between the 
event and the earthquakes of 1979 and 1985 
(Singh et al., 1984b; Singh and Mortera, 
1991). Source time functions calculated for 
the 1943 earthquake at stations DBN (DeBilt, 
Holland) and STU (Stuttgart, Germany) are 
more complex, showing the contribution of 4 to 
6 subevents (Singh and Mortera, 1991). This is 
in contrast to the 1979 and 1985 recordings, 
which indicate a simpler rupture process (Singh 
and Mortera, 1991).
For the March 1979 Petatlán and the 
September 1985 Zihuatanejo earthquakes, 
Mendoza (1993; 1995) derived the extended 
source properties using the finite-fault 
methodology utilized in this study, although the 
procedure was slightly different. For the 1979 
Petatlán earthquake, Mendoza (1995) applied 
the multiple time-window approach using five 
time windows of 1s duration, allowing up to 5s 
for the rise time on the fault. The slip model 
shows a large 70 km x 70 km rupture area 
with a small source (70-cm peak) near the 
hypocenter and a larger source (1.2-m peak) 
Figure 4. (Continue).
Rosario
37
C. Mendoza and M.R. Martínez López
22 Volume 56 number 1
about 10 km to the southeast (Figure 5a). The 
source model was obtained from the inversion 
of 19 digital and analog teleseismic P waveforms 
that include long-period, broadband, and short-
period records (Mendoza, 1995). For the 1985 
Zihuatanejo earthquake, Mendoza (1993) used 
a single 1s triangular source time function to 
parameterize the fault, invoking a fixed rupture 
velocity and a short 1s rise time that may not 
be long enough for an event of this size.
Our goal is to conduct a consistent 
comparison between interplate ruptures in the 
region, and we analyze the teleseismic body 
waveforms recorded for 1985 earthquake 
using the multiple-time window approach to 
allow a comparable flexibility in the fault rise 
time. We inverted 13 long- and intermediate-
period P waveforms and 4 intermediate-
period SH records obtained from the IRIS 
Data Center for the event. The dataset is 
similar to that used by Mendoza (1993), who 
included 14 broadband and intermediate-
period P waveforms and 5 intermediate-period 
SH records. In our analysis, we deconvolved 
the records to ground displacement and pro-
cessed them in the same manner as the 
Papanoa data. We used a 100 x 100 km fault 
divided into 5 km x 5 km subfaults, keeping 
the same geometry (300° strike, 14° dip, 90° 
rake), hypocentral depth (20 km), and subfault 
rupture velocity (2.6 km/s) used by Mendoza 
(1993). We then performed the inversion using 
five 1s time windows to allow up to 5s for the 
rise time on the fault. The resulting slip model 
(Figure 5b) shows rupture dimensions similar 
to those observed by Mendoza (1993), with the 
majority of the slip located just southeast of 
the hypocenter. Our result, however, shows slip 
to be concentrated primarily in the downdip 
portion of the fault, rather than both updip and 
downdip of the hypocenter. A peak slip of 2.9 
m is observed at a depth of about 24 km. 
The slip models of the 1979 Petatlán, the 
1985 Zihuatanejo, and the 2014 Papanoa 
earthquakes show distinct source regions 
where coseismic slip is concentrated along 
the plate interface during the rupture process. 
These sources are interpreted to represent 
asperity zones that fail coseismically, radiating 
the primary portion of the seismic-wave energy 
recorded at the far-field observation sites. The 
asperities are presumably surrounded by weak 
intervening regions of low relative slip that 
contribute significantly less seismic energy at 
the seismic stations. Together, the stronger 
asperities and intervening areas of low slip 
map the overall rupture area of the earthquake 
(e.g., Kanamori, 1981; Lay et al., 1982). In 
Figure 5. Distribution of coseismic slip for a) the March 14, 1979 Petatlán and (b) the September 21, 1985 
Zihuatanejo earthquakes shown projected to the surface relative to the epicenter of the 2014 Papanoa earthquake. 
The 1979 slip model was obtained by Mendoza (1995) using 144 10-km x 10-km subfaults and has a peak slip 
of 1.2 m. The slip model of the 1985 Zihuatanejo earthquake was derived in this study using 400 5-km by 5-km 
subfaults and has a peak slip of 2.9 m. Black polygons outline subfaults with slip greater than 50 percent of the 
peak observed for each event.
Rosario
38
Geofísica internacional
January - march 2017 23
this respect, the entire rupture area excites 
the longer-period seismic-wave energy that is 
used to characterize the seismic moment of the 
earthquake.
To examine the failure of these asperities 
and their behavior over different earthquake 
cycles, we compare the principal rupture areas 
observed for the 1979 Petatlán, the 1985 
Zihuatanejo, and the 2014 Papanoa earthquakes 
along the northwestern portion of the Cocos-
North America plate boundary. There is an 
appreciable overlap between the overall slip 
areas of the 1979 and 2014 earthquakes, 
making it difficult to simply overlay the slip 
models along the coast. We thus plot the 
locations of the regions of high slip observed 
for each event, defined by values greater than 
50 percent of the maximum and constrained 
by the corresponding earthquake epicenters 
(Figure 6). The epicenter of the 1979 Petatlán 
earthquake was obtained by Gettrust et al. 
(1981) using local P and S arrival times. For the 
1985 Zihuatanejo earthquake, the epicenter 
was obtained by the UNAM Seismology Group 
(1986) using body-wave arrival times from 
12 local seismic stations. The 2014 Papanoa 
epicentral location was recomputed by the 
UNAM Seismology Group (2015) using local 
source-station azimuths and P arrival times. 
These are the most accurate epicenters 
available to date for all three events, and our 
comparison provides a direct examination of 
the rupture locations and asperities along the 
plate interface. We assume that the epicenters 
obtained usinglocal data represent the rupture-
nucleation points used to invert the teleseismic 
records. Large subduction earthquakes, 
however, sometimes exhibit low-amplitude, 
emergent beginnings that are not well recorded 
at teleseismic distances. Small precursors and 
emergent features, for example, have been 
previously observed for the 1979, 1985 and 
2014 earthquakes (Mendoza, 1993; 1995; 
UNAM Seismology Group, 2015). Detailed 
studies of the effect of these features on the 
relative location of the principal coseismic slip 
have yet to be undertaken, although they may 
help define more precisely the position of large 
earthquake ruptures along the plate boundary.
The high-slip zones of the three events 
differ in size and shape and do not occupy 
the same position along the plate interface 
(Figure 6). The areas of high slip observed 
for the 1979 and 1985 ruptures are located at 
or near the edges of the regions of high slip 
that were observed during the 2014 Papanoa 
earthquake, 30-35 years later. High slip in 
1979 appears to overlap the hypocentral 
source of 2014 ; however, we see from Figure 
5a that this 2014 source is located at the lower 
downdip margin of the highest slip observed 
in 1979. The second 2014 source of high slip 
to the northwest is located near, but does not 
coincide with, the small region of high slip 
observed in 1979 near the Petatlán hypocenter. 
This second 2014 source, in fact, appears to 
straddle the intervening region between the 
highest-slip area observed in 1979 and the 
principal rupture area of the 1985 Zihuatanejo 
earthquake to the northwest. Also, aftershocks 
Figure 6. Regions of high slip observed for 
the 2014 Papanoa (red), the 1985 Zihuatanejo 
(purple), and the 1979 Petatlán (blue) 
earthquakes represented by areas of slip 
greater than 50 percent of the peak for each 
event. Also shown are the 3-week aftershocks 
located by the SSN following the 2014 Papanoa 
mainshock.
Rosario
39
C. Mendoza and M.R. Martínez López
24 Volume 56 number 1
of the 2014 Papanoa earthquake occur land-
ward and seaward of the 2014 asperities and 
within the rupture zone of the 1979 earthquake, 
showing the limitations of using aftershock 
distributions to study the details of recurring 
interplate ruptures.
The principal areas of slip for all three 
events thus appear to abut, rather than 
coincide, suggesting that different localized 
portions of the plate interface were responsible 
for the observed seismic-wave radiation. To 
further examine this hypothesis, we reviewed 
the waveforms recorded for the 1979 Petatlán 
and 2014 Papanoa earthquakes at common 
teleseismic distances. In particular, we 
compared the short-period, P-wave ground-
velocity records observed at stations ZOBO, 
MAJO and KONO for the 1979 earthquake 
with equivalent P waveforms recorded for the 
2014 event (Figure 7). The 2014 waveforms 
were obtained by deconvolving the instrument 
response from the broadband, vertical records 
and applying the same 0.08-5 Hz Butterworth 
bandpass filter used by Mendoza (1995) to filter 
the 1979 short-period records at ZOBO, MAJO 
and KONO. The P waveforms observed at the 
three stations within this frequency range differ 
dramatically for the two earthquakes, indicating 
distinctly different rupture characteristics.
Conclusions and discussion
We have conducted a single-step finite-fault 
inversion of the high-quality, digital, teleseismic 
broadband body waves recorded for the Mw 7.3 
Papanoa, Mexico earthquake of 18 April 2014 to 
recover a detailed rupture model for the event. 
We inverted 43 P-wave and 27 SH records to 
derive a coseismic slip model characterized by 
two principal sources of similar extent (700-900 
km2 area) and slip amplitude (~2-m peak). The 
sources are interpreted to represent asperity 
areas along the shallow Cocos-North America 
plate boundary that contribute the primary 
portion of the body-wave energy recorded 
at the teleseismic stations. A comparison 
of these 2014 asperities with principal slip 
sources identified for two previous M > 7 thrust 
earthquakes indicates that the asperities of 
the three events do not coincide, despite the 
similarities and proximity in aftershock area 
locations.
The two previous events are the Mw 7.4 
Petatlán earthquake of 14 March 1979 and 
the Mw 7.5 Zihuatanejo earthquake of 21 
September 1985. The slip model of the 1979 
Petatlán earthquake was previously obtained 
by Mendoza (1995) from an inversion of 
teleseismic P waves using a multiple time-
window parameterization similar to that used 
to analyze the 2014 Papanoa earthquake. 
Mendoza (1993) also derived a slip model for 
the 1985 Zihuatanejo earthquake from the 
Figure 7. Comparison between the short-period, 
P-wave ground-velocity records observed for the 1979 
Petatlan earthquake and the equivalent P waveforms 
recorded for the 2014 Papanoa earthquake at stations 
ZOBO (top frame), KONO (middle frame) and MAJO 
(bottom frame). The 2014 waveforms shown were 
obtained by removing the instrument response from the 
broadband, vertical records at LPAZ, KONO and MAJO 
and then applying the same 0.08-5 Hz Butterworth 
bandpass filter used on the 1979 records. The LPAZ 
station location is very similar to the ZOBO site.
Rosario
40
Geofísica internacional
January - march 2017 25
teleseismic P waves, although the analysis did 
not allow for a variable rise time. To assure a 
more consistent comparison, we analyzed the 
digital teleseismic P and SH waves recorded 
for the 1985 Zihuatanejo earthquake using the 
same multiple time-window approach used to 
study the 1979 and 2014 earthquakes. The slip 
models of the three events allow a consistent 
examination of the asperity locations along this 
portion of the Mexico subduction zone.
The abutting nature of the principal slip 
zones implies that the same asperity areas 
did not fail from one earthquake to another. 
This conclusion is supported by the dissimilar 
character of the short-period teleseismic 
waveforms observed for the 1979 and 2014 
earthquakes. The source time functions 
calculated at European stations by Singh et 
al. (1984b) and Singh and Mortera (1991) 
also suggest differences in the rupture process 
between the February 1943 earthquake and 
the more recent 1979 and 1985 events. Singh 
and Mortera (1991), for example, noted that 
the different results obtained for the 1943 and 
1979 earthquakes could be due to differences in 
the rupture characteristics of the earthquakes 
within the same interplate area. The adjoining 
rather than coincident behavior of the asperity 
zones would be at odds with the idea that the 
rupture process in the Petatlán region repeats 
every 35 years, as might be inferred from the 
observed overlap in aftershock areas in 1943, 
1979, and 2014. Instead, it would indicate that 
we have yet to observe a repeat of similar large 
M > 7 earthquakes along the western Guerrero 
portion of the Mexico subduction zone. Thus, 
if we additionally consider the rupture models 
inferred for the 25 October 1981 Mw 7.2 
Playa Azul and the 19 September 1985 Mw 
8.0 Michoacán earthquakes (Mendoza, 1993), 
we see that high-slip zones for recent M > 7 
earthquakes have generally been filling in the 
shallow-dipping contact between the Cocos 
and North America plates, and the question 
arises as to whether these asperity zones 
will fail again individually in the future or as 
an ensemble of asperities that will produce a 
much larger, possibly megathrust event. In 
this regard, perhaps the intervening regions 
between asperities can serve to locate poten-
tial regions of high slip during future M > 7 
earthquakes. Thus, if we can map the asperity 
zones for previous M > 7 earthquakes and 
identify intervening zones that could fail in 
future earthquakes, we may be able to identify 
the character of great megathrust events 
produced by a single simultaneous failure of 
all or many of the asperities along the plate 
boundary.
To the extent thatthe hypocenters of 
the 1979, 1985 and 2014 events are well-
determined and the corresponding slip models 
well-resolved, the results have important 
implications for the rupture and re-rupture of 
interplate boundaries in subduction regions. 
Finite-fault studies and synthetic tests 
conducted to date indicate that broadband 
teleseismic data can be used to derive accurate 
coseismic slip models that are relatively 
insensitive to uncertainties in rupture velocity 
and fault rise time. The slip models are 
affected mostly by errors in the dip and depth 
of the fault due to greater inaccuracies in the 
computed Green´s functions (Mendoza et al., 
2011; Mendoza and Hartzell, 2013). A more 
complete examination of these possible errors 
may provide a more quantitative assessment 
of the expected variations in asperity size and 
location along subduction margins.
Our results suggest that sequential plate-
interface ruptures do not involve the failure of 
the same asperity zones and do not constitute 
characteristic earthquakes that repeat in a 
periodic manner from one seismic cycle to 
another. This may account for some of the 
difficulty encountered in forecasting seismic 
potential based on the simple tabulation of 
numbers of earthquakes above a certain size 
along subduction margins (e.g., Rong et al., 
2003). Although there is a limited amount of 
seismic waveform data available for large M > 
7 subduction earthquakes prior to the age of 
digital instrumental recording (since ~1980), 
it would be beneficial to study the extended 
source properties of these earlier events to 
examine the behavior of asperity regions 
over more than one earthquake cycle. Such 
detailed information on the episodic nature of 
asperity rupture would be of great value in the 
evaluation of the potential for large earthquake 
occurrence along subduction zones. The results 
would also have important implications for the 
simulation of ground motion from recurring 
thrust earthquakes along a plate boundary. 
Since the asperity zones are defined by areas 
of high slip, their size and distribution along 
the plate interface would have a significant 
impact on the radiation of the higher-frequency 
seismic-wave energy that controls the near-
field and regional strong motions.
Acknowledgments
This paper was greatly improved by valuable 
comments provided by three anonymous 
reviewers. Support for this work was provided 
by DGAPA/PAPIIT Project IN104013 and by the 
CONACYT graduate-assistance program.
Rosario
41
C. Mendoza and M.R. Martínez López
26 Volume 56 number 1
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Rosario
42
 
