La mayor parte de los terremotos destructivos se generan en los límites de placas tectónicas (e.g. Berryman et al., 2012). Debido a la corta recurrencia de terremotos en estas zonas (decenas a cientos de años), existe una conciencia social e institucional del riesgo sísmico que se traduce en códigos sismo-resistentes y protocolos de emergencia efectivos. En algunas zonas intraplaca se producen terremotos corticales someros que ocasionalmente pueden alcanzar magnitudes (Mw) de 6 y 7 y, por lo tanto, representan un riesgo significativo. El periodo de recurrencia de terremotos grandes en estas zonas es, en la mayoría de los casos, de miles a decenas de miles de años y excede el registro de sismicidad histórica. Como consecuencia, existe una falta de preparación de la sociedad en relación a estos terremotos. Estas zonas intraplaca pueden ser altamente vulnerables por la alta densidad de población, la baja calidad de las construcciones y la falta de protocolos de emergencia sísmica (e.g. Paton, 2003).

La zona central de México es un ejemplo de esta situación con tasas de deformación cortical moderadas y, por tanto, fallas activas lentas. Los periodos de recurrencia de los terremotos mayores sobrepasan el rango temporal de los catálogos de sismicidad histórica e instrumental. Por esta razón, en el centro de México, la actividad sísmica de la mayor parte de las fallas es desconocida. Lamentablemente, los terremotos intraplaca ocurridos en México causaron en el pasado la pérdida de muchas vidas humanas y daños materiales significativos. Prueba de esto es el terremoto de Acambay de 1912 (Mw = 6.9), generado por la falla Acambay-Tixmadejé (Ej.: Suter et al., 1996; Langridge et al., 2000), situada en el Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM). Este terremoto provocó la muerte de 161 personas y la destrucción parcial de los pueblos de Acambay, Tixmadejé y Temascalcingo, entre muchos otros (Urbina y Camacho, 1913; Suter et al., 1996; Langridge et al., 2000). También causó daños en la Ciudad de México (Singh et al., 1984; Suter, 2014), situada a ~ 80 km del epicentro. Históricamente se han registrado otros sismos destructivos generados por las fallas del CVTM, tales como el terremoto de Chapala de 1568 (Mw ~7; Suárez et al., 1994), el de Jalisco de 1875 (Mw~ 7.1; García-Acosta and Suárez, 1996) y el de Jalapa de 1920 (Magnitud de ondas de cuerpo: mb = 6.4; Suárez, 1992). Algunos de estos terremotos ocurrieron en épocas en las que la población humana en México era una décima parte de la actual. Por ejemplo, en 1912 había aproximadamente 15 millones de habitantes, mientras que ahora hay 120 millones. Si el mismo evento ocurriera ahora, las consecuencias humanas y económicas serían aún más catastróficas para esa región.

Las pérdidas humanas y los daños materiales ocasionados por estos terremotos muestran la importancia que tiene realizar estudios de amenaza sísmica en esta región, la más poblada del país con megaciudades como México, Guadalajara, Morelia, Querétaro y Toluca. El estudio sistemático de las fallas potencialmente activas se justifica aún más si consideramos la alta tasa de crecimiento de la población de esta región, así como el desarrollo de infraestructuras críticas cada vez más importantes y potencialmente peligrosas (represas, vías de transporte, plantas químicas, etc.; Bilham, 2013). Para ampliar el catálogo de sismicidad histórico e instrumental de esta región, insuficiente para caracterizar la amenaza sísmica, hemos desarrollado estudios de neotectónica y en particular de paleosismología en las fallas de la zona (Langridge et al., 2000; 2013; Ortuño et al., 2015). Estos estudios permiten reconocer y caracterizar las deformaciones producidas durante los terremotos prehistóricos suficientemente fuertes para generar rupturas superficiales y estimar el momento en que ocurrieron (McCalpin, 2009, cap. 9).

Esta contribución está enfocada en el estudio de la falla San Mateo (FSM), una de las fallas del sistema central del graben de Acambay que no ha sido descrita anteriormente en la literatura. Se presenta aquí una descripción geomorfo-estructural de la falla y de las evidencias de su actividad reciente que resultan del análisis paleosísmico. Se propone una reconstrucción de la sismicidad prehistórica de la falla durante los últimos 31 ka y una estimación de su potencial sismogenético. Finalmente, se integran los resultados de este estudio junto con los datos paleosísmicos obtenidos en investigaciones anteriores, en otras fallas del graben de Acambay, para que sirva de base para la evaluación de la amenaza a la que está expuesta la población de la zona.

