Los elementos que se pueden observar en una falla son: los bloques, que corresponden a las partes separadas por la falla; el plano de falla, que es la superficie de fractura a lo largo de la cual se deslizan ambos bloques; el escarpe de falla, que es la altura del desplazamiento entre los dos bloques, y el salto o desplazamiento que es la longitud del desplazamiento entre los dos bloques.
La clasificación de las fallas se realiza basándose en diferentes criterios. Según el desnivel del plano de falla, las fallas se clasifican en verticales e inclinadas. Atendiendo el sentido del movimiento, las fallas se subdividen en fallas normales, inversas, direccionales y rotacionales. Las fallas normales se originan mediante una tectónica distensiva, con planos de falla inclinados en donde el bloque hundido es el superior. Las fallas inversas se originan mediante una tectónica compresiva, en donde el bloque superior se levanta respecto al inferior. Cuando los planos de las fallas inversas se presentan escalonados, o bien con inclinaciones de poco ángulo, se denominan cabalgamientos. Las fallas direccionales son las que presentan planos de falla verticales, pero con un desplazamiento horizontal; se denominan dextras si el desplazamiento se produce en el mismo sentido que las agujas del reloj, mientras que si el desplazamiento se realiza en sentido contrario, se denominan sinistras: Las fallas rotacionales son las que un bloque se desplaza respecto al otro, produciendo un movimiento circular, donde existe un punto inmóvil.
LAS VARIACIONES EN EL NIVEL FREÁTICO O EN EL ESTADO DE HUMEDAD DEL SUELO
El agotamiento de la presión producto de la extracción de fluidos de un yacimiento productivo puede conducir a la compactación del mismo, además del movimiento de los estratos de sobrecarga y por ende a la subsidencia de la superficie.La subsidencia es el hundimiento progresivo de la superficie con respecto a un nivel de referencia estable, producido por causas naturales como la actividad tectónica, fallas activas y expulsión de fluidos en estratos subyacentes. Se puede incrementar la tasa de subsidencia con la extracción de fluidos como agua e hidrocarburos.
La compactación es la reducción del volumen en un yacimiento resultado del agotamiento de la presión y la producción de fluidos. Si el material posee una alta porosidad, inmediatamente luego de su sedimentación podría comportarse más como un medio líquido con partículas sólidas en suspensión en lugar de un sólido contenedor de líquido. Siempre que estos fluidos tengan una trayectoria, fracciones del líquido serán expulsadas a medida que la depositación de capas suprayacentemente aumenten el peso que debe ser soportado por el material original y también conlleva una reducción de la porosidad.Junto con el aumento de la profundidad también aumenta la presión del fluido, pero si entre los estratos existe una capa impermeable que no permite la comunicación del fluido y éste no puede escapar lateralmente, entonces se producen sobrepresiones anormales mayores a lo que produciría el efecto hidrostático. Este efecto se encuentra también en los casos en que los procesos de sedimentación superan en velocidad a la expulsión del fluido excedente.
El principio del esfuerzo efectivo establece que cuando existe un fluido presurizado dentro de un material sólido, ambos soportan los esfuerzos que sobre ellos se ejerce. Por lo tanto cuando es producido el fluido el peso de los estratos suprayacentes no disminuye pero sí la presión de poros, incrementando el esfuerzo vertical que soporta la matriz sólida.Es la compresibilidad la propiedad de la roca que relaciona los cambios de volumen con las variaciones en el esfuerzo aplicado sobre la matriz. Al considerarse incompresibles los granos, el cambio del volumen aparente de un cuerpo poroso es resultado cambio del volumen del espacio poroso. El valor de la compresibilidad depende de la composición mineralógica de la roca y la historia de sedimentación, así como de la composición del fluido intersticial, y el material cementante que se adhiere a los grano incrementa su rigidez.Vemos que el esfuerzo predominante de subsidencia es vertical, pero también se originan esfuerzos horizontales, los cuales suelen ser nulos en el centro y los bordes, incrementándose hacia la región intermedia. Estos movimientos pueden tener efectos devastadores en las estructuras de superficie, sobretodo si la rigidez de la roca no permite la deformación en subsuelo.
PLACAS TECTÓNICAS
La tectónica de placas afirma que la corteza de la Tierra (litosfera) se divide en fragmentos de placas semirrígidas, semejantes a las piezas de un rompecabezas llamadas placas "litosféricas" que flotan sobre la astenosfera, que es un estrato de roca líquida del manto, cuyo material que aflora por los bordes de las placas, hacen que se separen.
Hasta el momento se han detectado 15 placas: la del Pacífico, la Suramericana, la Norteamericana, la Africana, la Australiana, la de Nazca, la de los Cocos, la Juan de Fuca, la Filipina, la Euroasiática, la Antártica, la Arábiga, la Índica, la del Caribe y la Escocesa. Aunque existe una gran variedad de placas, los tipos de contactos o fronteras entre ellas son únicamente tres: márgenes de extensión (divergencia), márgenes de subducción (convergencia) y márgenes de transformación (deslizamiento horizontal). El movimiento de estas placas se realiza por medio de rotaciones en torno a un eje o polo que pasa por el centro de la Tierra.
El problema geométrico del movimiento de las placas consiste en establecer los polos de rotación de cada una de ellas y su velocidad angular. La actual división de los continentes, es debida a una fracturación que se inicia hace unos doscientos millones de años.
a) Márgenes de extensión (divergencia):
Las placas se separan una de la otra, surgiendo en el espacio resultante una nueva Litósfera. Formándose cuando los márgenes de extensión van generando en forma de lava la nueva litósfera que al llegar a la superficie se enfría y se incorpora a la corteza. Lo constituyen las dorsales oceánicas como la Cordillera Centro-Atlántica, (Observar imagen N°3) formada por una cadena montañosa de origen volcánico. El grosor de los sedimentos marinos aumenta en la función de la distancia de separación, así como su edad.
b) Márgenes de subducción (convergencia):
En los márgenes de subducción o convergencia, este movimiento permite que la placa se introduzca en el manto por debajo de otra, produciéndose la destrucción de una de las placas. En este proceso se puede distinguir tres tipos de convergencia de placas:
Continental – Continental (Placa de la India y Euroasia),
Continental – Oceánica (Placa de Nasca y Sudamérica)
Oceánica – Oceánica (Placa de Nueva Guinea).
c) Márgenes de transformación (deslizamiento horizontal):
En los márgenes de fractura, las placas se deslizan horizontalmente, una con respecto a la otra sin que se produzca la destrucción de las mismas. Formada por fallas con movimiento totalmente horizontal y cuyo ejemplo, más común, es la falla de San Andrés en California (EEUU).
