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=26754050PORTAL 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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