sismos que están sucediendo en Puebla y Hidalgo, Mexico:

sismos que están sucediendo en Puebla y Hidalgo, México:  que no nos dicen en las noticias, y que podrían ser un percusor para algo mas...

Chiautla de Tapia y Acatlan de Osorio en Puebla estan los sismos.

mapa de sismicidad

lugar donde están los sismos en Hidalgo

sismos detectados en Hidalgo entre 2016 y 2017

lo que sorprende es la cantidad de minas en el lugar.

segunda mina

tercer mina

cuarta mina

quinta mina Cal del Valle

sexta mina

otra mas

esta otra mina Derivados

todos los sismos se han detectado entre las minas en Hidalgo..

Con una extensión superficial que supera los 10,000 km2 , el Complejo Acatlán de edad Ordovícico al Pérmico Medio constituye el basamento del terreno Mixteca y el mayor afloramiento de rocas paleozoicas en México (Ortega-Gutiérrez, 1978; Campa y Coney, 1983; Sedlock et al., 1993; Keppie, 2004). Las rocas expuestas en la región de Acatlán registran una historia paleozoica tectonotermal muy compleja que refleja la apertura y el cierre de una o más cuencas oceánicas y sus consiguientes interacciones continentales que culminaron en la amalgamación de Pangea (por ejemplo, Nance et al., 2006). Estos eventos fueron acompañados por subducción durante el Devónico hasta el Pérmico a lo largo del sur de México (Keppie et al., 2008). El Complejo Acatlán está limitado al este por la falla de Caltepec, una zona de cizalla con dirección N–S y mecanismo dextral, que lo separa de los gneises en facies de granulita de ∼1.0 Ga del Complejo Oaxaqueño (ElíasHerrera y Ortega-Gutiérrez, 2002). Al sur, está limitado por la falla Cenozoica La Venta-Chacalapa (Tolson, 2007; Solari et al., 2007), que lo yuxtapone 1 1.1 marco geológico 2 contra las rocas plutónicas y metamórficas de alto grado del Complejo Xolapa (Pérez-Gutiérrez et al., 2009). Hacia el oeste, sobreyace en forma de cabalgadura sobre carbonatos cretácicos de la plataforma Guerrero-Morelos, que están expuestos entre el Complejo Acatlán y el terreno compuesto de Guerrero (Centeno-García et al., 2008; Ramos-Arias y Keppie, 2011). Hacia el norte, se encuentra cubierto discordantemente por rocas sedimentarias de origen continental y marino de edad Pérmico Superior–Jurásico Medio (Morán-Zenteno et al., 1993; Centeno-García et al., 2009), así como por rocas volcánicas y volcaniclásticas del Mioceno Medio y Tardío de la Faja Volcá- nica Transmexicana (Ferrari et al., 1999). El área de estudio se encuentra en la parte oriental del Complejo Acatlán, a unos 30 km al este de Acatlán de Osorio (estado de Puebla). Está limitado de forma aproximada por los pueblos Xayacatlán de Bravo al oeste, Santo Domingo Tianguistengo al este y San José Chichihualtepec al sur. Las rocas estudiadas ocurren en el bloque tectónico Tonahuixtla (Morales-Gámez et al., 2009), que está limitado en ambos lados por fallas normales-dextrales de rumbo N–S. En base a los mapas geológicos publicados (Ortega-Gutiérrez, 1978; Malone et al., 2002; Keppie et al., 2004a), la estratigrafía del área de estudio está conformada por las siguientes unidades litotectónicas: el plutón Totoltepec, la Formación Tecomate y la Formación Cosoltepec. A continuación se resumen los datos publicados sobre cada una de estas unidades y se identifican las problemáticas científicas que se tratan de resolver en este estudio. El plutón Totoltepec, con una superficie de afloramiento de 15 × 5 km, constituye la parte central del área de estudio. El cuerpo intrusivo fue nombrado por Fries et al. (1970) y primero cartografiado por Ortega-Gutiérrez (1975), como parte de su trabajo pionero en el Complejo Acatlán. De acuerdo con Ortega-Gutiérrez (1978), el plutón está en contacto intrusivo con rocas del Subgrupo Acateco y la Formación Cosoltepec (Grupo Petlalcingo, Fig. 1). Por otro lado, Malone et al. (2002) y Keppie et al. (2004a) ubican el plutón Totoltepec en el bloque cabalgante de una gran falla, estructuralmente sobreyaciendo las formaciones Tecomate y Cosoltepec. Hacia el norte, el plutón está sobreyacido discordantemente por capas rojas deformadas, pero sin metamorfismo, de edad inferida jurásica (Malone et al., 2002). El plutón Totoltepec está conformado principalmente por diorita de hornblenda, trondhjemita y tonalita (Malone et al., 2002). Las fracciones de circón de una fase félsica han dado una edad concordante U-Pb TIMS de 287 ± 2 Ma (Yañez et al., 1991), mientras que una fase máfica de la parte sur del plutón dio una edad U-Pb TIMS de 289 ± 1 Ma (Keppie et al., 2004a). Ortega-Gutiérrez (1975) ha documentado cuerpos de gneises máficos de estructura migmática y bandeada en el margen norte del plutón Totoltepec, que Calderón-García (1956) sospecha pertenecen al basamento de la zona. La edad de estas rocas máficas marginales y su significado geodinámico es desconocido. Una cantidad limitada de datos estructurales del plutón (Malone et al., 2002; Morales-Gámez et al., 2009) sugieren la presencia de una foliación de 1.1 marco geológico