Figura N° 2. Falla de San Andrés
En este tipo de Fallas, el desplazamiento horizontal se termina súbitamente en los dos extremos de la misma, debido a que conectan zonas en extensión y subducción entre sí o unas con otras. Estas fallas son necesarias para explicar el movimiento de las placas, que no sería posible sin este tipo de margen.
Imagen N° 3. Placas Tectónicas.
LICUEFACCIÓN
Consiste en el hundimiento súbito del mismo debido a que la resistencia al corte es muy pequeña o nula, por causa del aumento de la presión del agua contenida en el suelo al suceder la vibración sísmica, lo que puede ser catastrófico.
Este fenómeno se da en terrenos poco consolidados o suelos arcillosos. Cuando se produce la licuefacción, los edificios y casas se encuentran flotando en un lodo inestable saturado en agua, y por lo tanto pierden la estabilidad. La pérdida de resistencia del suelo hace que las estructuras sean arrastradas sobre la masa de suelo líquido.
La imagen N°7. Muestra el efecto devastador y asombroso del terremoto de Niigata. Los edificios de vivienda caen tumbados como si fueran de juguete, sin que llegue a romperse la estructura.[1]
Existen cuatro tipos básicos de fallas del terreno asociadas con la licuefacción:
Flujos de tierra. Los materiales del suelo se desplazan rápidamente cuesta abajo en un estado licuado.
Flujo lateral. Desplazamiento limitado de las capas superficiales del suelo por pendientes suaves o hacia superficies libres, como márgenes del río.
Flotación. Objetos enterrados, menos pesados que el suelo licuado desplaza, como tanques, buzones o tuberías de gravedad, flotan en la superficie.
Figura N°8. Buzón flotante como resultado de la licuefacción después del terremoto en Niigata, Japón
Pérdida de resistencia de soporte. Reducción de la capacidad de soporte de los cimientos debido al debilitamiento del material del suelo inferior o contiguo que puede hacer que las estructuras se hundan.
Figura N° 9.
Factores de la licuefacción
Gracias a la experiencia se ha demostrado que existen siete factores importantes para determinar el potencial de un suelo para licuarse:
Distribución del tamaño de los granos. La arena uniformemente graduada, con granos pocos finos o muy gruesos (arena limpia) tiene mayor probabilidad de licuarse y es posible que se vuelva más densa. Las arenas limosas y gravas también son susceptibles a la licuefacción bajo cargas cíclicas muy severas.
Profundidad de las aguas subterráneas. Puede ocurrir licuefacción si existe agua subterránea. Mientras menor sea la profundidad, menor será el peso del recubrimiento del suelo y el potencial de que ocurra densificación. Por lo tanto mayor será la probabilidad de que ocurra licuefacción.
Densidad. La licuefacción ocurre principalmente en suelos sueltos, saturados y no cohesivos. Se produce una acumulación gradual de la presión de poros dentro del depósito de suelo, en deterioro de los esfuerzos efectivos, tal que si el número de aplicaciones de carga resulta suficiente, los esfuerzos efectivos se anulan, quedando el suelo licuado si su resistencia al corte es de tipo friccional; el suelo así se ha transformado en un pantano. Después del proceso y cuando las presiones de poros se han disipado el suelo volverá a su condición hidrostática sufriendo densificación por reacomodo de su estructura (el pantano se vuelve tierra firme y se asienta).
Si el suelo es denso, habrá menos posibilidad de que se produzca la licuefacción.
Peso del recubrimiento y profundidad del suelo. Las tensiones entre partículas aumentan a medida que se incrementa la presión del recubrimiento. Mientras mayor sea la tensión entre las partículas, menor será la probabilidad de que ocurra la licuefacción. Por lo general, la licuefacción ocurre a profundidades menores de 30 pies (9 metros); rara vez ocurre a profundidades mayores de 50 pies (15 metros).
Amplitud y duración de la vibración del terreno. La capacidad del suelo para resistir una vibración sin causar fallas depende de la intensidad del movimiento del terreno, incluida tanto su amplitud como su duración. Los movimientos más fuertes tienen mayor probabilidad de causar fallas. La licuefacción de suelos bajo condiciones de tensión provocadas por un terremoto puede ocurrir, ya sea cerca del epicentro durante terremotos pequeños o moderados, o a cierta distancia en caso de terremotos moderados a severo.
Edad del depósito. Los suelos débiles y no cohesivos por lo general son jóvenes. Con el tiempo, actúan dos factores para incrementar la resistencia de un suelo típico: la compactación (que cambia la relación de vacíos) y varios procesos químicos (que actúan para cementar los granos del suelo).
Origen del suelo. El suelo depositado por procesos fluviales se sedimenta fácilmente y sus granos tienen poca probabilidad de compactarse. Similar a lo que sucede en los rellenos artificiales no compactados, generalmente por debajo del nivel del agua, pueden tener deficiencias similares. Una práctica común de décadas pasadas era la colocación de los rellenos hidráulicamente. Todos ellos se licuarán con facilidad. Por otro lado, los sedimentos depositados glacialmente, particularmente aquellos sobre los cuales ha pasado un glaciar, generalmente ya son bastante densos y tienen menor probabilidad de licuarse.
Presión de hundimiento
1. CONCEPTO.-
En un cimiento, la aplicación de una carga vertical creciente V, da lugar a un asiento creciente. (Figura 1). Las diversas formas que pueden adoptar las curvas de presión-asiento dependen en general de la forma y el tamaño de la zapata, de la naturaleza y resistencia del suelo y de la carga aplicada (tipo, velocidad de aplicación, frecuencia, etc.)
Mientras la carga V sea pequeña o moderada, el asiento crecerá de manera aproximadamente proporcional a la carga aplicada. Sin embargo, si la carga V sigue aumentando, la pendiente de la relación asiento-carga se acentuara, llegando finalmente a una situación en la que pueda sobrepasarse la capacidad portante del terreno, agotando su resistencia al corte y produciendo movimientos inadmisibles, situación que se identifica con el hundimiento.
La carga V para la cual se alcanza el hundimiento es en función de la resistencia al corte del terreno, de las dimensiones y forma de la cimentación, de la profundidad a la que esta situada, del peso especifico del terreno y de las condiciones del agua subálvea.
