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Introducción
Una de las direcciones científicas de la geomorfología moderna lo constituye el análisis morfoestructural, como conjunto de métodos dirigidos a revelar las condiciones estructuro-tectónicas de la corteza terrestre y su papel en la conformación y consolidación del relieve actual.
Los principios básicos de este enfoque descansan en los fundamentos propuestos por Guerasimov (1959, 1986), Mecheriakov (1965), Gorielov (1984), Lilienberg et al. (1993) y de otros autores, los que enriquecen el surgimiento de la geomorfología estructural en el seno de las ciencias geográficas contemporáneas.
Durante más de medio siglo, este enfoque ha contribuido a estudios teóricos sobre la formación de los territorios montañosos, a la luz de la tectónica de placas (Guerasimov, 1986); a la clasificación morfoestructural, a escalas nacionales, regionales y locales (Kostenko, 1975); a la prospección geólogo-tectónica (Jamilson et al ., 2004); a la búsqueda de estructuras asociadas con minerales metálicos y recursos energéticos (Korzhuev, 1979; Krzyszkowski y Stachura, 1998); a investigaciones sismotectónicas (Ranstman, 1979), y otras direcciones académicas (Chichagov, 1976) y aplicadas.
El análisis morfoestructural se caracteriza por un arsenal de métodos que facilita la interpretación y fundamentación del control estructural en la geodinámica (Hu et al ., 1994; Changxing et al. 2007) y la evolución del relieve y del paisaje en su conjunto; muy utilizado en países europeos y asiáticos. Sin embargo, desde la perspectiva geomorfológica, en América Latina, y a pesar de haberse desarrollado de manera inicial en países como Cuba (Díaz et al ., 1986, 1989; Hernández et al ., 1994, 1995; Zamorano et al ., 2000: y otros), no son abundantes los estudios que se han centrado en el análisis morfoestructural del relieve.
En México, derivado de la influencia de las escuelas rusa (Guerasimov, 1986) y cubana (Hernández et al ., 1994, 1995), se han realizado algunas investigaciones que han permitido su aplicación en el ámbito nacional, regional y local. Entre ellas destaca la delimitación de los principales macrobloques en la Sierra Madre del Sur (Hernández et al ., 1996), el establecimiento de una tipología estructuro geomorfológica para el estado de Oaxaca (Hernández et al ., 2009), la jerarquización de las morfoestructuras de la cuenca del río Papagayo, Guerrero (Hernández y Ortiz, 2005), las morfoestructuras regionales de México (Hernández et al ., 2007), los arreglos morfoestructurales en la Sierra de las Cruces (García et al ., 2008) y del noroeste de Chiapas (Hernández et al ., 2012).
En las clasificaciones morfoestructurales, ya sean tipológicas o regionales, se toman en consideración numerosos criterios para establecer la jerarquización de las unidades, entre ellos morfológicos, morfométricos, estructuro-geológicos correlativos (Modenesi et al ., 2002), genéticos, geodinámicos y de tendencias de la actividad tectónica (Magaz et al. 2006), el grado de modelación morfoescultural y otros aspectos.
En este sentido, el objetivo central de este trabajo es el establecimiento de una zonación de unidades morfotectónico-volcánicas del municipio Managua, a partir de los elementos de carácter morfométrico del relieve, de las condiciones lito-estratigráficas del substrato geológico, de las expresiones morfotectónicas de la estructura y de los depósitos volcánicos en el relieve del territorio.
Área en estudio: características geográficas generales de managua
El municipio de Managua (Figura 1) se localiza en las coordenadas 12° 09', de latitud norte, y 86° 16', de longitud oeste. Tiene una extensión territorial de 267.17 km2 (INIDE, 2008b), una altitud mínima de 43 msnm y altitud máxima de 700 msnm. Cuenta con una población de 1 005 705 habitantes, de los cuales 985 143 se encuentran asentados en la zona urbana y 20 562 en la rural (INIDE, 2008a). Limita al norte con el lago Xolotlán, al sur con el municipio El Crucero, al este con los municipios de Tipitapa, Nindirí y Ticuantepe, y al oeste con los municipios de Villa Carlos Fonseca y Ciudad Sandino (ALMA, 2005).
De acuerdo con el sistema de Köppen, el clima de Managua es Tropical de Sabana en casi toda la región, excepto en el área de Las Sierras, que pertenece al clima Tropical de Altura (Cruz, 1990). En la clasificación bioclimática de Holdridge 1 se define como Bosque Seco Tropical y Subtropical, con una variante de Pre-montano Tropical Húmedo en los terrenos altos, localizados al sur de la región (Figura 2; Castillo, 1992). El régimen de precipitación se concentra en un periodo de seis meses, durante el invierno, teniendo una variación anual de 800 a 1 000 mm, en las zonas bajas alrededor del lago de Managua (Xolotlán) y en la franja costera del Pacífico, y es mayor a 1 600 mm en la zonas altas de las Sierras de Managua (Castillo, 1992; Figura 3).
El clima predominate es de tipo Aw2 (w) giw, es decir, cálido sub-húmedo, el más húmedo de los sub-húmedos, con régimen de lluvias de verano, con menos del 5% de lluvia invernal, marcha anual de la temperatura tipo Ganges (el mes más caliente está antes de junio, es decir, del solsticio de verano) e isotermal, la oscilación es menor a 5° C.