La Formación Tecomate, originalmente definida por Rodríguez-Torres (1970), es una unidad clástica ligeramente metamorfoseada, pero intensamente deformada que consiste en alternancias de rocas psammiticas-pelíticas, mármoles y conglomerados de cantos rodados, así como rocas volcánicas que principalmente están formadas por flujos y tobas con escasas unidades félsicas (Ortega-Gutiérrez, 1993; Sánchez-Zavala et al., 2000). En su área tipo, la Formación Tecomate ocurre en una zona de cizalla subvertical de orientación N–S situado entre la ciudad de Acatlán de Osorio y el pueblo de El Tecomate (Ortega-Gutiérrez, 1975), pero rocas correlacionables con la 1.1 marco geológico 4 Formación Tecomate también afloran localmente en los sectores norte y este (por ejemplo, Ortega-Gutiérrez et al., 1999), así como el sector oeste del Complejo Acatlán (Talavera-Mendoza et al., 2005; Vega-Granillo et al., 2009). Según mapas geológicos publicados de la zona de estudio, la Formación Tecomate está en contacto con el plutón Totoltepec en su margen sur y este (Ortega-Gutiérrez et al., 1999), así como en sus bordes suroriente y oeste (Keppie et al., 2004a). La edad de depositación 

Figura 1. Reconstrucciones paleogeográficas que muestran la localización del terrario Mixteca (Mx) en diferentes configuraciones: (A) en el oeste margen de Pangea-A (modificado después de Weber et al., 2007), (B) dentro de Pangea-A (modificado después de Vega-Granillo et al., 2009), o (C) Canadá en el Jurásico (Pangea-B, modificado después de Böhnel, 1999). Oax-Oaxaquia terrane; Coa-Coahuila; Macizo CM-Chiapas; CA-Los Andes Colombianos.

Figura 7. Diagramas de variación de los elementos principales seleccionados, oligoelementos de alta intensidad de campo y relaciones de las rocas del plutón de Totoltepec y correlativos Suites ígneas carboníferas-pérmicas (etiquetadas en la parte F). Líneas de división en K2 O son de Le Maitre et al. (2002). Incluido en la comparación (de norte a sur) son datos geoquímicos de (1) flujos de lava andesítica a basáltica de la Formación 290-260 Ma Tuzancoa en el terreno de la Sierra Madre (Rosales-Lagarde et al., 2005); (2) el granito Cozahuico de 270 ± 3 Ma (este papel), que invade el N-S zona de falla de Caltepec transitorio dextral (CFZ); (3) el stock de La Carbonera, de 275 ± 4 Ma, que invade el complejo norte de Oaxaca (Solari et al., 2001); (4) ca. 272-251 Ma orthogneiss del Macizo de Chiapas (Bloque Maya, Weber et al., 2005); y (5) aprox. 318 - 313 Ma plutons en la Cordillera de los Altos Cuchumatanes, Guatemala (Bloque Maya, Solari et al., 2010, Solari, 2012, personal commun.).



http://www.geociencias.unam.mx/geociencias/posgrado/tesis/doctorado/kirsch_moritz.pdf

Figura 21. La estructura del Cinturón Volcánico Transmexicano está constituida por valles y cuencas, con altitudes que varían desde unos 400 metros sobre el nivel del mar (Cuenca de Colima), hasta más de 2 600 metros (cuencas de Toluca y Tlaxcala). Esta zona, como toda la estructura del CTV,está gobernada por sistemas de fracturas y de fallas de tensión, por lo que es sísmicamente activa. 

La inactividad volcánica que se menciona no es de la misma edad en todo el CVT; en las inmediaciones de la Caldera de la Primavera, en el estado de Jalisco, la interrupción volcánica ocurrió hace 3 000 000 de años y se reactivó hace 1 000 000 de años.

Por otro lado, se han encontrado rocas volcánicas andesíticas del Oligoceno en los estados de Nayarit y Jalisco, y del Oligoceno y del Mioceno tardío en la Sierra de Juanacata, estado de Jalisco. También se detectaron evidencias de vulcanismo en la fosa de Tepic, desde el Eoceno hasta el Reciente. Particularmente, en la cuenca de México, desde hace unos 25 años se determinó la secuencia estratigráfica volcánica que descansa sobre rocas fluviales y aluviales del grupo Balsas del Eoceno Medio y Oligoceno Inferior, y que a su vez están intercaladas con rocas volcánicas andesíticas del Oligoceno Medio-Superior.