2. ESTADO LIMITE ULTIMO DE HUNDIMIENTO.-
El hundimiento se alcanzara cuando la presión actuante (total bruta) sobre el terreno bajo la cimentación supere la resistencia característica del terreno frente a este modo de rotura, también llamada presión de hundimiento.
La resistencia del terreno puede expresarse para cada situación de dimensionado mediante la siguiente ecuación:
Siendo:
El valor característico de la presión de hundimiento (qh)
El coeficiente parcial de resistencia.
3. PRESIÓN ADMISIBLE Y DE HUNDIMIENTO.
3.1 DEFINICIONES.-
Se emplearan los siguientes términos en cuanto a la identificación de las presiones en relación con los principios clásicos de la mecánica del suelo.
a) Presión total bruta (qb): es la presión vertical total que actúa en la base del cimiento, definida como el cociente entre la carga total actuante, incluyendo el peso del cimiento y aquello que pueda gravitar sobre el, y el área equivalente del cimiento.
b) Presión efectiva bruta (q"b): es la diferencia entre la presión total bruta y la presión intersticial de equilibrio, (u), al nivel de la base del cimiento.
c) Presión total neta (qneta): es la diferencia entre la presión total bruta y la presión vertical total existente en el terreno (qo) al nivel de la base del cimiento (sobrecarga que estabiliza lateralmente al cimiento). La presión total neta es, por tanto, el incremento de presión vertical total a que se ve sometido el terreno por debajo del cimiento debido a las cargas de la cimentación.
d) Presión efectiva neta (q"neta): es la diferencia entre la presión efectiva bruta y la presión efectiva vertical al nivel de la base del cimiento, debida a la sobrecarga. La presión total neta es igual a la efectiva neta.
e) Presión vertical de hundimiento (qh, q"h): es la resistencia característica del terreno Rk para el estado límite último de hundimiento. Puede expresarse en términos de presiones totales o efectivas, brutas o netas.
f) Presión vertical admisible (qadm., q"adm.): es la presión vertical admisible de una cimentación teniendo en cuenta no solo la seguridad frente al hundimiento, sino también su tolerancia a los asientos: por tanto igual o menor que la presión vertical admisible. Puede expresarse en términos de presiones totales efectivas, brutas o netas.
3.2. Métodos para la comprobación del estado limite último de hundimiento.-
En cimentaciones sobre todo tipo de suelos la presión admisible o valor de cálculo de resistencia del terreno Rd se podrá determinar mediante la expresión anteriormente citada:
Siendo:
El valor característico de la presión de hundimiento (qh)
El coeficiente parcial de resistencia.
3.3. DETERMINACIÓN DE LA PRESIÓN DE HUNDIMIENTO MEDIANTE MÉTODOS ANALÍTICOS.
3.3.1 Expresión analítica básica
La presión de hundimiento de una cimentación directa vendrá definida por la ecuación siguiente. Podrá expresarse en presiones totales o efectivas, brutas o netas.
SIENDO:
La presión vertical de hundimiento o resistencia característica del terreno Rk.
La presión vertical característica alrededor del cimiento al nivel de su base.
El valor característico de la cohesión del terreno.
El ancho equivalente del cimiento.
El peso especifico característico del terreno por debajo de la base del cimiento.
Los factores de capacidad de carga. Son adimensionales y dependen exclusivamente del valor característico del ángulo de rozamiento interno característico del terreno 
Se denominan respectivamente factor de cohesión, de sobrecarga y de peso específico.
Los coeficientes correctores de influencia para considerar la resistencia al corte del terreno situado por encima y alrededor de la base del cimiento. Se denominan factores de profundidad.
Los coeficientes correctores de influencia para considerar la forma n planta del cimiento.
Los coeficientes correctores de influencia para considerar el efecto de la inclinación de la resultante de las acciones con respecto a la vertical.
Los coeficientes correctores de influencia para considerar la proximidad del cimiento a un talud.
Los parámetros característicos de la resistencia al corte del terreno 
deben ser representativos, para cada situación de dimensionado, de la resistencia del terreno en una profundidad comprendida, al menos, entre vez (1.0 B) y vez y media (1.5 B) el ancho real de la cimentación (B), a contar desde la base de esta.
La expresión anterior se podrá ampliar con factores de influencia adicionales para tener en cuenta la existencia de una capa rígida a escasa profundidad bajo la cimentación, la inclinación de la base de la zapata, etc. Los factores a emplear en estos casos deben encontrarse suficientemente justificados y documentados, y se ajustaran a los criterios comúnmente aceptados en mecánica de suelos.
A efectos prácticos, si el terreno es uniforme (de peso especifico aparente aproximado (18Kn/m3) y si la cimentación se encuentra por encima del nivel freático, sobre el terreno horizontal, se podrán tomar los valores de la presión de hundimiento que figuran a continuación, validos para zapatas rectangulares de ancho equivalente comprendido entre 1 y 3.
CAPÍTULO II
Caso real del fenómeno de hundimiento
INTRODUCCION
Un lugar donde podemos apreciar y observar mas lo que es el fenómeno de hundimiento es en la ciudad de México, ya que en este lugar este es un fenómeno que sucede desde hace tiempo, preocupando ingenieros, y cada vez va tomando mayor importancia, principalmente por dos razones, la primera por las necesidades de cimentación de los grandes y modernos rascacielos que en su actual y acelerado desarrollo se construyen en aquella capital, y la segunda por su relación con el abastecimiento de agua de la ciudad.
Cuantía de estos hundimientos es francamente impresionante, y sus efectos visibles unos y ocultos otros, son desde luego, para preocupar y dignos de ser tomados en consideración como así viene ya ocurriendo, tanto por parte del gobierno como por la de los ingenieros y arquitectos que proyectan y planean la construcción y urbanización de una de las capitales mas bellas de América del norte.
ANTECEDENTES HISTORICOS
La ciudad de México se construyó sobre las ruinas de Tenochtitlán, a partir de la conquista en 1521, periodo en el cual se desarrollaron obras de ingeniería para evitar inundaciones por medio de sistemas de drenaje que facilitaron el incremento de los asentamientos humanos, hasta formar lo que hoy día se conoce como la zona metropolitana.
En la planicie lacustre del Sur y Oriente del Distrito Federal que corresponde a los ex lagos de Xochimilco, Chalco y Texcoco, la zona urbana ha incrementado la extracción de agua del subsuelo lo que conlleva ha problemas de hundimiento y formación de grietas (Marsal, 1992).