 43 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
CAPÍTULO III.- CARACTERIZACIÓN DE ASPEREZAS DE SISMOS RECIENTES 
EN LA ZONA DE SUBDUCCIÓN DE MICHOACAN-COLIMA-JALISCO, 
MEXICO. Publicado en la revista de Geofísica Internacional octubre de 2018. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Geofísica internacional (2018) 57-4: 289-306
289
oriGinal paper
Resumen
Se determinaron de manera sistemática los 
modelos de deslizamiento de los sismos de 
magnitud Mw mayor a 7 ocurridos desde el año 
1980 en la zona de subducción de Michoacán-
Colima-Jalisco utilizando ondas P y SH registradas 
a distancias telesísmicas y una parametrización 
que permite una amplia flexibilidad en la 
duración de la dislocación sobre el plano de 
falla. Para los distintos eventos las áreas de 
valores altos de deslizamiento no se empalman 
y forman un patrón entrelazado de asperezas 
adyacentes con espacios entre ellas que podrían 
identificar zonas de mayor deslizamiento en 
sismos futuros. El análisis sistemático de los 
sismos permitió investigar las incertidumbres 
de las asperezas. Estas incertidumbres se 
determinaron utilizando un simple procedimiento 
de muestreo donde se realizaron 300 inversiones 
independientes para cada evento tomando en 
cuenta posibles errores en la geometría de 
la falla, la profundidad del hipocentro y la 
velocidad de ruptura. Las dimensiones de las 
asperezas parecen mantenerse dentro de un 
mismo rango, lo que implicaría la existencia de 
asperezas relativamente homogéneas en esta 
porción del contacto interplaca. Las duraciones 
de dislocación de las asperezas estan bien 
restringidas y se escalan con el tamaño del 
evento. Para eventos Mw ~7.5 las duraciones 
son de ~5sy para sismos de Mw 8.0 los valores 
son de ~12s. Las caídas de esfuerzo calculadas 
para las asperezas son menores a 2.0 MPa, 
consistente con valores estimados para sismos 
de subducción en general. Los resultados 
indican que el muestreo de los parámetros de 
entrada ofrece una alternativa para evaluar 
las propiedades e incertidumbres de las 
asperezas en zonas de subducción. Además los 
resultados tienen implicaciones importantes 
para la evaluación del potencial sísmico y para 
el desarrollo de leyes de escalamiento.
Palabras clave: modelos de deslizamiento, 
asperezas, incertidumbres.
Caracterización de asperezas de sismos recientes en la zona de 
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco, México
M.R. Martínez López and C. Mendoza
Received: April 25, 2018; accepted: September 07, 2018; published on line: October 3, 2018
M.R. Martínez López1
Posgrado en Ciencias de la Tierra
Universidad Nacional Autónoma de México
Campus Juriquilla, Querétaro
México
Abstract
Slip models of earthquakes of magnitude 
Mw greater than 7 occurring since 1980 in 
the Michoacán-Colima-Jalisco subduction 
zone were determined using P and SH waves 
recorded at teleseismic distances and a fault 
parameterization that allows a wide flexibility 
in rise time. The high slip areas of the different 
events do not overlap, forming an interlocking 
pattern of adjacent asperities separated by 
regions that could identify areas of major slip 
in future earthquakes. The systematic analysis 
of the earthquakes allowed an investigation of 
the uncertainties in the asperity properties. 
These uncertainties were determined using 
a simple sampling procedure where 300 
independent inversions were run for each 
event taking into account possible errors in 
fault geometry, hypocenter depth and rupture 
velocity. The dimensions and maximum slip 
of the asperities appear to lie within the 
same range, which would imply the existence 
of relatively homogenous asperities in this 
portion of the plate interface. The rise times 
of the asperities are well constrained and scale 
with the size of the event. For Mw ~7.5 events 
the durations are ~5s and for earthquakes of 
Mw 8.0 the rise times are ~12s. The stress 
drops calculated for the asperities are less 
than 2.0 MPa, consistent with values estimated 
for subduction earthquakes in general. The 
results indicate that the parameter-sampling 
procedure offers an alternative for identifying 
the properties and uncertainties of asperities 
in subduction regions. Also, the results have 
important implications for the evaluation of 
the seismic potential and the development of 
earthquake scaling laws.
Key words: slip models, asperities, 
uncertainties.
C. Mendoza
Centro de Geociencias
Universidad Nacional Autónoma de México
Campus Juriquilla, Querétaro
México
*Corresponding author:
Rosario
44
M.R. Martínez López and C. Mendoza
290 Volume 57 number 4
Introducción
El contacto interplaca en las zonas de subducción 
constituye una de las principales fuentes 
de peligro sísmico en el mundo debido que 
en estas regiones se generan los sismos de 
mayor magnitud. En este contacto se producen 
grandes esfuerzos que se acumulan a lo 
largo del tiempo y eventualmente se liberan 
durante sismos mayores. Se piensa que estos 
esfuerzos se acumulan en áreas de alta fricción, 
llamadas asperezas, en la zona de contacto y 
eventualmente se liberan (Kanamori, 1978; 
Lay y Kanamori, 1981) irradiando la energía 
principal de las ondas sísmicas registradas en 
el campo lejano. En conjunto, las asperezas y 
las zonas débiles que las rodean representan 
el área de ruptura total (Kanamori, 1981, Lay 
et al., 1982) que excita las ondas sísmicas de 
más largo período y define el momento sísmico 
del evento.
México se encuentra en una región de gran 
deformación tectónica debido a la interacción de 
las placas de Rivera, Cocos y Norteamérica. Esta 
área incluye la región de Michoacán-Colima-
Jalisco donde varios terremotos destructivos han 
ocurrido en el último siglo. La Figura 1 muestra 
los sismos de magnitud Mw mayor a 7 que han 
ocurrido en la región desde el año 1900, basado 
en los momentos sísmicos calculados para los 
eventos (Tabla 1). Estos sismos generalmente 
resultan de fallas inversas en el contacto 
interplaca y han causado daños significativos 
tanto tierra adentro como cerca de la costa. 
Los eventos incluyen el terremoto de Mw 8.1 de 
Jalisco del 3 de junio de 1932, el sismo interplaca 
más grande registrado instrumentalmente hasta 
la fecha en la zona de subducción de México. 
Singh et al. (1985) estimaron una longitud de 
ruptura de 220 km para el evento basado en la 
distribución de réplicas. El sismo Mw 8.1 del 19 
de septiembre de 1985 que resultó en daños y 
pérdidas sin precedentes en la Ciudad de México 
(Esteva, 1988) también ocurrió en esta región. 
Recientemente, el evento del 9 de octubre de 
1995 (Mw 8.0) generó daños importantes cerca 
al área epicentral en Manzanillo, Colima y en el 
noroeste del estado de Jalisco (Juárez-García 
et al., 1997).
Figura 1. Sismos mayores a Mw 7 (estrellas) que han ocurrido en la zona de subducción de Michoacán-Colima-
Jalisco desde 1900 entre las longitudes de -101.5º a -107.00º. Se muestran los mecanismos focales reportados 
por el Global Centroid Moment Tensor (www.globalcmt.org) para eventos ocurridos de 1973 a 2003. TMA es la 
trinchera mesoamericana.
Rosario
45
Geofísica internacional
october - December 2018 291
Se han publicado modelos de deslizamiento 
para varios de los sismos Mw > 7 ocurridos en 
la zona de subducción de Michoacán-Colima-
Jalisco utilizando registros sísmicos (p. ej. 
Mendoza y Hartzell, 1988; 1989; Mendoza, 
1993; Mendoza, 1995; Courboulex et al., 1997; 
Mendoza y Hartzell, 1999; Yagi et al., 2004; 
Santoyo et al. 2005; Mendoza et al., 2012; 
UNAM Seismology Group, 1986; 2015; Mendoza 
y Martínez-López, 2017). Estos modelos 
delinean la ruptura del terremoto e identifican 
áreas de concentración de deslizamiento que 
se han interpretado como asperezas en el 
contacto interplaca. Sin embargo, los estudios 
han utilizado metodologías con diferentes tipos 
de datos, incluyendo registros telesísmicos y en 
algunos casos, estaciones locales o regionales. 
Además, los parámetros utilizados para definir 
las fallas no han sido siempre consistentes entre 
sí. Los estudios más antiguos, por ejemplo, 
no han permitido suficiente flexibilidad en el 
tiempo que tarda el deslizamiento en llegar al 
valor final (duración de la dislocación), debido 
principalmente a la capacidad computacional 
disponible en el momento. Estos diferentes 
enfoques dificultan una comparación adecuada 
entre eventos y una evaluación apropiada del 
comportamiento de las asperezas.
Los sismos mayores a Mw 7 ocurridos 
desde el año 1980 en la zona de subducción de 
Michoacán Colima Jalisco han sido registrados 
a distancias telesísmicas por instrumentos 
digitales que proporcionan formas de onda 
de cuerpo de alta calidad que se pueden 
examinar para identificar las propiedades de la 
fuente sísmica. Estos registros digitales se han 
utilizado en algunos casos para la distribución 
del deslizamiento cosísmico. En este trabajo 
proponemos analizar estos datos globales para 