El graben de Acambay se localiza en el Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM), un arco volcánico continental activo de composición mayoritariamente calco-alcalina que atraviesa México de Este a Oeste desde el Golfo de México hasta el Pacífico (Figura 1; Pasquaré et al., 1988; Wallace and Charmichael, 1989; Allan et al., 1991; Aguirre-Díaz et al. 1998; Ferrari et al., 1999; 2012). El CVTM está asociado a la subducción de las placas de Cocos y Riviera bajo la placa Norteamericana (Mooser, 1972; Álvarez, 1975; Urrutia-Fucugauchi y Pal, 1977; Pal y Urrutia-Fucugauchi, 1977; Hanus y Vanek, 1977-1978; Nixon, 1982; Suárez y Singh, 1986; Verma, 1996; Ferrari et al., 1999). Dicha subducción, oblicua a la trinchera mesoamericana, se inició en el Mioceno temprano-medio y ha ido migrando hacia el sur hasta la actualidad (Urrutia-Fucugauchi y Del Castillo, 1977; Delgado-Granados et al., 1995; Pardo y Suárez, 1995; Ferrari y Rosas-Elguera, 2000). El CVTM es el mayor arco volcánico neógeno de América del Norte, con 1000 km de longitud, 20 a 200 km de anchura y unos 160.000 km2 de superficie (De la Fuente y Verma, 1993).

En la parte central del CVTM, una serie de depresiones tectónicas limitadas por fallas normales de dirección E-O se extienden por más de 450 km y definen la zona de fractura Chapala-Tula (Johnson y Harrison, 1990). Dentro de esta zona se encuentra el sistema de fallas Patzcuaro-Morelia-Acambay (Garduño-Monroy et al., 2009), en cuyo extremo oriental se encuentra el graben de Acambay.

Otros sistemas de fallas normales se observan en el sector central del CVTM, como el sistema de Taxco-San Miguel de Allende. Este sistema, de orientación NNO-SSE, intersecta localmente las fallas E-O del graben de Acambay (Figura 1b). La actividad cuaternaria de este segundo sistema de fallas oblicuas al graben no ha sido demostrada todavía. Sin embargo, de acuerdo con observaciones geomorfológicas (Ferrari et al., 1994; Aguirre-Díaz et al., 2005; Garduño-Monroy et al., 2009) y sísmicas (Zúñiga et al., 2003), no se puede descartar su actividad reciente.

El graben de Acambay está delimitado por cuatro fallas normales mayores de orientación E-O: las fallas Acambay-Tixmadejé y Epitacio- Huerta por el norte, y las fallas Venta de Bravo y Pastores por el sur. En el centro del graben, el sistema de fallas Temascalcingo-Tepuxtepec- Acámbaro, atraviesa toda la cuenca de Este a Oeste (Martínez-Reyes y Nieto-Samaniego, 1990; Figura 1).

Con unas dimensiones de ~ 80 km de longitud por 15 – 38 km de anchura y con escarpes que superan los 400 m en la falla Acambay- Tixmadejé, la extensión de la corteza que dio lugar a esta cuenca tectónica activa es menor al 4% (Suter et al., 1995). Las fallas de este graben han generado el único sismo histórico que presenta rupturas superficiales en la zona central de México, el terremoto de Acambay de 1912 (Suter et al., 1991). En el graben de Acambay se originó un segundo terremoto con efectos en la superficie pero sin ruptura superficial en 1979, el sismo de Maravatío, con una magnitud Mw = 5.3 (Astíz-Delgado, 1980; Figura 1).

La zona del graben de Acambay está principalmente formada por rocas volcánicas miocenas a cuaternarias sobre un basamento plutónico y metamórfico (Sánchez-Rubio, 1984; Aguirre-Díaz, 1993; 1995; 1996). Los materiales más jóvenes corresponden a una sedimentación fluvio-lacustre que rellenó pequeñas cuencas formadas por relieves volcánicos y barreras tectónicas a lo largo del rio Lerma. Una de estas cuencas tectónicas, el valle de Acambay, es conocido como el valle de los espejos debido a que estuvo probablemente ocupado por un gran lago en tiempos prehispánicos.