El proceso de hundimiento no es homogéneo, se produce con velocidades diversas y esto se reconoce en la superficie por deformación del plano original horizontal, el cual presenta inclinaciones y ondulaciones, en varios casos se acompaña de agrietamiento por simple abertura y movimientos laterales y verticales respecto al plano de ruptura (Juárez, 1961).
TECTONICA ACTUAL DE MÉXICO.
LA GEOLOGÍA de la República Mexicana es el resultado de múltiples procesos tectónicos que la han afectado durante toda su evolución; para explicarlos se ha requerido de la paciencia y los conocimientos geológicos de los estudiosos de las ciencias de la Tierra.
La configuración geográfica actual de México es, asimismo, consecuencia de la interacción del bloque continental con las provincias oceánicas que lo circundan. Es decir, en la región del Pacífico, la Península de Baja California se está separando del resto del continente con un movimiento hacia el noroeste; en el Pacífico sur de México, desde Cabo Corrientes en el estado de Jalisco hacia Centroamérica, la placa oceánica de Cocos es asimilada por el continente; tal subducción ocurre a lo largo de una fosa oceánica a la que se conoce como Trinchera de Acapulco o Mesoamericana.
Por otro lado, en las provincias geológicas del Golfo de México y del Caribe, se tienen esfuerzos tectónicos de separación cortical, identificados también como de tensión o distensivos, que están actuando en los márgenes continentales; éstos, a su vez, avanzan sobre los fondos más profundos de las cuencas oceánicas, como consecuencia del desplazamiento de la placa tectónica continental de Norteamérica hacia el poniente, y de la del Caribe hacia el oriente (Figuras 10 y 11).
Los procesos geodinámicos que son aún más complejos se pueden describir con relativa facilidad de una forma general. En términos globales, su influencia es muy importante por la contribución al conocimiento universal sobre el origen y evolución de nuestro planeta. A su vez, este entendimiento es básico en la prospección de recursos minerales, hidrotermales y petrolíferos que se generan y acumulan en el interior de la corteza de la Tierra, como consecuencia de su evolución geotectónica.
Figuras 10 y 11. La configuración actual de México se debe al movimiento simultáneo de las cuatro placas tectónicas: a) la de Norteamérica, con desplazamiento hacia el suroccidente; b) la del Pacífico oriental, hacia el noroeste; c) la de Cocos, hacia el noreste, y d) la del Caribe, hacia el oriente franco.
En otro aspecto, la identificación de las provincias geológicas y su caracterización son fundamentales cuando se planifican nuevos centros de población, ya que para fundarlos es necesaria la disponibilidad de recursos como el agua y la ubicación de los sectores de alto riesgo sísmico que afectan drásticamente a las porciones noroccidental y sur de México, así como a la zona intermedia conocida como Cinturón Volcánico Transmexicano (CVT), que cruza el país desde el Océano Pacífico hasta el Golfo de México. Más adelante nos referiremos a él (Figura 12) en el marco tectónico de una cronología de eventos geológicos en nuestro territorio.
La placa continental de Norteamérica, en el transcurso de su migración hacia el noroccidente y el occidente, asimiló progresivamente, en el pasado geológico, a las oceánicas Farallón y Kula, lo que dio como consecuencia que el arco magmático desarrollado durante el Jurásico Superior migrara hacia el noreste en el interior del continente, seguido por otros arcos magmáticos del Cretácico.
JURÁSICO SUPERIOR-CRETÁCICO SUPERIOR (HACE 140 A 70 MILLONES DE AÑOS)
Durante este tiempo la velocidad de incidencia entre las placas oceánica y continental, en el Pacífico, se incrementó de 6 a 7 cm/año. A la vez, la placa oceánica de Farallón sufrió un cambio en su inclinación a menos de 10° y, como consecuencia, la actividad magmática migró hacia el oriente. Dio inicio así el evento tectónico de deformación y convergencia hacia el noreste que se conoce como Orogenia Laramide (Figura 13).
CRETÁCICO SUPERIOR-PALEOCENO (HACE 70 A 58 MILLONES DE AÑOS)
Del Cretácico Superior al Paleoceno en México (Figura 14), el arco magmático del margen pacífico continuó su migración hacia el oriente. En la zona que actualmente ocupan la Península de Baja California y las costas de Sonora y Sinaloa se inició un periodo de quietud volcánica que perduró hasta el Eoceno Superior. Al mismo tiempo, desde Cabo Corrientes, en el estado de Jalisco, hasta el actual Golfo de Tehuantepec en Oaxaca y Chiapas, una porción del margen continental sur comenzó a desplazarse hacia el sureste en forma intermitente, a lo largo del borde actual del Pacífico, coincidente a su vez con el desplazamiento hacia el noreste de la placa oceánica Protocaribeña, que se movía a medida que se separaban las placas de Norteamérica y de Sudamérica.
Figura 12. El Cinturón Volcánico Transmexicano (CVT) es un sistema de fisuras corticales por donde son expulsadas a la superficie las rocas volcánicas provenientes de la fusión de la corteza oceánica de la Placa de Cocos.
Figura 13. Durante el Jurásico Superior (140 m. a.) y el Cretácico Superior (70 m. a.) el continente asimiló la placa oceánica de Farallón, generándose así el Arco Volcánico Marginal en el borde occidental de México y del noroeste de Sudamérica; la corteza oceánica del antiguo Océano Pacífico también estaba en colisión con el fondo oceánico del ancestral Océano Atlántico, y en su unión se formaron los arcos volcánicos insulares de la región caribeña.
El fragmento continental desplazado constituye ahora el basamento paleozoico del sur de Guatemala y del norte de Honduras; la traza del desplazamiento es la falla que corresponde a la actual Trinchera del Pacífico de México, y su prolongación hacia el noreste corresponde al sistema de fallas y fracturas que han migrado hacia el oriente como consecuencia del movimiento de la Placa Protocaribeña en esa misma dirección.
Figura 14. Durante el Cretácico Superior (70 m. a.) y el Paleoceno (58 m. a.) la placa continental estaba próxima a asimilar una cordillera oceánica, y el arco volcánico marginal migraba hacia el interior del continente en México. En la porción sur del país se iniciaba un rompimiento y su desplazamiento hacia el noreste.