determinar de manera uniforme la historia de 
ruptura de cinco sismos recientes mayores a Mw 
7 que han ocurrido en la zona de subducción de 
Michoacán-Colima-Jalisco desde el año 1980. 
Estos incluyen los sismos de Playa Azul del 25 
de octubre de 1981 (Mw 7.2), de Michoacán 
del 19 de septiembre de 1985 (Mw 8.1), de 
Zihuatanejo del 21 de septiembre de 1985 
(Mw 7.5), de Colima-Jalisco del 9 de octubre de 
1995 (Mw 8.0), y de Tecomán del 22 de enero 
de 2003 (Mw 7.5). Se aplica el mismo método 
de inversión de la fuente utilizando parámetros 
similares de la falla con el fin de comparar 
distribuciones similares del deslizamiento 
cosísmico para los distintos eventos. Utilizamos 
el esquema de inversión de falla finita de Hartzell 
y Heaton (1983; 1986), modificadopor Mendoza 
 Fecha Lat (º)+ Lon (º) Mw++
 20-ene-1900 20.00 -105.00 7.4
 16-may-1900 20.00 -105.00 7.0
 07-jun-1911 17.50 -102.50 7.6
 03-jun-1932 19.80 -105.40 8.1
 18-jun-1932 18.99 -103.50 7.9
 30-nov-1934 19.00 -105.31 7.1
 15-abr-1941 18.85 -102.94 7.6
 30-ene-1973 18.39 -103.211 7.6
 25-oct-1981 17.75 -102.252 7.2
 19-sep-1985 18.14 -102.713 8.1
 21-sep-1985 17.62 -101.823 7.5
 9-oct-1995 18.79 -104.474 8.0
 22-ene-2003 18.71 -104.135 7.5
Tabla 1. Sismos inversos Mw > 7 ocurridos en la zona de subducción de Michoacan-Colima-Jalisco, 
México (-101.5° a -107°, longitud) desde 1900.
+ Los epicentros de eventos ocurridos antes de 1970 se tomaron de Santoyo et al. (2005).
Para eventos posteriores las referencias son: 1 Lomnitz, 1977; 2 Havskov et al., 1983; 3 UNAM 
Seismology Group, 1986; 4 Courboulex et al., 1997; 5 Yagi et al., 2004.
++ Magnitud Mw calculada del momento sísmico tomado de Anderson et al. (1989) y Pacheco y Sykes 
(1992) para eventos anteriores a 1990.
Para eventos posteriores la magnitud Mw es del gCMT (www.globalcmt.org).
Rosario
46
M.R. Martínez López and C. Mendoza
292 Volume 57 number 4
y Hartzell (2013) para identificar directamente 
el nivel de estabilización y obtener la solución 
en un solo paso. Recientemente, Mendoza y 
Martínez-López (2017) aplicaron esta misma 
metodología a las ondas P y SH registradas a 
distancias telesísmicas para el sismo Mw 7.3 del 
18 de abril 2014 en Papanoa, Guerrero.
La determinación consistente de los modelos 
telesísmicos nos permite además examinar las 
posibles incertidumbres debidas al conocimiento 
incompleto de los parámetros que se utilizan 
para definir la falla. Variaciones en estos 
parámetros afectan los resultados obtenidos 
(Hartzell, 1989; Hartzell y Langer, 1993; 
Beresnev, 2003; Lay et al., 2010). Por ejemplo, 
Hartzell y Langer (1993) sugieren que se pueden 
generar resultados erróneos si se utiliza una 
parametrización de la falla que no permita 
suficiente variación espacial en la amplitud de 
deslizamiento, en la duración de la dislocación 
y en el tiempo de inicio de la ruptura. Errores 
en la geometría de la falla que se utiliza para 
modelar la ruptura también contribuyen a la 
incertidumbre del modelo de deslizamiento 
determinado. En un estudio telesísmico de los 
eventos del 9 de octubre 1995 (Mw 8.0) y del 22 
de enero 2003 (Mw 7.5), Mendoza et al. (2012) 
observaron que los errores en el buzamiento 
y la profundidad de nucleación afectan más la 
precisión de la fuente inferida que los errores 
que se tienen en el rumbo y en el ángulo de 
deslizamiento. Por otra parte, Hartzell et al. 
(2013) invirtieron formas de ondas registradas 
a distancias telesísmicas y regionales para 
obtener distintos modelos de deslizamiento 
para el evento Mw 5.8 de 2011 occurrido 
en Mineral, Virginia, EUA. Ellos aplicaron a 
cada solución un procedimiento simple donde 
variaron el alineamiento entre datos observados 
y teóricos de manera sistematica asumiendo una 
distribución Gaussiana que les permitió calcular 
la variabilidad del deslizamiento. Mencionan 
que esta manera de abordar la variabilidad de 
los errores podría ser útil en el análisis de las 
incertidumbres variando otros parámetros del 
modelo (Hartzell et al., 2013). En este trabajo 
adoptamos este procedimiento para examinar 
la incertidumbre en los modelos telesísmicos de 
deslizamiento de sismos recientes en Michocán-
Colima-Jalisco debido a posibles errores en 
los parámetros de la falla. En nuestro caso, 
variamos el rumbo, el buzamiento, el ángulo de 
deslizamiento, la profundidad del hipocentro y la 
velocidad de ruptura utilizando una distribución 
uniforme de los parámetros. Los resultados de 
la redeterminación de patrones de ruptura y sus 
posibles incertidumbres permiten una evaluación 
de la ubicación e interacción entre asperezas en 
esta sección de la zona de subducción de México. 
Además aportan información consistente de las 
rupturas sísmicas recientes en esta zona que 
podrían ser de utilidad en la definición de leyes 
de escalamiento.
Datos
Para determinar los modelos de deslizamiento 
se invirtieron las ondas de cuerpo telesísmicas 
registradas en las estaciones digitales mundiales 
disponibles del Incorporated Research 
Institutions for Seismology (IRIS, http://www.
iris.edu/). Utilizamos las ondas P registradas 
entre 25 y 95 grados y las ondas SH registradas 
entre 35 y 80 grados para minimizar los efectos 
de difracción del núcleo, la propagación en el 
manto superior y las triplicaciones del manto. Las 
ondas P se obtuvieron a partir de los registros 
verticales, y las ondas SH se recuperaron 
mediante la rotación de los componentes 
horizontales, corrigiendo los registros P y SH 
por la respuesta instrumental para obtener 
observaciones en desplazamiento. Utilizamos 
el ancho de banda más amplio posible para las 
observaciones. Para eventos ocurridos después 
del año 1990 estos corresponden a datos de 
banda ancha registrados por la Red Sísmica 
Global (GSN, por sus siglas en ingles). Antes 
de 1990, las estaciones digitales registraban 
señales en varias bandas de frecuencias para 
producir componentes de período largo, período 
intermedio y período corto. Para esos eventos 
se utilizaron los registros de periodo largo e 
intermedio. Sin embargo, había muy pocas 
estaciones de registro intermedio al inicio de la 
decada de los ochenta y se consideraron además 
registros de periodo corto para el sismo de Playa 
Azul de 1981. Para los registros de banda ancha 
y de periodo intermedio, aplicamos un filtro pasa 
banda en un intervalo de periodo entre 1- 60s 
y remuestreamos las formas de onda a 0.25s. 
Los registros de período largo se filtraron entre 
10-80s y se remuestrearon a 1s. Los registros 
de periodo corto registrados para el sismo de 
Playa Azul de 1981 se filtraron entre 1-5s y se 
remuestrearon a 0.1s.
Metodología
Se aplicó la metodología de falla finita 
originalmente desarrollada por Hartzell y Heaton 
(1983) que se ha utilizado en el estudio de 
sismos mayores en la zona de subducción de la 
costa del Pacífico Mexicano (p. ej. Mendoza y 
Hartzell, 1988; 1989; Mendoza, 1993; Mendoza, 
1995; Mendoza y Hartzell, 1999; Mendoza 
y Martinez-Lopez, 2017). La metodología 
se basa en una parametrización cinemática 
de la falla para identificar la distribución del 
deslizamiento cosísmico que mejor reproduce 
las formas de onda registradas. En la aplicación 
del método se identifica un plano de falla 
Rosario
47
Geofísica internacional
october - December 2018 293
con orientación y geometría basadas en el 
mecanismo focal del sismo. Se subdivide la falla 
en un número específico de celdas y se fija la 
ubicación del hipocentro. Posteriormente, se 
calculan los sismogramas sintéticos para cada 
celda asumiendo que cada una de estas está 
compuesta de fuentes puntuales distribuidas 
uniformemente a lo largo y ancho de sus 
dimensiones. Se asume que cada una de las 
fuentes puntuales se dispara cuando el frente de 
ruptura, que viaja a una velocidad constante a lo 
largo de la falla desde el hipocentro, llega a ese 
punto. Las respuestas para cada fuente puntual 
(funciones de Green) se calculan utilizando 
una función rectangular (boxcar) de duración 
fija usando un modelo de corteza basado 
en los resultados obtenidos por Stolte et al. 
(1986) para la región de Michoacán-Guerrero. 
Las funciones de Green se retardadan por el 
tiempo de ruptura y se suman para obtener el 
sismograma sintético de cada celda.
El problema numérico de inversión es 
completamente lineal y se construye poniendo 
los sismogramas generados para cada celda de 
todas las estaciónes una tras otra para formar 
las columnas de una matriz A de amplitudes 
sintéticas. El número de columnas entonces 
corresponde al número de celdas que se 
consideran en la inversión. Las formas de onda 
observadas en todas las estaciones similarmente 
se juntan una tras otra para formar un vector 
de datos b. Los detalles de la construcción 
de esta matrizy el vector de datos se puede 
consultar en el trabajo de Hartzell y Heaton 
(1983). Los datos y los sintéticos forman un 
sistema sobredeterminado de ecuaciones 