El presente estudio se centra en la zona oriental del graben, afectada por tres sistemas de fallas E-O (Figura 1): (1) la falla Acambay- Tixmadejé, que limita la cuenca por el norte, (2) el sistema de fallas intra-graben de Temascalcingo-Tepuxtepec-Acámbaro (Martínez- Reyes y Nieto-Samaniego, 1990) y (3) la falla Pastores, que limita el graben por el sur (Suter et al., 1991; 2001; Lacan et al., 2013a y 2013b; Langridge et al., 2013; Ortuño et al., 2015). El terremoto de 1912

Figura 1. Figura 1. a) Mapa sismotectonico del graben de Acambay (modificado de Lacan et al., 2013a). b) Localizacion del graben de Acambay en el contexto geodinamico del contacto de placas en Mexico. SFTTA: Sistema de fallas Temascalcingo-Tepuxtepec-Acambaro.

Figura 2. Figura 2. Mapa morfotectonico del volcan Temascalcingo. Las letras a-f minuculas representan la localizacion de los perfiles topograficos que se detallan en la Figura 3. Las letras A-D en rojo representan a los sitios que se detallan en la Figura 4.

Con una longitud de más de 13 km y un índice de sinuosidad, S =1.15 (Bull y McFadden, 1977), la FSM es una de las estructuras más largas, continuas y rectilíneas del sistema central de Temascalcingo- Tepuxtepec-Acámbaro (Figura 2).

No se conocen evidencias de reactivación de esta estructura durante el terremoto de 1912 y tampoco se ha documentado sismicidad instrumental o histórica a lo largo de esta falla. Sin embargo, la FSM presenta un escarpe geomorfológico muy marcado en el paisaje que presenta facetas triangulares con pendientes mayores a 25 º (Figuras 2, 3, 4 y 5). La traza de la falla tiene una dirección general E-O, ligeramente arqueada y atraviesa todo el volcán Temascalcingo de modo que limita por el norte la cuenca cuaternaria de Temascalcingo. En el flanco oeste del volcán la traza de la falla coincide con la cicatriz de la avalancha de escombros de Temascalcingo. En esta zona, el escarpe acumulado de la falla y de la avalancha sobrepasa los 200 m de desnivel (perfil a de la Figura 3 y Figura 4A). En la zona central del volcán el escarpe de falla sigue siendo muy visible y mide hasta 120 m (perfiles b, c, d y e de la Figura 3). En este segmento, la falla limita por el norte el campo de La Lechuguilla y su actividad cortó la red de drenaje, provocando el abandono de un valle (valle abandonado de las Figuras 4B y 5). En su tramo oriental, la señal geomorfológica de la FSM no es tan clara debido al proceso de erosión-sedimentación que sufre el piedemonte del VT. En esta zona, el escarpe de falla no es tan continuo y los desniveles entre bloques son de pocos metros (perfil f de la Figura 3). El

Figura 3 Figura 3 Perfiles topograficos perpendiculares al escarpe de la falla San Mateo (extraidos de DEM SRTM, localizacion en la Figura 2). FSM: falla San Mateo, FSP: falla San Pedro, FPN: falla Pueblo Nuevo.

plano de falla aflora en diferentes sitios (Figura 4C y 4D) e indica un buzamiento de ∼70 º hacia el sur, coherente con un buzamiento de una falla normal. En la parte oriental la traza de la FSM se puede reconocer en el área de los sedimentos pleistocenos, pero deja de tener una expresión geomorfológica en los sedimentos actuales del valle de Acambay.

En los 13 km de longitud de traza que desplaza el volcán Temascalcingo, la expresión morfológica de la FSM es continua y bien marcada en el paisaje (Figura 2). Sin embargo, no se han podido medir estrías en los diferentes afloramientos de la falla. No obstante, los indicadores geomorfológicos no sugieren un desplazamiento lateral destacable, que sea consistente con los resultados obtenidos en las otras fallas del graben (Suter et al., 1995; Langridge et al., 2000 y 2013; Ortuño et al., 2015). Por esas razones, se asume un desplazamiento principalmente normal a lo largo de esta falla.

Ubicación de la trinchera paleosismólogica El lugar elegido para realizar las excavaciones paleosismológicas se denomina campo de La Lechuguilla. Este campo está formado por sedimentos fluvio-lacustres holocenos, que se acumularon durante la colmatación de una antigua cuenca endorreica originada por la actividad de la FSM (Figura 5). Actualmente, la cuenca está abierta debido a que la erosión regresiva destruyó la barrera tectónica formada por el bloque levantado de la falla. Los depósitos recientes, acumulados en el campo de La Lechuguilla, se encuentran sellando la traza de la falla (Figura 5). Dado que no se observó intervención antrópica importante en la zona y que se espera encontrar abundante material orgánico apto para fechar, el campo de La Lechuguilla se eligió como un sitio óptimo para estudiar la evolución tectónica de la FSM.