Ese fragmento continental del sur de México desplazado hacia la actual América Central es motivo de controversia. Mientras algunos geólogos aceptan esta hipótesis, otros opinan que el truncamiento continental del sur de México es producto de un proceso de asimilación del fondo oceánico por el continente, que habría ocurrido durante el impacto tectónico entre la placa oceánica con la continental y posterior a una reorganización. Otra opinión que intenta conciliar las dos anteriores, es aquella que postula la ruptura del margen continental, el cual se transportó lateralmente a lo largo de la falla de transcurrencia durante la subducción o asimilación de la placa oceánica en forma oblicua al continente. Esto debió ocurrir antes del Mioceno, ya que, con base en estudios geofísicos, en la Trinchera del Pacífico, en las cercanías del puerto de Acapulco, no se encontraron evidencias de que los sedimentos del Mioceno al Reciente estuvieran sujetos a procesos de deformación por esfuerzos de compresión.
Por otro lado, en el margen continental de la provincia del Golfo de México, la Sierra Madre Oriental siguió emergiendo por plegamiento y fallamiento, y al pie de la misma se formaban una serie de cuencas y subcuencas debido al rompimiento del basamento que subsidía hacia el Golfo de México. Estas depresiones marginales se hundían intermitentemente y se rellenaban con sedimentos provenientes de la Sierra Madre Oriental, depositándose en ambientes que variaban desde litorales hasta marinos someros y profundos, dependiendo de la actividad tectónica local dentro de un mismo patrón regional de deformación.
En particular al sur del Golfo de México, en las cuencas terciarias de Veracruz, Tabasco y Campeche, subsidieron en forma discontinua los bloques del basamento, a partir del Cretácico Superior y principios del Terciario. El mismo fenómeno ocurrió en el margen occidental del Banco de Campeche durante la migración del bloque de Yucatán hacia el noreste, lo cual es evidente en las secuencias estratigráficas y por el estilo de fallamiento normal en bloques que se observa en el subsuelo.
El mecanismo de desplazamiento del bloque de Yucatán no está del todo entendido; sin embargo, se postula un movimiento del bloque yucateco hacia el norte para explicar los procesos distensivos que dieron lugar a la formación de las cuencas marginales del Terciario y a la formación y evolución del cañón de Campeche.
Por otro lado, geológicamente se propone un modelo tectónico para la subplaca chiapaneca, que explica el plegamiento de la Sierra Madre de Chiapas como un desplazamiento de la Plataforma de Yucatán del noreste al sureste, durante el Mioceno Medio, a lo largo del sistema de fallas Motagua-Polochic. Este desplazamiento tuvo la particularidad, hasta ahora conocida, de que el movimiento tectónico de la plataforma de Yucatán se manifestó en la porción sur del Golfo de México a partir del Cretácico Superior y principios del Terciario, dando lugar al rompimiento del basamento en bloques y a la subsidencia diferencial de los mismos. Estos movimientos se intensificaron durante el Mioceno.
El desplazamiento hacia el oriente de la Placa del Protocaribe produjo el movimiento distensivo del borde oriental del bloque yucateco, lo que dio origen a la formación de la cuenca de Yucatán y a la Trinchera del Caimán en el mar Caribe. Por otro lado, la trinchera oceánica de la porción occidental de la isla de Cuba se desactivó, provocando que esta isla se separara del bloque Honduras-Nicaragua y que, tras su migración, dejara fallas y fracturas inactivas (Figura 14). Simultáneamente a estos movimientos también disminuyó el dinamismo de la Placa de América del Sur hacia el noroeste, por lo que la subducción de la Placa del Caribe en la Trinchera de Venezuela comenzó a desactivarse.
Figura 15. Desde el Eoceno Superior (42 m. a.) hasta el Mioceno Inferior (18 m. a.), el arco magmático marginal continental de México iniciaba su retroceso hacia el Pacífico. La porción sur del continente se siguió desplazando hacia el noreste y la Península de Yucatán giraba en el sentido del movimiento de las manecillas del reloj.
EOCENO SUPERIOR-OLIGOCENO-MIOCENO INFERIOR (HACE 42 A 18 MILLONES DE AÑOS)
En el Eoceno Superior, el arco magmático tuvo su máximo avance hacia el interior de México; desde el Oligoceno Inferior al Mioceno Inferior la actividad volcánica retrogradó hacia las costas del Pacífico, y tuvo su máxima manifestación durante el Oligoceno Medio (Figura 15). Al evento magmático se le conoce como Orogenia del Terciario Medio.
Esta gran manifestación volcánica del Oligoceno Medio pudo ser consecuencia del traslape del margen continental occidental de México con alguna dorsal activa situada al este de la actual Dorsal del Pacífico oriental, ya que las fallas geológicas y fracturas de transformación que inciden en el borde continental —incluyendo las de Orozco y de Tehuantepec, que están orientadas aproximadamente al norte 50°, este 50° noreste— no corresponden al sistema actual de la Dorsal del Pacífico oriental, cuya orientación en general varía de este-oeste a noreste-sureste (Figura 11).
Al occidente de esta dorsal oceánica se localiza otra, denominada del Matemático, en la que se observan las fallas de transformación orientadas suroeste 75° noreste; es decir, diferentes en posición a los otros dos sistemas estructurales de las dorsales oceánicas mencionadas anteriormente (Figura 10).
De la dorsal inferida y posiblemente asimilada en el Oligoceno Medio, quedaron como remanentes las fracturas que inciden casi perpendicularmente al borde continental del Pacífico, desde la fosa de Colima hasta la porción meridional de América del Sur, en el margen continental de Chile (Figura 16).
Hacia el Pacífico sur de México y en el Caribe, durante el Eoceno y el Oligoceno Inferior, el bloque Honduras-Nicaragua se siguió desplazando hacia el noreste, a lo largo de las trazas de las fallas del Sistema Motagua-Polochic. Por otro lado, la fosa o trinchera oceánica del Océano Pacífico en México se prolongó hacia el sureste y, a la vez, se extendió el arco magmático insular de Centroamérica.
En las costas de Venezuela, como ya se mencionó, se desactivó totalmente la trinchera oceánica y se formó la falla geológica de transcurrencia denominada Oca, para determinar el límite sur de la Placa del Caribe.
Hacia el norte, las trincheras de Cuba y de Puerto Rico se reactivaron y las fallas de Bartlett y de Puerto Rico conformaron, en conjunto, el límite norte de la Placa del Caribe durante el desplazamiento de ésta hacia el oriente, formándose las Antillas Menores.