lineales Cd-1Ax=Cd-1b donde Cd-1 es una matriz 
de covarianza de datos que normaliza cada 
registro de estación a su amplitud máxima. El 
vector solución x contiene los deslizamientos 
requeridos en cada celda para reproducir las 
observaciones. Para permitir flexibilidad en 
el tiempo de inicio de ruptura en cada celda, 
se añaden columnas adicionales a la matriz 
de coeficientes Cd-1A donde los sintéticos 
normalizados de cada celda se retrasan por el 
ancho de la función rectangular que se utilizó 
para generar las funciones de Green. El número 
de veces que los sintéticos de cada celda se 
retrasan y se añaden a la matriz de coeficientes 
corresponde al número de ventanas de tiempo 
utilizadas para discretizar la duración de la 
dislocación sobre la falla. La inversión recupera 
el deslizamiento en cada celda para cada una 
de estas ventanas de tiempo. Típicamente el 
deslizamiento mayor se observa en las ventanas 
iniciales y a partir de cierto tiempo no hay más 
contribuciones al deslizamiento. Este tiempo 
define la duración de dislocación requerida por 
las observaciones.
El problema inverso se estabiliza mediante la 
adición de ecuaciones de restricción de la forma 
λFx= 0 al sistema lineal
 Cd 
1A Cd 
-1b
	 lF1 x = 0
	 lF2 0
donde F1 representa la di ferencia de 
deslizamiento entre celdas adyacentes, y F2 
es la matriz identidad. La primera restricción 
impone una transición suave de deslizamiento 
entre celdas, y la segunda restricción reduce la 
longitud del vector de solución x, minimizando el 
momento sísmico total. El parámetro λ controla 
el compromiso entre aplicar las restricciones y 
ajustar las observaciones y se estima usando 
la relación λ=90|a|avg sugerida por Mendoza y 
Hartzell (2013), donde |a|avg es la media de los 
valores absolutos de los elementos de la matriz 
normalizada de coeficientes Cd-1A. Esta relación 
se obtuvo a partir de una revisión de la variación 
de los valores de suavizamiento de varios sismos 
mayor a Mw 6 con modelos de deslizamiento 
determinados utilizando ondas P telesísmicas 
(Mendoza y Hartzell, 2013).
Los modelos de deslizamiento obtenidos en 
este estudio se determinaron tomando el plano 
nodal con buzamiento noreste del mecanismo 
focal reportado por el gCMT Project (http://
www.globalcmt.org). Se utilizó el epicentro 
mejor conocido para cada evento obtenido de 
estudios previos (Tabla 1). Para los eventos 
con magnitud Mw entre 7.2 y 7.5 se utilizaron 
10 ventanas de tiempo con longitudes de 1 s 
cada una, permitiendo una dislocación máxima 
de 10s. Para los eventos con magnitudes Mw 
8.0 se utilizaron 10 ventanas de tiempo con 
una longitud de 2s, permitiendo dislocaciones 
máximas de 20s. Las dimensiones de las celdas 
son de 5x5 km y de 10x10 km para sismos de 
Mw ~7 y de Mw 8, respectivamente. Se limito 
la profundidad máxima de la falla a 40 km 
para los eventos Mw 8.0 considerando el límite 
inferior de la zona de acoplamiento sismogénico 
determinado por Martínez-López y Mendoza 
(2015) para la región de Michoacán-Colima-
Jalisco.
Para estimar las incertidumbres debido a 
posibles errores en los parámetros de entrada 
se aplicó un procedimiento similar al proceso 
de muestreo que utilizaron Hartzell et al. 
(2013) para analizar el sismo de 2011 en 
Virginia, EUA. En nuestro caso consideramos 
errores aleatorios en la geometría de la falla, 
la profundidad del hipocentro y la velocidad de 
ruptura. Los valores se varian en un rango de 
[ ] [ ]
Rosario
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M.R. Martínez López and C. Mendoza
294 Volume 57 number 4
±5° en el rumbo, ±5° en el buzamiento, ±5° 
en el ángulo de deslizamiento, ±4 km en la 
profundidad del hipocentro, y ±0.5 km/s en la 
velocidad de ruptura y distribuidos de manera 
uniforme con respecto a los valores de entrada. 
Para los eventos analizados se observó que 
tanto los residuales numéricos como los ajustes 
a los sismogramas son similares para modelos 
determinados con parámetros de entrada en 
estos rangos, por lo que consideramos que 
los rangos representan el mínimo error para 
cada uno de los parámetros. Se hicieron 300 
inversiones independientes para cada evento 
utilizando las diferentes combinaciones de los 
parámetros de entrada. Los 300 modelos de 
deslizamiento obtenidos a partir de este proceso 
se utilizaron para calcular la desviación estándar 
del deslizamiento en cada celda.
Modelos de Deslizamiento
Sismo del 25 de octubre de 1981 (Mw 7.2)
Para el sismo de Playa Azul del 25 de octubre 
de 1981, Mendoza (1993) obtuvo un modelo de 
deslizamiento utilizando ondas P telesísmicas 
con una sola ventana de tiempo de 1s. En este 
estudio incrementamos el número de ventanas 
a 10 para permitir flexibilidad en la duración de 
la dislocación sobre el plano de falla. Utilizamos 
un conjunto de estaciones similar al que 
utilizó Mendoza (1993), incluyendo además 4 
registros de periodo corto y una forma de onda 
SH. Se invirtieron registros de 65s en longitud 
disminuyendo la amplitud exponencialmente 
a los 20s, 35s, y 40s después del inicio de los 
registros de período corto, período intermedio y 
período largo, respectivamente, para minimizar 
los efectos de propagación no relacionados a 
la fuente. Se utilizó una falla de 80 km por 80 
km dividida en 256 celdas de 5 km x 5 km con 
un rumbo de 287°, un buzamiento de 20° y un 
ángulo de deslizamiento de 82°. El hipocentro 
se coloca en el centro de la falla y se utiliza una 
velocidad de ruptura de 2.6 km/s para calcular 
los sismogramas sintéticos de cada celda. 
Se anal izaron varias profundidades 
hipocentrales tomadas entre los rangos de 
profundidad reportados por diferentes autores. 
Estas pruebas indican que una profundidad 
de 17.5 km es la que mejor ajusta los datos 
observados. La Figura 2a muestra la distribución 
de deslizamiento cosísmico obtenida para el 
evento y la Figura 2b muestra los ajustes de 
registros para un momento sísmico total de 
7.6x1019 Nm (Mw 7.2). En la zona de ruptura se 
puede observar una región de alto deslizamiento 
definida por valores mayores a 45% del pico 
de 132 cm. Esta zona de alto deslizamiento (A) 
tiene un deslizamiento promedio de 91 cm y un 
área de 1050 km². Si consideramos esta área 
equivalente a un área circular podemos calcular 
la caída de esfuerzo (∆σ) utilizando la relación 
∆σ= (7/16)Mo/r3 desarrollada por Eshelby 
(1957), donde Mo es el momento sísmico del 
área en dinas-cm y r es su radio en cm. Esto 
nos da un valor ∆σ de 0.3 MPa. Además, se 
puede identificar una duración de dislocación de 
6s para esta misma zona tomando el promedio 
de los valores obtenidos para cada celda que se 
encuentra dentro del polígono de la Figura 2a. 
La Figura 2c muestra la desviación estándar del 
deslizamiento observado en cada celda a partir 
de las 300 inversiones. La mayor incertidumbre 
(30-40 cm) se observa cerca del hipocentro, 
donde los valores de deslizamiento en el modelo 
cosísmico son altos.
Sismo del 19 de septiembre de 1985 (Mw 8.1)
Mendoza y Hartzell (1988;1989) obtuvieron 
un modelo de deslizamiento del evento de 
Michoacán del 19 de septiembre de 1985 a partir 
de una inversión conjunta de datos locales y 
formas de onda P telesísmicas donde permitieron 
una duración máxima de dislocación de 6s. 
En este trabajo se redeterminó el modelo de 
deslizamiento utilizando 10 ventanas de tiempo 
de 2s cada una, permitiendo así un intervalo 
máximo de dislocación de 20s. Se invirtieron 
12 formas de onda P de período intermedio y 
período largo, y 3 formas de onda SH de período 
intermedio. Se utilizó una longitud de registro 
de 120s con una disminución exponencial de 
amplitud después de 60s y 70s para las ondas 
P y SH, respectivamente. Se utilizó un plano de 
falla con rumbo de 301°, buzamiento de 18°, y 
ángulo de deslizamiento de 105°. La falla tiene 
una longitud de 220 km y un ancho de 120 km, 
divididaen 264 celdas de 10 km x 10 km. La 
velocidad de ruptura es de 2.6 km/s.
La profundidad hipocentral que mejor ajusta 
los datos observados es de 18 km. En la Figura 
3a se muestra el modelo de deslizamiento para 
esta profundidad. Se observan dos fuentes 
principales separadas por aproximadamente 
30 km, una con un deslizamiento máximo de 
~550 cm cerca al hipocentro, y otra al sureste 
con un deslizamiento máximo de ~300 cm. La 
zona A de alto deslizamiento que se localiza 
cerca del hipocentro tiene un deslizamiento 
promedio de 356 cm, un área de 1200 km² y 
una caída de esfuerzo de 0.95 MPa. En la zona 
B de alto deslizamiento al sureste del hipocentro 
el deslizamiento promedio es 277 cm sobre un 
área de 900 km² con una caída de esfuerzo de 
0.85 MPa. La duración de dislocación en ambas 
zonas de máximo deslizamiento es 12s. En la 
Figura 3b se muestran los ajustes de los registros 
para un momento sísmico total de 9.8 x 1020 Nm 
Rosario
49
Geofísica internacional
october - December 2018 295
Figura 2. a) Modelo de deslizamiento obtenido para el evento del 25 de octubre de 1981 a partir de la inversión de 