El objetivo final de este análisis es estimar el potencial sismogénico de la falla. El tamaño y la distribución de las deformaciones tectónicas registradas en las formaciones sedimentarias y volcánicas recientes permiten conocer el número mínimo de paleosismos, sus magnitudes, las tasas de deslizamiento de la falla y los intervalos de recurrencia de sismos moderados a grandes (Mw > 5; McCalpin, 2009). Con ese propósito, se excavaron dos trincheras paleosismólogicas en la parte central de la FSM.

Considerando la componente esencialmente normal de la FSM, las trincheras fueron excavadas transversalmente a la falla en el campo de La Lechuguilla (Figuras 4b y 5). La trinchera La Lechuguilla I (19º55’47.72”N; 99º56’56.25”O), de 15 m de longitud y 3 m de profundidad, fue excavada en coluviones del escarpe de falla. Los coluviones presentaron un espesor mayor a 3 m que no permitió identificar la falla ni los eventos paleosísmicos ya que los materiales eran demasiado recientes. Esta trinchera se usó principalmente para comprobar la continuidad de las unidades estratigráficas en el campo de La Lechuguilla.

La trinchera La Lechuguilla II (19º55’47.78”N; 99º56’56.82”O), de 24 m de longitud y de 2 a 4 m de profundidad, se realizó en el fondo del valle junto al arroyo que drena el campo de La Lechuguilla (Figuras 4 y 5). En esta zona, el espesor de los coluviones es menor y se pudieron explorar materiales más antiguos afectados por la deformación en la falla. Esta segunda trinchera constituye el objeto principal de este estudio.

En esta sección se presenta la interpretación del número de rupturas de falla y el tiempo en el que ocurrieron, basándonos en criterios de deformación progresiva, presencia de cuñas coluviales y terminación de fallas. En su parte visible en la trinchera, la FSM parece invertida, es decir, que buza hacia el norte contrastando con el buzamiento general de la FSM hacia el sur. Este fenómeno es común cuando las fallas normales de alto buzamiento llegan a la superficie (Masana et al., 2001). Además de la falla principal se identificaron dos fallas secundarias, antitéticas a la FSM, que afectan algunos depósitos del bloque hundido y forman, junto con la FSM, un graben a escala de la trinchera. A lo largo de estas estructuras se identificaron tres eventos paleosísmicos (Ev. 1, 2 y 3) registrados bajo la forma de desplazamiento de las unidades de la trinchera de La Lechuguilla (Figuras 6, 7, 8 y Tabla 1).

La U1 y la U2 son las únicas unidades que no han sido deformadas por ningún evento paleosísmico (Tabla 1). Las U3, U4 y U5 presentan la misma deformación, de aproximadamente 56 cm a lo

Tabla 1. Tabla 1. Tabla que recopila el desplazamiento total por la falla principal para las distintas unidades litologicas.

largo de la falla principal. Las U6 y U7, presentan un desplazamiento acumulado superior a 108 cm, lo que indica un evento paleosísmico anterior, el Ev.2 que provocó un desplazamiento vertical de 52 cm. El desplazamiento generado durante el Ev.2 es visible solamente en la pared este de la trinchera, ya que en la otra se erosionó. La U8, presente solamente en la pared oeste, también ha sido afectada por los dos últimos eventos, por lo que acumula una deformación total de 108 cm como mínimo. La U8 es una cuña coluvial cosísmica de 98 cm de espesor generada por el Ev.3, otro evento paleosímico previo. Este evento más antiguo (Ev.1), afectó a las U9 y U10, la cuales fueron deformadas también posteriormente por los eventos Ev.2 y Ev.3, con lo que acumulan un desplazamiento vertical total superior a 192 cm. El primer evento paleosísmico registrado, y el más antiguo (Ev.1), fue deducido a partir de la cuña coluvial depositada sobre el plano de falla de la FSM (U8 en la Figura 7). Este evento ocurrió después del depósito de la unidad U9 y antes del depósito de la unidad U7. Como no se pudo fechar la edad absoluta de la cuña coluvial (U8) por falta de materia orgánica en el depósito, se consideraron las edades de las unidades directamente inferior y superior (U9 y U7). Los resultados del análisis de las muestras 26, 27 y 28 (Figura 7), indican que el Ev.1 ocurrió hace 30.15 ± 0.85 cal. ka AP.