Figura 16. La antigua dorsal o cordillera oceánica inferida aparentemente fue asimilada por el continente durante el Oligoceno Medio (30 m. a.), y quedan como testigos las fracturas que inciden en el borde continental del Pacífico. El arco volcánico siguió en retroceso desde el interior del continente hacia el occidente, y la Dorsal o Cordillera del Pacífico oriental estaba próxima al continente.
En la provincia del Golfo de México, las cuencas terciarias siguieron evolucionando con subsidencias continuas durante el Oligoceno y el Mioceno Inferior. Hacia la provincia de la actual América Central no se manifestó ninguna actividad magmática durante este tiempo, debido al cambio en la dirección de la Placa del Caribe, o bien a la disminución del ángulo de subducción de la placa oceánica al ser asimilada la dorsal inferida en el noroeste de México durante el Oligoceno Medio, o quizá debido a otras causas, aún en proceso de investigación.
MIOCENO MEDIO-PLIOCENO TEMPRANO (HACE 13 A 4.5 MILLONES DE AÑOS)
Durante el Mioceno Medio el margen occidental de la Placa de Norteamérica traslapó a la Dorsal Oceánica del Pacífico oriental, y dio origen a un sistema estructural complejo con dos juntas triples de fracturas y fallas geológicas de transformación que, posteriormente, facilitaron el desplazamiento del margen noroccidental de México (Figura 17). Este traslape se manifestó en el continente como un sistema de fosas y pilares elongados y paralelos al margen occidental de México. La evolución de las fosas distensivas permitió las efusiones de lavas y piroclastos de composición andesítica. La actual Península de Baja California fue afectada por las fallas de transcurrencia con movimiento lateral del Sistema San Andrés. Éstas son, evidentemente, la proyección en superficie de las fallas de transformación de la dorsal oceánica asimilada por el continente.
Hacia el sur, la provincia del Istmo de Tehuantepec alcanzó su máxima actividad tectónica a partir del Mioceno, lo cual se refleja en la presencia de rocas volcánicas y en el rápido hundimiento del basamento, que a su vez se manifiesta en la formación del Golfo de Tehuantepec. La evolución de esta gran provincia geológica es consecuencia de la reactivación del bloqne Honduras-Nicaragua, que se desplazaba a lo largo del sistema de fallas geológicas conocido como Motagua-Polochic. Esto provocó el máximo desarrollo del sistema de fallamiento lateral en el Macizo Granítico de Chiapas.
Hacia el noreste, en la subplaca chiapaneca, la secuencia estratigráfica del Mesozoico también fue afectada por los sistemas de fallas transcurrentes ya mencionados, con orientación noroeste 55° sureste, y a la vez generó pliegues en forma abanicada.
Figura 17. Durante el Mioceno Medio (13 m. a.) al Plioceno temprano (4.5 m. a.) el borde noroccidental de México traslapó a la Dorsal o Cordillera del Pacífico oriental, asimilando a la vez a la trinchera oceánica en esa porción. Hacia el sur, la trinchera siguió activa, lo que se manifestó por el Arco Volcánico Marginal.
En Guatemala, Burkart (1978) también detectó e interpretó la deformación de la columna estratigráfica en términos de la actividad del Sistema Motagua-Polochic, y para ello utilizó imágenes del satélite LANDSAT. El autor explica que desde el Mioceno Medio hasta el Plioceno el movimiento lateral entre los bloques fue de 130 kilómetros. Simultáneamente a la actividad del sistema mencionado, también actuaban esfuerzos compresivos generados por el desplazamiento de la Placa de Cocos hacia el noreste. Estos provocaron la ruptura del Macizo Granítico de Chiapas con sistemas de fractura orientados en esa dirección, y la formación de los bloques del basamento limitados por escarpes de fallas que definen al límite occidental del Golfo de Tehuantepec.
El frente norte del Macizo Granítico plegó y falló a las secuencias estratigráficas del Mesozoico y, a su vez, el borde sur del macizo fue cabalgado por la secuencia alóctona sedimentaria ya metamorfizada del Cretácico Medio y Superior.
La actividad tectónica miocénica en México, en América Central y el Caribe fue muy importante, particularmente durante el Mioceno Medio. En la zona centromeridional de México existe una gran superficie de traslape de las secuencias estratigráficas del Mesozoico sobre las del Terciario. Hacia la provincia del Golfo de México, desde el norte hasta el sur, el basamento del margen continental subsidió rápida y simultáneamente con la emersión de la Sierra Madre Oriental y de la Sierra de Chiapas. Los sedimentos miocénicos de las cuencas del Terciario están constituidos por partículas provenientes de las zonas orogénicas expuestas y se depositaron conjuntamente con las arcillas y los limos de origen marino. El borde occidental del Banco de Campeche estuvo afectado por fallamientos distensivos, y los sedimentos marinos se acumularon y subsidieron rápidamente en forma diferencial, con franca tendencia de engrosamiento hacia las porciones occidental y suroccidental del mismo banco. La sal de los mantos jurásicos subyacentes se inyectó entre los sistemas de fallas y fracturas de los bloques sobreyacentes, migró hacia la superficie y produjo plegamientos y fallas en los estratos del Terciario.
La rápida subsidencia secuencial del basamento durante el Mioceno Medio, tanto en las costas de Veracruz, Tabasco y Campeche, como en la parte suroccidental del Banco de Campeche y en la parte occidental de la Península de Yucatán, induce a interpretar un desplazamiento rápido de esta última provincia geológica. Esta secuencia de pulsaciones tectónicas es a la vez coincidente con la reactivación del sur del Sistema Motagua-Polochic, la cual fue consecuencia del desplazamiento de la Placa del Caribe hacia el oriente franco. Por tal motivo, quedó bien definido el desplazamiento a lo largo de la Falla Oca en el margen continental de Venezuela. Es decir, el movimiento de la Placa del Caribe hacia el oriente reactivó la Falla Motagua-Polochic, lo que provocó a su vez que el bloque Maya (Banco de Campeche-Yucatán) girara en el sentido del movimiento de las manecillas del reloj. De este modo se generaron los sistemas de fallas de transcurrencia que deformaron las rocas del Mesozoico y del Terciario Inferior, y que edificaron la Sierra de Chiapas.
La interpretación que se ha hecho sobre la rotación del bloque de la Península de Yucatán y Campeche también se apoya en los datos paleomagnéticos de las rocas volcánicas en la región de Siguatepeque, en Honduras. Para ello se determinó un ángulo de rotación de 30° entre los bloques norte y sur del Sistema Motagua-Polochic, lo cual ocurrió desde el Terciario Medio.