datos telesísmicos de ondas P y SH. El rectángulo corresponde a la zona de ruptura definida con el procedimiento de 
Somerville et al. (1999). El polígono incluye las celdas con valores mayores al 45% del deslizamiento máximo y la 
estrella representa el hipocentro. b) Ajustes entre datos observados (línea continua) y teóricos (línea discontinua) 
para un momento sísmico de 7.6 x 1019 Nm (Mw 7.2). Los numeros a la derecha de cada estación corresponden 
al pico de amplitud (en micrones) del registro observado. c) Desviación estandar del deslizamiento estimado 
para celda después de 300 inversiones independientes variando el rumbo, buzamiento, ángulo de deslizamiento, 
profundidad y velocidad de ruptura.
Rosario
50
M.R. Martínez López and C. Mendoza
296 Volume 57 number 4
(Mw 8.0). La Figura 3c muestra la desviación 
estándar del deslizamiento observado en cada 
celda a partir de las 300 inversiones. Para la 
zona A los valores de desviación estándar varían 
entre 40 y 95 cm. Para la zona B los valores 
varían entre 40 y 75 cm.
Sismo del 21 de septiembre de 1985 (Mw 7.5)
Mendoza (1993) determinó un modelo de 
deslizamiento para el evento de Zihuatanejo del 
21 de septiembre de 1985 usando formas de 
onda P y SH telesísmicas y una sola ventana de 
tiempo de 1s. En este estudio se redeterminó el 
modelo telesísmico de deslizamiento utilizando 
10 ventanas de tiempo permitiendo una duración 
Figura 3. a) Modelo de deslizamiento obtenido para el evento del 19 de septiembre de 1985 a partir de la inversión 
de ondas P y SH telesismicas. El rectángulo corresponde a las zona de ruptura definida con el procedimiento 
de Somerville et al. (1999). Los polígonos marcan las celdas con deslizamiento mayor al 45% del deslizamiento 
máximo de cada fuente principal. La estrella representa el hipocentro. b) Los ajustes entre registros observados 
(línea continua) y teóricos (línea discontinua) para un momento sísmico de 9.8 x 1020 Nm (Mw 8.0). Los numeros 
a la derecha corresponden a la amplitud máxima (en micrones) del registro observado. c) Desviación estandar del 
deslizamiento estimado para celda después de 300 inversiones independientes variando el rumbo, buzamiento, 
ángulo de deslizamiento, profundidad y velocidad de ruptura.
a) c)
b)
Rosario
51
Geofísica internacional
october - December 2018 297
máxima de dislocación de 10s. Se invirtieron 13 
registros de onda P de período largo e intermedio 
y 4 formas de onda SH de periodo intermedio. 
Se utilizó una longitud de registro de 75s con 
una disminución exponencial en amplitud a 40 
y 50s para P y SH, respectivamente. Se uso 
una falla de 100 km x 100 km dividida en 400 
celdas de 5 km x 5 km. Se utilizó un plano de 
falla con rumbo de 296°, buzamiento de 17°, y 
ángulo de deslizamiento de 85°. El hipocentro 
se colocó en el centro de la falla y se utilizó una 
velocidad de ruptura de 2.6 km/s.
Resultados de las pruebas utilizando 
diferentes profundidades indican que la 
profundidad de nucleación que mejor ajusta 
los datos observados es de 24 km. El modelo 
obtenido para esta profundidad se muestra en la 
Figura 4a. En esta se observa una zona de alto 
deslizamiento con un deslizamiento promedio 
de 245 cm, un área de 775 km² y una caída de 
esfuerzo de 0.8 MPa. La duración de dislocación 
en la zona de alto deslizamiento es de 6s. El 
momento sísmico total es de 1.7 x 1020 Nm 
(Mw 7.4), correspondiente a los ajustes que se 
muestran en la Figura 4b. La Figura 4c muestra 
la desviación estándar observada en cada celda 
a partir de las 300 inversiones. En la zona de alto 
deslizamiento del modelo obtenido se observan 
desviaciónes estándar entre 40 y 120 cm.
Sismo del 9 de octubre de 1995 (Mw 8.0)
Mendoza y Hartzell (1999) determinaron un 
modelo de deslizamiento para el sismo de 
Colima-Jalisco del 9 de octubre de 1995 (Mw 
8.0) usando formas de onda P telesísmicas de 
banda ancha y 10 ventanas de tiempo de 2s 
cada una. Aquí hacemos una inversión similar 
con el mismo número de ventanas, invirtiendo 
registros banda ancha incluyendo 31 formas 
de onda P y 9 formas de onda SH. Se utilizan 
registros de 120s aplicando una disminución 
exponencial en amplitud a partir de 65s y 
70s para las ondas P y SH, respectivamente. 
Se tomó la geometría de falla del gCMT con 
rumbo de 302°, buzamiento de 9° y ángulo de 
deslizamiento de 92°. La longitud y ancho de la 
falla son 220 km y 100 km, respectivamente. 
La falla fue dividida en 220 celdas de 10 km x 
10 km. La velocidad de ruptura utilizada es de 
2.8 km/s.
Resultados de la invers ión usando 
diferentes profundidades hipocentrales indican 
que la profundidad que mejor ajusta los 
datos observados es de 15 km. El modelo 
correspondiente se muestra en la Figura 5a. 
Se observan tres fuentes principales, una cerca 
del hipocentro (A) con un pico de deslizamiento 
de ~175 cm, una segunda fuente (B) 50 km al 
noroeste con un deslizamiento máximo de ~310 
cm y una tercer fuente (C) más al noroeste 
con un deslizamiento máximo de ~210 cm. 
Las fuentes B y C se encuentran separadas 
por ~20 km. La zona A tiene un deslizamiento 
promedio de 160 cm, un área de 900 km² y 
una caída de esfuerzo de 0.5 MPa. La zona B 
tiene un deslizamiento promedio de 175 cm, 
una área de 1500 km² y una caída de esfuerzo 
de 0.4 MPa. La tercera fuente (C) tiene un 
deslizamiento promedio de 180 cm, una área 
de 600 km² y una caída de esfuerzo de 0.7 
MPa. En la Figura 5b se muestran los ajustes a 
los registros observados y corresponden a un 
momento sísmico de 6.0 x 1020 Nm (Mw 7.8). 
La Figura 5c muestra la desviación estándar 
del deslizamiento observado en cada celda a 
partir de las 300 inversiones. Para la fuente A 
se observa una desviación estándar de 30 a 
60 cm. En la zona B los valores de desviación 
estándar varían entre 30 y 80 cm. El valor más 
alto de desviación estándar se observa en la 
celda de máximo deslizamiento de la Figura 5a. 
En la zona C los valores de desviación estándar 
se encuentran entre 55 y 75 cm.
Sismo del 22 de enero de 2003 (Mw 7.5)
Yagi et al. (2004) obtuvo un modelo de ruptura 
para el evento de Tecomán del 22 de enero de 
2003 a partir de una inversión de datos locales 
y ondas P y SH telesísmicas. Ellos utilizaron 13 
ventanas de tiempo de 1s cada una aplicando 
una metodología similar a la que se utiliza en 
este estudio. Aquí utilizamos 10 ventanas de 
tiempo de 1s cada una para invertir 31 registros 
banda ancha de onda P y 11 de onda SH. Se 
invirtió una longitud de registro de 80s con una 
disminución exponencial de amplitud después de 
40s y 48s para ondas P y SH, respectivamente. 
Se utilizaron dimensiones de la falla de 100 
km de largo y 80 km de ancho, dividida en 
320 celdas de 5 km x 5 km. El hipocentro se 
ubica a 30 km del borde sureste y 50 km de la 
parte superior de la falla. Se tomó un plano de 
falla con rumbo de 308°, buzamientode 12° y 
ángulo de deslizamiento de 110°. Se utilizó una 
velocidad de ruptura de 3.0 km/s.
Se realizaron pruebas para determinar 
la profundidad que mejor ajusta los datos 
observados, identificando una profundidad 
hipocentral de 22 km. La Figura 6a muestra el 
modelo de deslizamiento para esta profundidad. 
Se observan dos fuentes principales, una 
en la parte superior de la falla (A) con un 
deslizamiento máximo de 263 cm y otra (B) en 
la parte inferior con un deslizamiento máximo de 
270 cm. En la zona A el deslizamiento promedio 
es de 205 cm dentro de un área de 250 km² con 
una caída de esfuerzo de 1.2 MPa. En la zona B el 
Rosario
52
M.R. Martínez López and C. Mendoza
298 Volume 57 number 4
Figura 4. a) Modelo de deslizamiento obtenido para el evento del 21 de septiembre de 1985 a partir de la inversión 
de ondas P y SH telesísmicas. El rectángulo corresponde a la zona de ruptura definida con el procedimiento de 
Somerville et al. (1999). El polígono incluye las celdas con deslizamiento mayor al 45% del deslizamiento máximo 
y la estrella representa el hipocentro. b) Ajustes entre los datos observados (línea continua) y teóricos (linea 
discontinua) para un momento sismico de 1.7 x 1020 Nm (Mw 7.4). Los numeros a la derecha corresponden al 
pico de amplitud (en micrones) del registro observado. c) Desviación estándar del deslizamiento estimado para 
celda después de 300 inversiones independientes variando el rumbo, buzamiento, ángulo de deslizamiento, 
profundidad y velocidad de ruptura.
Rosario
53
Geofísica internacional
october - December 2018 299
Distribución e incertidumbres de las 
asperezas
Los modelos telesísmicos de deslizamiento 
obtenidos en este estudio identifican zonas 
de alto deslizamiento que se interpretan 
como asperezas en el contacto interplaca. 
Estas asperezas se muestran en la Figura 7, 
representadas por los polígonos marcados en 
las Figuras 2 a 6 para cada evento. Se muestran 
además zonas de ruptura obtenidas utilizando 
el procedimiento de Somerville et al. (1999). 
Este procedimiento descarta filas y/o columnas 