El segundo evento paleosísmico (Ev.2) fue identificado tanto a partir del desplazamiento de las unidades U8-U6 a lo largo de la falla principal 1 (en la pared este de la trinchera) como a partir de las fallas antitéticas 2 y 3. Estas últimas fallas deforman los materiales del bloque hundido y afectan a todas las unidades hasta la base de la U5 sin deformarla (Figura 7 y 8). Es decir, este evento ocurrió después del depósito de la unidad U7 y antes de la unidad U5. El desplazamiento vertical de la U8 es superior a 0.52 m a lo largo de la falla 1 y de 0.15 m para las U7 y U9 en las fallas 2 y 3. Finalmente, como los análisis de las muestras recogidas en la U5 no fueron satisfactorios, la edad del Ev.2 sólo se pudo constreñir entre las unidades U7 y U3. La edad estimada para este segundo evento es de 12.8 ± 6.3 cal. ka AP (muestras 28 y 30).

El último y más reciente evento paleosísmico (Ev.3) identificado en la trinchera de La Lechuguilla está representado por el desplazamiento en la base de la unidad U5 y la U3 (Figuras 7 y 8). El plegamiento de las unidades U9-U3 es consecuencia de este evento sísmico. La unidad 2 no está afectada por este desplazamiento, es decir, el evento se produjo después del depósito de la unidad U3 y antes de la unidad U2. Para acotar temporalmente este último paleoevento se utilizaron las edades de U2 y U3. Los resultados del análisis de las muestras 12, 18, 30, 24 y 25 (Figura 7) permitieron fechar el Ev.3 en 5.1 ± 0.9 cal. ka AP.

Los resultados obtenidos en la trinchera de La Lechuguilla II parecen confirmar que la FSM no tuvo rupturas durante el sismo de 1912.

Mediante el análisis de retrodeformación de los eventos paleosísmicos, se interpretó una probable evolución tectonosedimentaria que explicaría la distribución actual de las unidades en la trinchera de La Lechuguilla. Esta restauración también ayudó a acotar valores de salto cosísmico para cada evento. En la Figura 9 se muestra el análisis por retrodeformación de forma esquemática, considerando las fases más relevantes de la secuencia evolutiva estratigráfica y tectónica, desde la formación de las unidades más antiguas hasta la actualidad. Las nueve fases que se reconocen son las siguientes:

(1) Estratigrafía del campo de La Lechuguilla hace aproximadamente 31 cal. ka AP. Un flujo piroclástico (U9) se depositó sobre una roca dacítica (U10) proveniente del volcán Temascalcingo. La forma exacta del contacto entre estas unidades es desconocida pues, en la trinchera, no se ha expuesto la unidad 10 en el techo de la falla.

(2) Entre 31.0 y 29.3 cal. ka AP se produjo el primer sismo con ruptura superficial registrado en los depósitos de La Lechuguilla (Ev.1). Este sismo produjo un escarpe cosísmico de más de un metro (véase fase siguiente para la justificación del salto), cortando el basamento de dacita (U10) y el flujo piroclástico subyacente (U9). Esta ruptura produjo una ligera depresión al pie del escarpe (muestras 26 y 27, Figura 7).

(3) En los años que siguen al sismo, el colapso del escarpe de falla produjo la cuña coluvial U8, de 0.98 m de espesor, que se depositó adyacente a la falla. El desplazamiento vertical cosísmico asociado con el Ev.1 debió formar un escarpe mayor a 1 m de acuerdo con los modelos de McCalpin (2009) que se basan en el espesor de la cuña. En esta restauración hemos asumido un desplazamiento de 150 cm basándonos en la restauración del Ev.2 (véase descripción más adelante).

(4) Un flujo piroclástico (U7) rellenó la depresión tectónica y la erosión acabó de aplanar la topografía.

(5) El segundo evento registrado (Ev.2) ocurrió entre los 19.1 y los 6.5 cal. ka AP (muestras 18, 25, 28 y 30, Figura 7), deformando claramente los depósitos del bloque de techo a través de dos nuevas fallas antitéticas (fallas 2 y 3) y fallando la cuña coluvial U8 a lo largo de la falla principal 1 con un desplazamiento vertical de 52 cm. La mala preservación de las unidades no permitió cuantificar con exactitud el desplazamiento a lo largo de la falla principal en la pared oeste de la trinchera (Figura 7), pero el desplazamiento mínimo en la falla principal se puede obtener por sustracción de la deformación progresiva de la U6 y La U7 en la pared este (Figura 8 y Tabla 1).

(6) Pequeñas cuñas coluviales se depositaron al pie de los escarpes asociados a las fallas antitéticas.

(7) Posteriormente, y cubriendo todas las unidades anteriores, se depositaron un flujo piroclástico (U5), cenizas de caída (U4) y una ignimbrita (U3). La sedimentación de estas unidades enterró el escarpe y aplanó la topografía.