La zona de ruptura y de separación con la porción sur del Golfo de México, o sea en la Bahía y Sonda de Campeche (Figura 13), también se manifiesta en el continente por el cauce del río Usumacinta, que separa a la provincia fisiográfica plana del Petén, en contraste con las montañas Maya en Guatemala y su continuación hacia el norte, que corresponde al frente de la Sierra de Chiapas en México.
Por ello, el río Usumacinta desemboca en la llanura costera del Golfo de México, conservando la misma dirección, es decir, hacia el noroeste. En su desembocadura en el Golfo de México, existe una fosa delimitada por los ríos San Pedro-San Pablo y Grijalva en Punta Buey, y San Pedro en Nuevo Campechito. La fosa continúa hacia la plataforma continental con el mismo rumbo (noroeste) hasta la isóbata de 2600 m b.n.m., en la provincia del Cinturón de Domos Salinos, entre los cañones de Veracruz y de Campeche (Figura 20).
Por otro lado, durante el Mioceno Medio en América Central continuó el vulcanismo, el arco magmático casi se unió con América del Sur, y la subplaca del Pacífico que conformaba a la Protocaribeña se separó de la oceánica de Farallón. Esta nueva Placa del Caribe se movió independientemente de la de Farallón, que se desplazaba hacia el noreste, y la del Caribe, en tránsito hacia el oriente franco.
Al borde de la Placa de América del Sur, en su parte noroccidental, la trinchera oceánica empezó a desactivarse, y la de Galápagos entró en actividad aparentemente desde el Oligoceno Superior (Figura 18). Esta fractura estaba inicialmente orientada este-noreste, pero adquirió su orientación franca este-oeste con el cambio en el movimiento de la Placa del Caribe hacia el oriente durante el Mioceno tardío y el Plioceno temprano. Así se definieron los límites de las placas oceánicas de Cocos y de Nazca, presentes hasta la actualidad.
En el noroeste de México, durante el Mioceno tardío y el Plioceno temprano, el extremo suroriental de la actual Península de Baja California se empezó a separar del resto del continente, y las aguas del Océano Pacífico penetraron por esta abertura, conformándose el protogolfo de California (Figura 18).
Figura 18. En una etapa tectónica posterior, la porción sur de la actual Península de Baja California se separó del resto del continente y las aguas oceánicas del Pacífico inundaron esa porción. La parte meridional del país se levantaba y se fracturaba, facilitándose así la formación de la Cadena Volcánica Transversal, desde el Océano Pacífico hasta el Golfo de México. En el Pacífico se formó otra cordillera o dorsal conocida como Galápagos, que se unió con la del Pacífico oriental y dio límites a la Placa de Cocos.
Figura 19. Durante el Plioceno y el Cuaternario la actual configuración de México siguió gobernada por los desplazamientos continuos del continente y de las placas oceánicas. La Península de Baja California se mueve hacia el noroccidente, gobernada por las fallas del Sistema San Andrés; los márgenes meridional y sur del continente, en el Pacífico, asimilan la corteza oceánica de la Placa de Cocos. La Península de Yucatán se desplaza en sentido de las manecillas del reloj y el Cinturón Volcánico Transmexicano, sigue en actividad desde el Pacífico hasta el Golfo de México.
PLIOCENO-CUATERNARIO (HACE 4.5 MILLONES DE AÑOS A LA ÉPOCA ACTUAL)
A partir del Plioceno (4.5 m. a. 0.5), el margen continental se siguió desplazando hacia el noroeste hasta separarse casi totalmente del resto de México, y dio como resultado la actual Península de Baja California (Figura 19) y su mar interior.
El rompimiento y el desplazamiento de la península se debieron al movimiento de la Placa de Norteamérica hacia el occidente, que asimiló a la Dorsal del Pacífico oriental. Una vez en el interior, los esfuerzos distensivos formaron el Golfo de California. En el fondo centro-meridional del golfo afloran rocas ígneas de composición de corteza oceánica típica. Por otro lado, durante los desplazamientos de la Península de Baja California hacia el noroeste, de la Placa de Norteamérica hacia el occidente, de la de Cocos hacia el noreste y la del Caribe hacia el oriente, la porción media de México se convirtió en una zona de debilidad cortical con una expresión estructural conocida como Cinturón Volcánico Transmexicano (CVT), cuya mayor actividad magmática se manifestó durante el Plio-Cuaternario (Figuras 11 y 19). Sin embargo, existen evidencias de vulcanismo precursor en diferentes sectores del mismo complejo volcánico.
CAUSA DEL PROBLEMA
Buena parte de la ciudad de México se asienta sobre arcillas lacustre que se caracterizan por su gran deformabilidad y su baja resistencia. Como resultado de la aplicación de cargas externas a estas arcillas, muchas construcciones en la ciudad se han inclinado o hundido o han perdido la vertical. Las inclinaciones y hundimientos producidos por los incrementos de esfuerzos que ocurren en el subsuelo por el peso propio de las estructuras se agravan por el hundimiento regional, fenómeno que comenzó a mediados del siglo XIX. La acumulación de distorsiones, hundimientos e inclinaciones debidas a estos dos factores así como el daño estructural asociado incrementa paulatinamente la vulnerabilidad de las estructuras ante la acción de los temblores y, asimismo, ante la aparición de hundimientos diferenciales subsecuentes.
Los asentamientos superficiales producidos por el bombeo son la manifestación externa de otros cambios internos, mucho más complejos, que ocurren dentro de la masa de suelo y que modifican las propiedades mecánicas del subsuelo.
Todo este proceso se debe por ser un suelo totalmente arcilloso y por haber sobre extracción del agua. El Zócalo Central junto con su Asta Bandera, y la Catedral, se han asentado en un total de 2.8 cms por año. Las líneas del metro también se han visto afectadas, ya que presentan hundimientos diferenciales, por lo que sobre estos han ocasionados accidentes notables.
El agua lluvia no penetra ya que las estructuras desarrolladas por el hombre como son carpetas asfálticas, estructuras, parques, plazas, etc. crean impermeabilidad, lo que impide la recarga del agua en el suelo. Esta agua que cae, va directamente a los drenajes y no al acuífero, por lo que el suelo no vuelve a su estado anterior, por lo que se producen más asentamientos. Al perder humedad, las arcillas y demás sedimentos presentan contracción por lo que el volumen de los mismos baja de nivel, y este descenso depende directamente de la velocidad local con la que se extrae el agua del subsuelo.