de los modelos que no contribuyen de manera 
significativa al momento sísmico total y sirve 
para delinear de manera general la ubicación de 
deslizamiento promedio es de 190 cm en un área 
de 500 km² con una caída de esfuerzo de 0.8 
MPa. La duración de dislocación en las zonas A 
y B es de 6s y 4s, respectivamente. En la Figura 
6b se muestran los ajustes que corresponden 
al momento sísmico estimado de 1.2 x 1020 Nm 
(Mw 7.3). La Figura 6c muestra la desviación 
estándar del deslizamiento observado en 
cada celda a partir de las 300 inversiones. Se 
observan valores altos de desviación estándar 
(~90 cm) en la parte superior de la falla. En la 
zona A se observan desviaciones estándar que 
varían de 35 a 90 cm. En la zona B se observan 
desviaciones entre 35 y 100 cm.
Figura 5. a)Modelo de deslizamiento obtenido para el evento del 9 de octubre de 1995 a partir de la inversión 
de ondas P y SH telesismicas. El rectángulo corresponde a la zona de ruptura definida con el procedimiento de 
Somerville et al. (1999). Los polígonos marcan las celdas con deslizamiento mayor al 45% del deslizamiento 
máximo de cada fuente principal. La estrella representa el hipocentro. b) Ajustes entre las formas de onda 
observadas (línea continua) y las teóricas (línea discontinua) para un momento sísmico de 6.0 x 1020 Nm (Mw 7.8). 
Los numeros a la derecha corresponden al pico de amplitud (en micrones) del registro observado. c) Desviación 
estandar del deslizamiento estimado para cada celda despues de 300 inversiones independientes variando el 
rumbo, buzamiento, angulo de deslizamiento, profundidad y velocidad de ruptura.
Rosario
54
M.R. Martínez López and C. Mendoza
300 Volume 57 number 4
la ruptura en la zona de subducción. En general 
se observa que las rupturas de los sismos Mw 
≥ 7 recientes (desde 1980) no se empalman, 
con excepción del evento de Playa Azul 1981 
que se encuentra dentro de la zona de ruptura 
del sismo de Michoacán 1985. Sin embargo, las 
dos fuentes principales del evento de Michoacán 
1985 excluyen la ruptura del evento de 1981 
(p. ej., Astiz et al., 1987; Mendoza y Hartzell, 
1989; Mendoza, 1993), consistente con la 
distribución de asperezas que se observa para 
los dos eventos en la Figura 7. En esta región 
también ocurrió el sismo histórico de Mw 7.6 
del 7 de junio de 1911 pero la localización de 
este evento no está bien definida (Singh et al., 
1981, Astiz et al., 1987) y es difícil examinar su 
relación con los eventos de 1981 y 1985.
Figura 6. a) Modelo de deslizamiento obtenido para el evento del 22 de enero de 2003 a partir de la inversión 
de ondas P y SH telesismicas. El rectángulo corresponde a la zona de ruptura definida con el procedimiento de 
Somerville et al. (1999). Los polígonos incluyen las celdas con deslizamiento mayor al 45% del deslizamiento 
máximo observado para cada fuente principal. La estrella representa el hipocentro. b) Ajustes a los registros 
observados (línea continua) para un momento sismico de 1.2 x 1020 Nm (Mw 7.3). Los numeros a la derecha 
corresponden a la amplitud máxima (en micrones) del registro observado. c) Desviación estándar del deslizamiento 
estimado para celda después de las 300 inversiones independientes variando el rumbo, buzamiento, ángulo de 
deslizamiento, profundidad y velocidad de ruptura.
Rosario
55
Geofísica internacional
october - December 2018 301
La Figura 7 también muestra las áreas de 
réplicas que se conocen para sismos históricos 
ocurridos desde el año 1900. Estas áreas 
parecen coincidir con algunas de las zonas de 
ruptura de sismos recientes. Por ejemplo, la 
ruptura del evento del 9 de octubre de 1995 
cubre la parte sur del área de réplicas del evento 
del 3 de junio de 1932 y las réplicas del sismo 
del 18 de junio de 1932 en la costa de Jalisco. 
Sin embargo, las réplicas de los eventos de 1932 
se encuentran fuera de las asperezas del sismo 
de 1995. Esto es consistente con la conclusión 
de Pacheco et al. (1997) quienes sugieren 
que el evento de 1995 no corresponde a una 
repetición de los sismos de 1932 basado en una 
comparación de los sismogramas registrados 
para los eventos. En cambio, las réplicas del 
evento Mw 7.6 de 1973 si se encuentran dentro 
del área de réplicas determinada por Kelleher 
et al. (1973) para el sismo Mw 7.6 de 1941. 
La distribución de réplicas del sismo de 1941, 
sin embargo, esta definida con muy pocos 
epicentros (ver Kelleher et al., 1973) y es difícil 
evaluar la relación entre los dos eventos a pesar 
de que el evento de 1973 cuenta con un modelo 
preliminar de deslizamiento determinado por 
Santoyo et al. (2006).
En la Figura 7 se puede observar que las 
asperezas de sismos recientes de Mw > 7 
forman un patrón entrelazado de zonas de alto 
deslizamiento. Por ejemplo, las asperezas de los 
eventos de 1995 y 2003 en la costa de Colima 
y también las asperezas de los sismos de 1981 
y 1985 en Michoacán se ubican en lugares 
adyacentes en la zona de contacto interplaca. 
Esta observación es consistente con los 
resultados de Mendoza y Martínez López (2017) 
quienes observaron que las zonas de máximo 
deslizamiento del sismo de Papanoa del 2014 
(Mw 7.3) en la costa de Guerrero no coinciden 
con las del evento de Petatlán de 1979 (Mw 
7.4). Esta distribución de asperezas adyacentes 
podría implicar que los espacios entre asperezas 
de sismos anteriores identifican zonas de mayor 
deslizamiento en sismos futuros a lo largo del 
contacto interplaca (Mendoza y Martínez-López, 
2017). Otra alternativa es que las asperezas se 
mantienen fijas en el tiempo y se deslizan en 
sismos recurrentes, aunque los sismos recientes 
Figura 7. Asperezas en la zona de subducción Michoacán-Colima-Jalisco definidas a partir de los polígonos de 
alto deslizamiento identificados en los modelos de deslizamiento determinados en este estudio. Los rectángulos 
corresponden a las zonas de rupturamarcadas en las figuras 2 a 6. Se muestran además las áreas de réplicas 
que se conocen para los sismos del 3 de junio de 1932 (1932-1), del 18 de junio de 1932 (1932-2), del 15 de 
abril de 1941 y del 30 de enero de 1973 [tomadas de Ramírez-Herrera et al. (2010) y de Kelleher et al. (1973)].
Rosario
56
M.R. Martínez López and C. Mendoza
302 Volume 57 number 4
en la zona de Michoacán-Colima-Jalisco no 
muestran este comportamiento.
La Tabla 2 muestra las propiedades de 
las asperezas, representadas por valores 
promedio calculados de las 300 soluciones 
para los polígonos definidos anteriormente en 
las Figuras 2 a 6 para cada evento. Se incluyen 
valores promedio de 1) Dmax, el deslizamiento 
máximo observado para cada aspereza, 2) Dp, 
el deslizamiento promedio dentro del polígono, y 
3) Td, la duración promedio de dislocación dentro 
de este mismo polígono. La Tabla 2 incluye la 
desviación estándar calculada para cada uno 
de estos tres parámetros. Las 300 soluciones 
independientes también se examinaron de 
manera individual para identificar variaciones 
en el área de las asperezas. Para cada evento, 
se identificaron las dimensiones mínimas y 
máximas de las asperezas y estas se utilizaron 
para identificar el rango de variación en el área. 
Basado en estos rangos, se calculo además 
la variación en la caída de esfuerzo de cada 
aspereza. Estos rangos en área y caída de 
esfuerzo se incluyen en la Tabla 2.
Los parámetros presentados en la Tabla 2 
sirven para definir la variabilidad que puede 
haber en las propiedades de las asperezas 
tomando en cuenta los posibles errores en los 
parámetros de entrada que se utilizan en el 
proceso de inversión. Se puede observar que 
el deslizamiento máximo y promedio de las 
asperezas generalmente se mantienen en un 
rango de ~1-4 m con excepción del sismo de 
Playa Azul 1981 que tiene valores menores y 
la aspereza A del sismo de Michoacán 1985 
que tiene valores mayores. Las duraciones 
de dislocación son parecidas para eventos 
de similar magnitud. Para los sismos de Mw 
~7.5 los valores son de ~5s y para los sismos 
Mw 8 el valor es ~12s con una incertidumbre 
del orden del ancho de la ventana de tiempo, 
indicando que la duración de la dislocación en 
las asperezas se escala con el tamaño del sismo. 
La variabilidad en el área de las asperezas 
es similar en general con excepción del sismo 
de Tecomán 2003 que muestra áreas más 
pequeñas con menor variabilidad. Este evento 
del 2003 tiene la mejor cobertura azimutal 
de estaciones, y la mejor definición en el 
área de las asperezas podría estar ligada a la 
distribución de estaciones. Se examinaron las 
ubicaciónes de las asperezas tomando en cuenta 
las incertidumbres en el área y se encontro 
que las asperezas siguen estando en lugares 
adyacentes a lo largo del contacto interplaca 
sin un empalme significativo, incluso para 
eventos que ocurrieron cerca de cada uno (p.ej. 
los sismos de 1995 y 2003 en Jalisco y los de 
1981 y 1985 en Michoacán). Las incertidumbres 
en las dimensiones de las asperezas sugieren 