(8) El tercer y último evento registrado en el campo de La Lechuguilla (Ev.3) se produjo entre los 6.0 y 4.2 cal. ka AP, creando un escarpe cosísmico de 0.56 m de alto (muestras 12, 18, 24, 25 y 30, Figura 7).

(9) La erosión y la posterior depositación de materiales fluviolacustres más recientes (U2 y U1) dan el aspecto actual de relieve muy plano de cuenca colmatada al campo de La Lechuguilla. DISCUSIÓN Estimación del potencial sismogenético de la falla San Mateo El análisis paleosismológico realizado en el campo de La Lechuguilla permitió identificar la actividad tectónica de la FSM y reconocer, como mínimo, tres paleoeventos sísmicos mayores con ruptura superficial en los últimos 31 ka. Los datos adquiridos con el estudio geomorfológico y paleosísmico de la FSM, como son la longitud geomorfológica de la FSM, el número y edad de los paleoeventos sísmicos y el desplazamiento vertical asociado, son utilizados para caracterizar el potencial sismogénico de esta falla.

Figura 9. Figura 9. Analisis por retrodeformacion de la pared oeste de la trinchera de La Lechuguilla.

Para tal caracterización, se considerará una longitud de ruptura de la falla de 13 km (traza cartografiada) para el cálculo de la magnitud de los sismos. Sin embargo, observando los rasgos geomorfológicos, existe la posibilidad de que la FSM continúe hacia el oeste y el este bajo los sedimentos de las cuencas holocénicas de Temascalcingo y Acambay (Figura 1a). Por esa razón se ha calculado también la magnitud del terremoto máximo creíble (MCE), considerando que la ruptura llegara a extenderse hacia ambos lados, incluyendo la posible continuación de la falla oculta bajo los sedimentos, se estima una longitud máxima de 25 km.

Tasa de deslizamiento y periodo de recurrencia de terremotos en la FSM

La estimación de la tasa de deslizamiento se realizó considerando los desplazamientos verticales acumulados en el plano de falla correspondientes a los últimos tres eventos identificados en la trinchera de La Lechuguilla (2.55 ± 0.49 m). Para obtener una primera aproximación de la tasa de deslizamiento de la FSM, se usaron los valores promedio:

SR = Desplazamiento total (mm) / tiempo transcurrido (años) (2,550 ± 490) / (30,408 ± 1,886) = 0.085 ± 0.025 mm/a

El intervalo de recurrencia de sismos mayores (i.e., con ruptura superficial) y su incertidumbre se estimaron aplicando la relación de McCalpin (2009):

RI = Desplazamiento vertical promedio (dvprom) (mm) / SR (mm/a) – Creep (C=0) (850 ± 163) / (0.085 ± 0.025) = 11.57 ± 5.32 ka

Este resultado indica que el ciclo sísmico de la FSM es mayor que el que se obtuvo en la falla Acambay-Tixmadejé (~3.6 ka, Langridge et al., 2000) y mayor o comparable a la que se obtuvo en la falla Pastores (10 – 15 ka, Langridge et al., 2013; 1.1 – 2.6 ka, Ortuño et al., 2015). Este resultado podría reflejar, lógicamente, un desplazamiento menor de las fallas intragraben comparado con las fallas que limitan el graben.

La determinación de las magnitudes de los paleoeventos sísmicos generados por una falla es crucial para determinar el potencial sismogénico de la misma (Reiter, 1988). La paleomagnitud máxima asignable a la FSM se puede estimar utilizando el desplazamiento vertical identificado en las trincheras (dv), así como la longitud de ruptura superficial de la FSM (SRL; Figuras 1 y 2).

Se calculó la magnitud de los paleoeventos aplicando las fórmulas empíricas de Wells y Coppersmith (1994) y las de Wesnousky (2008). También se calcularon mediante las fórmulas teóricas de Hanks y Kanamori (1979) para comparar y corroborar los resultados (Tabla 2). Los valores obtenidos mediante las diferentes fórmulas resultaron muy similares con una magnitud, Mw, comprendida entre 6.49 ± 0.2 y 6.76 ± 0.25 para el Ev.1 y de Mw = 6.43 ± 0.07 para los eventos 2 y 3 (Tabla 2).