De acuerdo con los diferentes criterios que del CVT se tienen, se llega a la conclusión de que las zonas de expulsión lávica han migrado a través del tiempo geológico, y que su composición también ha variado. Estos cambios de posición de los focos magmáticos del CVT, así como sus diversidades de composición química y mineralógica, posiblemente reflejen as variaciones de angularidad y de profundidad que tienen las dos placas entre sí: la oceánica del Pacífico (Placa de Cocos), respecto a la continental de Norteamérica. Hay otros parámetros significativos, tales como la velocidad del desplazamiento relativo entre ambas placas y el tiempo de subducción (edad de las placas). Estos factores geológicos han dado como resultado que en la provincia en mención se reconozcan cuando menos dos etapas mayores de vulcanismo: durante el Oligoceno-Mioceno y el Plioceno-Cuaternario.

Las causas de la movilidad y de la actividad volcánica que ha manifestado el CVT durante toda su historia evolutiva han estado íntimamente relacionadas con la geodinámica propia de la Placa de Norteamérica y con la influencia de las de Cocos y del Caribe.

Las explicaciones sobre el origen de esta provincia tectono-volcánica son diversas. Algunos geólogos proponen al CVT como una antigua fisura reactivada del basamento continental; otros más lo consideran como la continuación de una fisura oceánica de la Dorsal del Pacífico oriental asimilada por el continente. También se ha considerado al CVTcomo un fracturamiento continental con esfuerzos distensivos —producidos por otras placas aledañas— generan sistemas de fosas. La teoría más común sobre el origen del CVT, es aquella que lo relaciona con el modelo de Arco Volcánico Intracontinental, debido a la asimilación de la Placa de Cocos por la placa continental.

El CVT tiene características geológicas multigenéticas, puesto que aparenta ser consecuencia del desplazamiento sucesivo de las tres placas tectónicas mencionadas, desplazamiento en el que la Placa de Cocos obstaculiza el movimiento de la de Norteamérica, dando origen a una fisura cortical. En esta zona de debilidad se manifiesta la expulsión volcánica como producto de la subducción o asimilación de la Placa de Cocos; así el CVT continúa en emersión, por lo que se generan esfuerzos distensivos de occidente a oriente, que dan origen y forman la fosa de Bahía de Banderas, los grabenes de Chapala y de Cuitzeo, las cuencas de Toluca, de México, de Puebla-Tlaxcala y la oriental, que se prolonga hasta Punta Delgada en el estado de Veracruz (Aguayo y Marín, 1987). La ruptura cortical en Bahía de Banderas pudo ser propiciada por la Placa Rivera, que al ser subducida actuó como cuña e hizo que, en la región de Cabo Corrientes se manifestaran sistemas conjugados de fallas y de fracturas que son sumamente complejos (Figura 12).

Debido a la subducción de la Placa de Cocos y a la efusión del magma hacia la superficie, los primeros esfuerzos fueron compresivos y produjeron estratovolcanes generalmente de composición variable: andesitas, riolitas y dacitas. Durante este proceso la provincia tectónica del CVT siguió su desarrollo y pasó por etapas sucesivas de distensión con vulcanismo, erosión y sedimentación aluvial, fluvial y lacustre. Cuando los bloques de origen distensivo se conformaron escalonadamente hacia la porción central del CVT, se presentaron otros episodios volcánicos de tipo explosivo con lavas y piroclastos de composición básica a intermedia (Figura 20).

También se ha determinado la dirección de los mecanismos focales de los sismos someros de 0-76 km de profundidad, en las costas del Pacífico en México, y se ha concluido que la Placa de Cocos tiende a avanzar hacia el noreste, con ángulos de inclinación que varían normalmente entre 31° y 41°. Así se ha conocido que los ángulos de inclinación de la placa oceánica ampliamente asimilada bajo el continente también son variables; por ejemplo, en las cercanías del volcán de Colima, el ángulo es de 30° entre Toluca, Estado de México, hasta San Andrés Tuxtla, Veracruz, el ángulo es de 20° en contraste, en las inmediaciones del volcán Chichón, en Chiapas, la zona está inclinada más de 40°.

http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen3/ciencia3/141/htm/sec_7.htm

El Eje Volcánico Transversal de México es una cordillera muy rocosa que sirve de unión de las sierras Madre Occidental y Oriental , que se extiende desde el estado de Veracruzhasta el estado de Nayarit, siguiendo el paralelo 17º latitud norte de este a oeste.

Esta cordillera se caracteriza por ser en donde se encuentran varios volcanes famosos de México, así como por ser una barrera natural ante las inclemencias del océano Pacífico, principalmente las que entran por el estado de Guerrero. Estos volcanes se extienden por Nayarit, Jalisco, Colima, Michoacán, Guanajuato, Querétaro, Hidalgo, Estado de México, Distrito Federal, Puebla y Veracruz.

https://es.wikipedia.org/wiki/Eje_Volc%C3%A1nico_Transversal_de_M%C3%A9xico

file:///C:/Users/Dulce%20Guzman/Desktop/(7)Demant.pdf

http://satori.geociencias.unam.mx/2-2/(7)Demant.pdf

cual es la causa de estos movimientos teluricos, que están en el Eje Volcánico Transversal de México, entre  Puebla y Pachuca, o la gran cantidad de minas que hay en hidalgo, cual es la causa, nadie dice nada,