caídas de esfuerzo menores a 2.0 MPa para las 
asperezas, similares a los valores de 3.0 MPa 
que se observan en general para sismos de 
subducción (p.ej. Allmann y Shearer, 2009). 
En algunos casos las soluciones individuales 
obtenidas de las 300 inversiones muestran 
más de una aspereza en el mismo lugar. Por 
ejemplo, en algunas de las soluciones del 
 Evento Aspereza Dmax Dp Td Area Δσ 
 (cm) (cm) (s) (km2) (MPa)
 25-10-1981 (Mw 7.2) A 141 ±36 92 ±38 6± 1 690 -2210 0.10 – 0.38 
 19-09-1985 (Mw 8.0) A 566 ±91 356 ±69 10 ±2 900 - 1400 0.64 – 1.42
 B 329±56 277 ±55 12 ±2 600 - 2200 0.49 – 1.55
 21-09-1985 (Mw 7.5) A 367 ±80 237 ±69 6 ±1 700 - 1600 0.32 – 1.90
 9-10-1995 (Mw 8.0) A 194 ±41 160 ±36 12 ±2 600 - 1800 0.22 – 0.58
 B 303±58 158 ±50 12 ±2 700 - 2100 0.24 – 0.96
 C 201 ±44 120 ±68 12 ±2 400 - 1300 0.25 – 1.11
 22-01-2003 (Mw 7.5) A 294 ±42 203 ±58 5 ± 1 250 - 330 0.95 – 1.49
 B 293 ±54 192 ±57 4 ±1 350 - 530 0.72 – 0.90
Tabla 2. Propiedades de las asperezas de los eventos estudiados. Se listan valores promedio del 
deslizamiento máximo (Dmax), el deslizamiento promedio (Dp), y la duración promedio de dislocación 
(Td) junto con las desviaciones estándar, calculadas para cada aspereza a partir de 300 inversiones 
independientes. Se lista también la variabilidad observada en el área y en la caída de esfuerzo Δσ.
Rosario
57
Geofísica internacional
october - December 2018 303
evento del 9 de octubre de 1995 las asperezas 
B y C se juntan para formar una sola fuente 
del tamaño aproximado de las dos asperezas. 
Similarmente, en algunas soluciones del evento 
del 22 de enero de 2003 las dos asperezas 
se juntan para formar una sola que cubre 
aproximadamente la misma área. Se observa 
que el momento sísmico total de estas áreas 
separadas corresponde a la suma del momento 
sísmico de las asperezas individuales. Estas 
observaciones reflejan el nivel de incertidumbre 
que existe en la aplicación de la metodología de 
falla finita utilizando los datos telesísmicos para 
estos eventos. Sin embargo, las ubicaciones de 
las zonas de alto deslizamiento en la zona de 
ruptura no varían significativamente, indicando 
que las asperezas de los sismos se pueden 
recuperar de manera adecuada. Estos resultados 
además indican que el procedimiento utilizado 
para muestrear los errores de los parámetros de 
entrada ofrece una alternativa para determinar 
las incertidumbres de las asperezas utilizando 
los datos telesísmicos.
Conclusiones y discusión
Se determinaron de manera sistemática los 
modelos de deslizamiento de los sismos de 
magnitud Mw mayor a 7 ocurridos desde 1980 
en la zona de subducción de Michoacán-Colima-
Jalisco utilizando ondas P y SH registradas 
a distancias telesísmicas. Se aplicó una 
metodología de inversión de falla finita utilizando 
una parametrización consistente que permite 
una amplia flexibilidad en la duración de 
dislocación. Los modelos de deslizamiento 
obtenidos de la inversión se utilizaron para 
definir las asperezas de los eventos en la zona 
de subducción. Se observa que las asperezas 
de los sismos recientes se entrelazan entre si 
a lo largo del contacto interplaca, consistente 
con los resultados de Mendoza y Martínez-López 
(2017), quienes encontraron que las zonas de 
alto deslizamiento del sismo Mw 7.3 de Papanoa 
en 2014 no coinciden con las áreas de máximo 
deslizamiento del sismo Mw 7.4 de Petatlán de 
1979. Park y Mori (2007) observaron un patrón 
similar de empalme limitado entre asperezas 
para los zona de subducción de Nueva Bretaña 
en la región del sur-Pacífico.
Nuestros resultados indican además que el 
contacto interplaca en la región de Michoacán-
Colima-Jalisco se ha roto en secciones 
individuales en los últimos 40 años y quizás los 
espacios entre asperezas de sismos recientes 
de Mw ~7 podrían identificar lugares de 
deslizamiento principal en eventos futuros 
como lo menciona Mendoza y Martínez López 
(2017). También es posible que las asperezas 
se mantienen fijas en el tiempo. Sin embargo, 
los eventos analizados en este estudio no 
muestran ese comportamiento, quizás debido 
al corto tiempo de evaluación. Sería importante 
realizar estudios más completos que incluyan 
una mayor cantidad de eventos para ver si el 
comportamiento observado en este trabajo se 
mantiene para distintos ciclos sísmicos.
En la zona de estudio no se puede descartar 
la posibilidad de que se rompa todo el segmento 
en un solo sismo. Esto se ha observado 
recientemente en otras zonas de subducción 
como Chile y Japón (Delouis et al., 2010; Simons 
et al., 2011) donde la interface de la placa 
tectónica se había estado rompiendo en eventos 
de magnitud Mw ~7-8 y no se esperaba un sismo 
de magnitud 9.0. En México se tienen reportes 
de un sismo histórico de magnitud Mw 8.6 en 
Oaxaca el 28 de marzo de 1787, en una región 
donde solo se han generado sismos de magnitud 
entre 7.3 a 8.2 en los últimos 100 años (Suárez 
yAlbini, 2009). Es importante entonces seguir 
investigando el comportamiento de asperezas 
en esta y otras zonas de subducción para 
examinar el potencial sísmico real que pueda 
existir a nivel regional.
Se aplicó además un procedimiento simple 
donde se corrieron 300 inversiones independientes 
para identificar las incertidumbres en los 
modelos telesísmicos de cada evento tomando 
en cuenta los posibles errores en la geometría 
de la falla, la profundidad del hipocentro y la 
velocidad de ruptura. Este ejercicio permitio 
identificar la variabilidad en las propiedades 
específicas de las asperezas incluyendo el 
deslizamiento máximo, el deslizamiento 
promedio, la duración de dislocación, el área 
y la caída de esfuerzo. Las incertidumbres 
que se observan en las dimensiones de las 
asperezas no son suficientemente amplias 
para generar un empalme significativo entre 
asperezas, indicando que los posibles errores en 
la parametrización de la falla no afecta nuestra 
conclusión de asperezas entrelazadas para 
sismos recientes en la zona de subducción de 
Michoacán-Colima-Jalisco.
Nuestros resultados indican que a 
grandes rasgos el deslizamiento máximo, el 
deslizamiento promedio, y las dimensiones 
de las asperezas de los diferentes eventos 
son generalmente similares. Esto tendría 
implicaciones importantes para comprender 
el proceso de generación de sismos interplaca 
en zonas de subducción y también para la 
simulación realista del movimiento del suelo 
esperado. Sería importante entonces estudiar 
otros eventos para ver si estas similitudes 
generales se mantienen. Las duraciones de 
dislocación de las asperezas están relativamente 
Rosario
58
M.R. Martínez López and C. Mendoza
304 Volume 57 number 4
bien restringidas, con incertidumbres limitadas 
al ancho de la ventana de tiempo utilizada en 
el proceso de inversión. Se observan valores de 
duración para las asperezas que se escalan con 
el tamaño del evento (~5s y ~12s para sismos 
de Mw ~7.5 y de Mw 8.0, respectivamente). 
Las caídas de esfuerzo calculadas para todas 
las asperezas se mantienen menores a 2.0 MPa, 
consistente con valores estimados previamente 
para sismos interplaca en zonas de subducción. 
Los resultados de la investigación indican que 
un simple muestreo de los parámetros de 
entrada ofrece una alternativa para examinar las 
propiedades e incertidumbres de las asperezas.
Los resultados de este estudio también tienen 
implicaciones importantes para la estimación 
de leyes de escalamiento que relacionan los 
diferentes parámetros de la fuente sísmica. Se 
han desarrollado leyes de escalamiento para 
zonas de subducción a partir de modelos de 
deslizamiento recuperados para eventos de 
fallamiento inverso (p. ej. Somerville et al., 2002; 
Murotani et al., 2008; 2013; Ramirez-Gaytan 
et al., 2014). Sin embargo, los modelos de 
deslizamiento se han determinado con diferentes 
metodologías, datos y parametrizaciones de la 
falla lo cual dificulta una definición confiable y 
consistente de las zonas de alto deslizamiento. 
Los modelos de deslizamiento que se utilizan 
además tienen incertidumbres que no se han 
tomado en cuenta y sería de gran utilidad poder 
incorporar estas incertidumbres para considerar 
la posible variabilidad en los parámetros de la 
fuente. Para la zona de subducción de México, 
por ejemplo, sería útil examinar las asperezas 
de todos los eventos de magnitud Mw mayor 
a 7 que han ocurrido desde 1980 siguiendo el 
procedimiento desarrollado en este trabajo. 
Esto resultaría en una definición mas realista de 
las leyes de escalamiento, lo cual mejoraría el 
conocimiento actual del peligro sísmico.
Agradecimientos
Este trabajo fue financiado por los proyectos 
de UNAM/PAPIIT IN104317 y el proyecto 
CONACYT Problemas Nacionales-PN2015-639. 
Las imágenes se realizaron con el programa 
GMT (Generic Mapping Tools) de Wessel y Smith 
(1991). Además agradecemos los comentarios 
de dos revisores anónimos.
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Rosario
61
 