Utilizando la longitud de ruptura superficial de la traza cartografiada (SRL = 13 km), la magnitud que puede generar la FSM, sin contar las desviaciones estándares, estaría entre 6.43

El terremoto máximo creíble se define como el terremoto mayor que podría generar una falla en un determinado intervalo de tiempo (De Polo y Slemmons, 1990). Este parámetro se estimó utilizando una longitud de ruptura superficial inferida, donde se considera una hipotética continuación de la traza de la FSM por debajo de los sedimentos del valle de Acambay por el oeste, y por debajo de los sedimentos del valle de Temascalcingo al este, llegando a medir 25 km de longitud (SRL inferida, Figuras 1 y 2).

Para su cálculo se han utilizado las relaciones propuestas por: Wells y Coppersmith (1994): Mw = 5.08 + 1.16 × log(SRL) = 6.7± 0.1; Wesnousky (2008): Mw = 6.12+0.47 × log(SRL) = 6.77±0.27; Hanks y Kanamori (1979): Mw = log(μ (4/3 SRL) WDprom) – 16. 05) / 1.5 = 6.65 ± 0.07, donde μ es la rigidez de la corteza, W corresponde a la anchura del plano de falla y Dprom al desplazamiento vertical promedio. Considerando una longitud de ruptura hipotética de 25 km la FSM podría llegar a provocar terremotos de Mw~ 6.7 ± 0.3 (Tabla 2). Aunque posible, la continuidad de la traza de la falla bajo los sedimentos del valle de Acambay no fue demostrada y tendrá que ser investigada en futuros trabajos.

Este resultado indica que el terremoto mayor que podría generar la FSM es menor o comparable a los calculados y/o registrados en las fallas Acambay-Tixmadejé (Mw~7, Langridge et al., 2000) y Pastores (Mw = 6.6–6.8, Langridge et al., 2013).

Según Urbina y Camacho (1913), la crisis sísmica de 1912 provocó desplazamientos y agrietamientos en los tres sistemas de fallas del graben de Acambay con rupturas superficiales principales en el límite norte del graben, pero también en su límite sur y en la zona central del graben. En el reporte post-sísmico realizado por estos autores, se describen y se cuantifican la geometría de las rupturas generadas a lo largo de las fallas Acambay-Tixmadejé, Pastores y Temascalcingo. Urbina y Camacho (1913) no precisan si todas las fracturas fueron generadas durante el terremoto de Acambay de Mw = 6.9, o si se formaron a consecuencia de las múltiples y fuertes réplicas ocurridas posteriormente (Urbina y Camacho, 1913). Del mismo modo, con las descripciones realizadas por Urbina y Camacho (1913), las deformaciones observadas podrían tanto tener un origen sísmico, asociado a terremotos pequeños, como

Tabla 2. Tabla 2. Tabla de magnitudes estimadas a partir de las formulas propuestas por (1)Wells y Coppersmith (1994), por (2)Wesnousky (2008) y por (3)Hanks y Kanamori (1979).

relacionados a fenómenos no cosísmicos (compactación, asentamiento diferencial a ambos lados de la falla, etc.). En ambos casos se puede hablar de una concatenación de rupturas superficiales provocadas contemporáneamente durante la crisis sísmica de 1912. Con fines de averiguar la repetición de este tipo de escenario en el sector oriental del graben de Acambay, presentamos a continuación una recopilación de los estudios paleosismológicos realizados en esta zona del graben.

En el diagrama temporal de la Figura 10, se integran los datos obtenidos en las trincheras realizadas en los tres sistemas de fallas del graben. Este diagrama muestra la situación de: (1) los cinco eventos sísmicos pleisto-holocénicos identificados por Langridge et al. (2000) en la falla ^{Acambay-Tixmadejé;} (2) los tres eventos pleistocenos de la falla Pastores identificados por Langridge et al. (2013), los cinco eventos holocénicos identificados por Ortuño et al. (2015) en la misma falla; y (3) los tres eventos pleisto-holocénicos identificados en el sistema central en el presente estudio. Se observa una posible superposición temporal entre muchos de los eventos paleosísmicos registrados en las diferentes fallas del graben. El mejor y más preciso ejemplo es el solapamiento entre el último paleoevento registrado en la FSM (Lech. 3, presente estudio), que ocurrió hace 5.1 ± 0.9 ka, con el penúltimo evento registrado en la falla Acambay-Tixmadejé (Ac.1, ocurrido hace 3.5 - 5.5 ka, Langridge et al., 2000) y también con los últimos paleoeventos registrados en la falla Pastores (Pa. 2, 3 o 4, ocurridos hace 3.4 - 4.0 ka, Ortuño et al., 2015). Esta superposición, y teniendo en cuenta las limitaciones cronológicas, podría indicar que estas deformaciones superficiales, registradas en los tres sistemas de fallas del graben (norte, sur y centro), fueron producidas simultáneamente durante un mismo evento sísmico, tal y como ocurrió en el terremoto de Acambay de 1912. Aunque esta simultaneidad es posible, la mala resolución temporal de los paleo-eventos no permite asegurar el comportamiento simultáneo de las fallas de forma inequívoca.