FENOMENO MECANICO DE HUNDIMIENTO
El mecanismo de los hundimientos parece ser provocado por la perdida de presión de agua contenida en las capas permeables del subsuelo.
El subsuelo de la ciudad de México esta formado por unas de las capas de arcilla con gran contenido de agua, intercaladas entre un relleno de aluvión superficial y sobre un deposito permeable formado por un conglomerado de arenas y gravas. Si de alguna manera se provoca en estas ultimas una perdida de presión en el agua que contienen, la que satura las arcillas superiores, empieza a fluir hacia abajo, originándose entonces en el interior de la estructura molecular de estas arcillas una serie de fuerzas internas que, por unidad de volumen, son iguales al peso del agua, por el gradiente hidráulico en el punto que se considere y que originan sobre ellas un aumento hacia debajo de las presiones a que están sometidas, produciéndose en consecuencia en su masa una deformación en este mismo sentido.
Para un mejor estudio sobre este mecanismo, ingenieros que se dedicaron a analizar este tema instalaron mas de un centenar de piezómetros distribuidos por todo el valle, al mismo tiempo se ha medido la profundidad a que se encuentra el nivel de las aguas freáticas, que en general sigue con bastante regularidad las variaciones topográficas del suelo. En las estaciones piezometricas se han hecho mediciones a distintas profundidades y, de su comparación con la superficie del nivel de las aguas freáticas, resultaron aparentes las primeras anomalías del subsuelo.
Es evidente que, para cualquier punto concreto, la diferencia entre la altura del nivel freático y la de la elevación piezometrica, es la perdida de presión en el mismo, expresada en toneladas por metro cuadrado.
Actualmente, las perdidas de presión controladas aumentan a razón de una tonelada-metro cuadrado por año.
SOLUCIONES PROPUESTAS
Para evitar estas perdidas de presión en la base de las arcillas, debida a la intensa explotación de que es objeto el agua contenida en las capas permeables inferiores, se piensa, por un lado, en el abandono gradual de todos los pozos de servicio, y por otro, además, en restituir al subsuelo el agua extraída.
Pero sin embargo el restituir el agua al subsuelo, presenta serios problemas, ya que al restablecer las condiciones de equilibrio hidrostático del subsuelo y desaparecer el régimen de depresión que actúa sobre la plasticidad de las arcillas, el efecto resultante equivale a una descarga de las mismas, produciéndose por tanto, en consecuencia una expansión hacia arriba del terreno.
Según las mediciones hechas con muestra de arcillas extraídas del subsuelo de la ciudad, se estima que la superficie de la ciudad se elevaría en unos 60 cm, lo que hay, por tanto que tener en cuenta para que este proceso no ocasione mayores perjuicios que los actuales.
CONSECUENCIAS DEL PROBLEMA
Muchos edificios modernos y antiguos han sufrido desplomes, hundimientos parciales, y en consecuencia, serios agrietamientos que ponen en peligro su estabilidad, en principio sin causa aparente externa de todo ello, ya que no habían cambiado ni había habido alteración alguna en sus condiciones de trabajo ni en la de sus vecinos.
HUNDIMIENTO DE LA CATEDRAL DE MÉXICO:
El Templo Mayor se edificó sobre una isla o placa formada artificialmente por un relleno de unos 12 metros de espesor.
Al llegar los españoles arrasaron las construcciones de los aztecas hasta el nivel del piso y utilizaron los materiales originales seguramente para ampliar y elevar la isla, lo que permite explicar el gran espesor de los rellenos que es de 15 m. Como es sabido, una parte de la Catedral de México se construyó sobre esta isla llamada por los aztecas "Isla de los Perros".
Se puede decir que la causa principal de los problemas constructivos y de hundimiento de la Catedral fue el haber sido asentada en un terreno desigual que permitió mayor firmeza al costado oriente, que esta sobre la Isla de los Perros, y en cambio el poniente quedó sobre un terreno más fangoso. Esta circunstancia provocó una falla precisamente en el costado poniente que persiste hasta nuestros días.
Desde el inicio de su construcción, en 1573 hasta 1667, año en que se terminaron las bóvedas, se desarrolló un hundimiento de 0.8 metros entre el altar mayor y la torre poniente, para fines del siglo XIX éste ya era de 1.53 metros y, desafortunadamente esta cifra ha ido en aumento y, ante la alarmante predicción de que, de seguir las cosas así, en 60 años el edificio quedaría en peligro de colapsarse, se han establecido diferentes medidas para salvarlo. Hasta hace unos años, la distribución de los hundimientos se presentaba de la siguiente manera mostrada en la figura.
De esta forma, desde hace tiempo, e intensificándose en la década de los 90, se han venido realizando correcciones geométricas de las estructuras de la Catedral, ya que es, desde luego, uno de los monumentos más importantes de América Latina, cuenta con una larga historia y es representativa de varios estilos arquitectónicos. Además de la belleza y la importancia del edificio en sí, es necesario considerar que éste alberga en su interior una gran cantidad de obras artísticas (pinturas, esculturas, muebles y retablos), que también corren riesgo de perderse
Conclusiones
Al finalizar este trabajo se puede concluir con lo siguiente:
La apariencia de los hundimientos es impresionante porque la tierra se mantiene usualmente intacta por cierto tiempo hasta que los espacios adentro de la tierra subterránea se hacen demasiado grandes para seguir dando suficiente apoyo a la tierra de la superficie.
Es importante el estudio de los movimientos tectonicos ya que el hundimiento de suelos depende de la respuesta a los esfuerzos tectonicos distensivos que se produzcan en este.
Con lo que respecta al coso de México, el hundimiento continuara a mayor o menor ritmo de aceleración de acuerdo con los caudales de agua que se extraigan del subsuelo.
Bibliografía
REVISTA MECÁNICA POPULAR – VOLUMEN 6 – ENERO 1950 – Nº 1.
HUNDIMIENTO DE TIERRAS. http://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Terremoto&oldid=26754050
PORTAL CIENCIA (2005).
SUBSIDENCIA DEL SUELO..
http://ingenieria-de-yacimientos.blogspot.com/2009/01/compactacin-y-subsidencia.html
Autor:
Paico Saavedra Segundo A.
Curso: Mecánica de suelos
Docente: Ing. Eduardo Larrea Wong
Chiclayo, julio del 2009
UNIVERSIDAD CATÓLICA SANTO TORIBIO DE MOGROVEJO
FACULTAD DE INGENIERÍA
ESCUELA DE INGENIERÍA CIVIL Y AMBIENTAL
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