 62 
CONCLUSIONES 
 
Los hipocentros y mecanismos focales, observados entre 1964 y 2008 en la zona de 
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco permitieron examinar el ancho de la zona de 
acoplamiento sismogénico del segmento de Michoacán en la placa de Cocos y el segmento 
de Jalisco en la placa de Rivera. A partir de un análisis detallado de perfiles perpendiculares 
a la trinchera Mesoamericana se determinó el ancho de la zona de acoplamiento sismogénico 
de la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco. Las principales conclusiones del 
estudio fueron las siguientes: 
 
1. La profundidad máxima de la zona de acoplamiento en la región de Michoacán es de ~ 40 
km. Este resultado contrasta con los ~ 25 km propuestos anteriormente por varios autores 
para toda la placa de Cocos en México (Tichelaar y Ruff, 1993; Pardo y Suárez, 1995; Suárez 
y Sánchez, 1996). 
2. La profundidad máxima para la placa de Rivera en la región de Jalisco-Colima es de ~ 40 
km similar a lo propuesto por Pardo y Suárez (1995). 
3. Los resultados obtenidos de la profundidad máxima del contacto interplaca indican que la 
porción noroeste de la zona de subducción de la placa de Cocos no es anómala. Este estudio 
considera únicamente la sección que pertenece al segmento de Michoacán y no se puede 
especular sobre la profundidad del contacto sismogénico al sureste de la zona de fractura de 
la Orozco. 
4. La profundidad máxima de 40 km observada para eventos inversos consistentes con 
deslizamiento en el contacto interplaca en el segmento de Michoacán sugiere un ancho 
sismogénico de aproximadamente 95 km tomando un ángulo de buzamiento de 25º para la 
porción noroeste de la placa de Cocos. 
5. Para la placa de Rivera, no existen mecanismos inversos adicionales que modifiquen los 
resultados de Pardo y Suárez (1995). Pardo y Suárez (1995) determinaron un ancho de 75 
km para la zona sismogénica asumiendo un ángulo de buzamiento de 32º. 
 
 63 
El ancho de la zona de acoplamiento sismogénico tiene implicaciones importantes para la 
magnitud máxima esperada en la región de estudio y limita las dimensiones de rupturas 
cosísmicas a lo largo de la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco. 
En el estudio del evento de Papanoa de abril 2014 (Mw 7.3), las principales conclusiones 
fueron las siguientes: 
 
1. El modelo de ruptura está caracterizado por dos fuentes principales de deslizamiento en la 
costa noroeste de Guerrero. 
 
2. El evento tuvo un deslizamiento máximo de 2.2 m. 
 
3. La comparación del modelo de deslizamiento de 2014 con las rupturas observadas para los 
sismos de 1979 y 1985 sugiere que las zonas de altodeslizamiento no coinciden 
espacialmente, a pesar de la similitud en el tamaño y la ubicación de las áreas de réplicas de 
los tres eventos. Esto indica que los sismos mayores de Mw 7 no han ocurrido en el mismo 
lugar en los últimos 70 años. Este comportamiento sugiere que es más probable que sismos 
futuros de Mw > 7 involucren zonas en el contacto interplaca ubicadas entre las áreas 
principales del fallamiento cosísmico observado recientemente. También, las asperezas 
observadas y los espacios entre ellas podrían identificar los lugares de fallamiento cosísmico 
de megasismos futuros. 
 
En el estudio de caracterización de asperezas de sismos recientes en las zonas de subducción 
de Michoacán-Colima-Jalisco se concluyó lo siguiente: 
 
1. El procedimiento de muestreo simple de los parámetros de entrada se puede utilizar para 
examinar las incertidumbres de las asperezas. 
 
2. La caída de esfuerzos de los sismos que han ocurrido recientemente en la zona de 
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco es menor de 2.0 MPa. 
 
 
 64 
3. Para eventos Mw ~7.5 las duraciones de dislocación son de ~5 s y para sismos de Mw 8.0 
los valores son de ~12 s. 
 
4. Las dimensiones de las asperezas parecen mantenerse dentro de un mismo rango de 
tamaño. 
 
5. En el deslizamiento máximo se tiene una incertidumbre de entre 15 a 25%. 
 
6. En el deslizamiento promedio se tiene una incertidumbre de entre 20 a 35% 
 
Los resultados también indican que las asperezas no ocurren en el mismo lugar tal como se 
había observado en el trabajo del Capítulo II. Estos resultados tendrían implicaciones en los 
estudios del peligro sísmico debido que nos permitirían determinar las leyes de escalamiento 
de una forma más realista. 
 
En este trabajo de tesis se observó que las zonas de alto deslizamiento de los eventos que han 
ocurrido en la zona de subducción de Michoacán-Colima-Jalisco en los últimos 70 años no 
se empalman indicando que las asperezas no se repiten en el mismo lugar. También, los 
resultados obtenidos en este trabajo sugieren que la zona de subducción de Michoacán-
Colima-Jalisco se ha estado rompiendo por secciones que generan sismos grandes y no en 
megasismos de dimensiones mayores. También se observa que entre cada aspereza existen 
espacios que no se han roto en los últimos 70 años, los cuales podrían generar eventos de 
magnitudes de Mw ~ 7. Sin embargo, no se puede descartar la posibilidad de que la zona se 
rompa en un solo evento grande mayor de Mw 8 como se ha observado recientemente en otras 
zonas de subducción. Por ejemplo, la interface de la placa se había estado rompiendo en 
eventos de Mw ~7.8 en Chile y Japón y no se esperaba un evento de magnitud Mw 9.0. Sin 
embargo, en Maule Chile ocurrió un evento de Mw 8.8 en 2010 (Lay et al., 2011) y en 
Tohoku-oki, Japón ocurrió un evento de Mw 9.0 (Suzuki et al., 2011). 
 
Para conocer mejor el comportamiento de las asperezas en la zona de subducción de México 
se podrían determinar los modelos de deslizamiento de los sismos de magnitud mayor de Mw 
 
 65 
7 que cuenten con datos digitales disponibles. Esto también se podría hacer en otras zonas de 
subducción del mundo para conocer las propiedades y las incertidumbres de las asperezas. 
Se podría entonces aplicar el mismo procedimiento que se ha desarrollado en el Capítulo III, 
en donde se realizó un estudio de las propiedades e incertidumbres de las asperezas. Esto 
debido que este proceso de muestreo simple ofrece una alternativa para determinar las 
posibles incertidumbres y la variabilidad de las soluciones obtenidas con los datos 
telesísmicos. Además, se podría hacer una inversión conjunta de datos regionales y 
telesísmicos. Esto quizás es necesario para ver si los resultados del comportamiento de las 
asperezas confirman los resultados obtenidos debido a que se tendría una mejor resolución 
de la fuente al incorporar los registros regionales. Se podrían utilizar, por ejemplo, los datos 
regionales registrados por la red del Servicio Sismológico Nacional (SSN) esto para la zona 
de subducción de México. También, para poder realizar este trabajo es necesario contar con 
epicentros con ubicaciones confiables. 
 
Los resultados obtenidos en esta tesis son de utilidad en la estimación de las leyes de 
escalamiento. Estas leyes han sido determinadas en la zona de subducción de México 
utilizando modelos de deslizamiento obtenidos con diferentes metodologías y diferentes 
parametrizaciones de la falla. Los modelos determinados de manera sistemática en este 
estudio ofrecen información consistente que se podrían incorporar al desarrollo de leyes de 
escalamiento más realistas. En ese sentido, sería útil además incorporar resultados obtenidos 
para otros eventos de subducción en México no solamente aquellos ocurridos en la sección 
de Michoacán-Colima-Jalisco. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 66 
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 70 
 
ANEXO A 
 
Tabla A1. Sismos inversos Mw > 7 que han ocurrido en la zona de subducción de 
Michoacán-Colima-Jalisco, México desde 1911. 
Evento 
dia/mes/año 
Epicentro 
Magnitud Referencias+ 
Latitud () Longitud () 
07-jun-1911 17.50 -102.50 7.7 Ms Santoyo et al. (2005) 
03-jun-1932 19.80 -105.40 8.1 Mw Santoyo et al. (2005) 
18-jun-1932 18.99 -103.50 7.9 Mw Santoyo et al. (2005) 
30-nov-1934 19.00 -105.31 7.1 Mw Santoyo et al. (2005) 
15-abr-1941 18.85 -102.94 7.7 Ms Kelleher et al. (1973) 
22-feb-1943 17.62 -101.15 7.5 Ms Kelleher et al. (1973) 
30-ene-1973 18.39 -103.21 7.1 Mw Santoyo et al. (2005) 
14-mar-1979 17.46 -101.46 7.4 Mw Gettrust et al. (1981) 
25-oct-1981 17.75 -102.25 7.2 Mw Havskov et al. (1983) 
19-sep-1985 18.14 -102.71 8.0 Mw 
UNAM Seismology Group 
(1986) 
21-sep-1985 17.62 -101.82 7.5 Mw 
UNAM Seismology Group 
(1986) 
9-oct-1995 18.79 -104.47 8.0 Mw Courboulex et al. (1997) 
22-ene-2003 18.71 -104.47 7.5 Mw Singh et al. (2003) 
18-abr-2014 17.38 -101.06 7.3 Mw 
UNAM Seismology Group 
(2015) 
 
+ Referencias de epicentros 
	Portada
	Índice
	Resumen
	Introducción
	Capítulo I. Acoplamiento Sismogénico en la Zona de Subducción de
Michoacán-Colima-Jalisco, México
	Capítulo II. The Mw 7.3 Papanoa, Mexico Earthquake of April 18,
2014: Implications for Recurrent M> 7 Thrust Earthquakes in Western
Guerrero
	Capítulo III. Caracterización de Asperezas de Sismos Recientes en la Zona de Subducción de Michoacán-Colima-Jalisco,México
	Conclusiones
	Referencias
	Anexo