Después de comparar la historia paleosísmica conocida de las diferentes fallas estudiadas del graben de Acambay, la FSM parece tener una actividad principalmente primaria, independiente de las otras fallas del graben. Sin embargo, algunas rupturas superficiales identificadas en la FSM podrían estar relacionadas con eventos sísmicos que también afectaron otras fallas del graben. En este caso, podría ser que la FSM fuera una fuente sísmica esporádicamente subordinada a las fallas principales y limítrofes del graben. Esta cuestión es difícil de comprobar con los resultados actuales, debido a los errores inherentes a las edades determinadas por radiocarbono. La interdependencia de las fallas durante las crisis sísmicas tiene altas consecuencias sobre el cálculo del tiempo de recurrencia de los terremotos mayores y, por lo tanto, sobre el cálculo de la amenaza sísmica de la zona.

Los resultados obtenidos en este estudio permiten identificar la FSM como una estructura sismogénica, capaz de generar terremotos destructivos. Esta estructura tuvo actividad tectónica pleistocena y holocena con eventos sísmicos de magnitud 6.43 estimación de la aceleración del suelo para la misma ciudad confirman la amenaza que representan las fallas del graben de Acambay para la capital mexicana (Singh et al., 2011; Suter, 2014; Singh et al., 2014). Por otra parte, los fechamientos de las unidades volcánicas encontradas en las trincheras paleosismológicas indican edades inferiores a los 17,000 años para las últimas erupciones del volcán Temascalcingo. Estos resultados corroboran el carácter reciente de la actividad volcánica en el graben, evidenciada previamente por Ortuño et al. (2015). En este contexto, una posible relación entre los eventos sísmicos y las erupciones volcánicas no puede ser descartada.

Figura 10. Figura 10. Diagrama de distribución espacio-temporal de los paleoeventos sísmicos identificados en las fallas de la zona oriental del graben de Acambay. El rango de edad preferencial de los eventos sísmicos ocurridos en las fallas Pastores (Pa), San Mateo (Lech) y Acambay (Ac) está representado en rojo. El rango de edad máxima de los eventos está representado por la barra negra (Langridge et al., 2000; 2013; Ortuño et al. 2015).

Los resultados obtenidos en el presente estudio y su discusión permiten remarcar las siguientes conclusiones: El análisis geomorfológico y estructural realizado en la zona centro-oriental del graben de Acambay permitió identificar la FSM como una estructura tectónica activa de al menos 13 km de longitud, con un escarpe morfológico que presenta facetas triangulares con pendientes mayores a 25 º y con indicadores morfológicos que sugieren una componente principalmente normal.

La trinchera de La Lechuguilla II ha expuesto varias unidades volcánico-sedimentarias afectadas por deformaciones tectónicas en la FSM. El análisis de la historia tectono-sedimentaria de esta trinchera reveló que la FSM experimentó al menos tres eventos paleosísmicos en los últimos 31 ka con magnitudes de 6.43 <Mw< 6.76. Se estimó un intervalo de recurrencia de sismos mayor a 11.57 ± 5.32 ka, con una tasa de deslizamiento de 0.085 ± 0.025 mm/año y con un desplazamiento vertical promedio por evento de 0.85 ± 0.163 m.

La integración de todos los datos recogidos en los trabajos paleosísmicos realizados en el graben de Acambay hasta la fecha, sugiere que las rupturas superficiales creadas simultáneamente a lo largo de los tres sistemas de fallas del graben durante el sismo de 1912, podrían haberse repetido históricamente, siendo ese el escenario normal en el graben en cuanto a la deformación co-sismica del terreno. Además, la comparación de estos datos no esclarece si la FSM es una fuente sísmica primaria, o si solamente se activa como un efecto de la concatenación con otras fallas principales del graben (Acambay-Tixmadejé y Pastores).

La FSM presenta un potencial sismogénico que se tendría que tomar en cuenta en la estimación de la amenaza sísmica de la zona y la planificación y desarrollo de las actividades urbanísticas. Finalmente, las edades obtenidas en este estudio muestran el carácter joven de las últimas erupciones de volcán Temascalcingo y una relación entre los eventos sísmicos y las erupciones volcánicas no puede ser descartada. En este caso, parte de la actividad de las fallas se podría relacionar a reajustes verticales asociados a una actividad volcánica significativa.