Los suelos de Managua se originaron fundamentalmente de la actividad volcánica del Cuaternario. Sus clasificaciones y caracterización se basan en los conceptos fundamentales de Hans (1941, citado en Castillo, 1992), Stanley et al . (1973, citado en Castillo, 1992), Duchaufour (1960, citado en Castillo, 1992) y la Soil Taxonomy (citado en Castillo, 1992) y se dividen en tres grandes categorías: a) suelos de desarrollo reciente; b) suelos de desarrollo incipiente, y c) suelos de desarrollo juvenil. Los primeros se caracterizan por tener un perfil de tipo A-C, con un epipedón Ócrico, horizonte C de espesor variable, con textura gruesa; taxonómicamente corresponde al orden de los entisoles, dentro del sub-grupo de los Typic Ustortents. Los suelos de desarrollo incipiente presentan un perfil A-C, pero un epipedón Móllico; taxonómicamente pertenece a los inceptisoles derivados de la ceniza volcánica, correspondiente al sub-orden de los Andepts y al sub-grupo de los Mollic Vitrandepts. Los suelos de desarrollo juvenil poseen un horizonte Cámbico, taxonómicamente corresponden a los Inceptisoles clasificados como Eutrandepts y Durandepts, según taxonomía americana.
A nivel Centroamericano, Nicaragua es uno de los países más beneficiados en recursos hídricos, debido a que posee uno de los lagos más grandes del continente, numerosas cuencas hidrográficas que drenan tanto al Atlántico como al Pacífico, así como una cantidad importante de acuíferos (IEA-MARENA, 2001). Las cuencas Norte y la Sur son las dos grandes unidades hidrográficas presentes en el municipio de Managua, la primera drena su escorrentía al Océano Pacífico y cubre aproximadamente 30% del territorio municipal, mientras que la otra drena hacia el lago de Managua y ocupa el 70% del municipio (ALMA, 2003). El agua subterránea es la fuente de suministro de agua potable en el municipio de Managua; el 25% de la producción total se obtiene de la laguna de Asososca, la cual se nutre principalmente de la recarga de aguas subterráneas. El restante 75% de la producción se extrae de los pozos artesianos, localizados dentro del área de la ciudad (JICA, 1993).
La profundidad del nivel freático de las aguas subterráneas se encuentra entre 0 y 200 m. La profundidad disminuye de sur a norte, hasta culminar en la orilla del lago Xolotlán; sin embargo, el espesor de este acuífero aún no se ha definido, debido a la complejidad geológica en la zona. Se cree que la profundidad del acuífero está limitada hasta la parte superior de la Formación de Las Sierras, de acuerdo con las características litológicas (semipermeables) que ésta presenta (Montgomery y Heillemann, 1979). Con base en las características de los depósitos y su conductividad hidráulica, las propiedades del acuífero, cuyo aporte de agua es esencial para el municipio de Managua, han sido clasificadas como de moderado a bueno (Rivera, 2010).
La aportación o recarga de la subcuenca es resultado de la precipitación directa y la escorrentía con un valor medio de ~1 200 Hm3/año (Rozanski, 1999), misma que proviene del sur, desde la parte alta del Graben de Managua y se infiltra para alimentar las aguas subterráneas. Además de esta zona de descarga, existen otras pequeñas, como las lagunas de Acahualinca, Nejapa y Asososca, que son cuerpos de aguas controlados por fallas geológicas en la zona y están dentro del mismo sistema subterráneo.
La laguna de Asososca tiene una superficie de 0.736 km2 y una profundidad máxima entre 90 y 100 m, y el volumen estimado de agua es de 4 000 m3. Se localiza al oeste de la ciudad de Managua y es una de las fuentes principales de abastecimiento de agua para la ciudad; su uso inicial se remonta a 1930, desde entonces la extracción del agua ha ido aumentando conforme la demanda. Toda el agua de esta laguna proviene de fuentes de agua subterránea asociadas al acuífero regional (Ibid. ).
De menor envergadura, la laguna de Acahualinca posee una superficie de 0.075 km2; ésta se encuentra aproximadamente a 2.5 km al nor-noreste de la laguna de Asososca e inmediata al lago de Managua, su profundidad máxima alcanza los 7 m y su volumen estimado es de 190 000 m3 (Hecht, 1988). La laguna de Nejapa está formada por el cráter de Nejapa, que es una estructura volcánica de explosión, formada después de la deposición de la Formación Las Sierras y antes que el cráter de Asososca (Avellán, 2009); ocupa aproximadamente un área de 2.8 km2 y recibe agua de la precipitación pluvial directa, de la escorrentía del área de drenaje natural y de la desviación artificial de aguas pluviales, provenientes de otras cuencas.
Existen estimaciones que indican la posible existencia en Nicaragua de aproximadamente 9 000 especies de plantas (MARENA/INAFOR, 2002), de las cuales 73 son especies endémicas (Pereira, 2007). En consecuencia, el departamento de Managua se ha dado a la tarea de establecer áreas protegidas, entre las que destacan la Reserva Natural Península Chiltepe, las lagunas de Asososca y de Nejapa, entre otras.
Managua se caracteriza por tener una vegetación variada, la cual de manera significativa proviene de la repoblación natural, donde figuran especies nicaragüenses y especies introducidas de diversos países del mundo con diferentes propósitos. De manera especial, es importante considerar los cuatro principales tipos de bosques que le son inherentes: a) bosques bajos o medianos caducifolios, cuya vegetación cubre las partes bajas a orillas del lago y las zonas bajas del norte de la ciudad de Managua y casi toda la península de Chiltepe, solo quedan fragmentos, matorrales y árboles esparcidos del bosque deciduo o macro-térmico original; b) bosques bajos o medianos sub-caducifolios, cubre las áreas de la cuenca sur del lago de Managua y gran parte al sur de la ciudad, se encuentra en muy mal estado; c) bosques medianos sub-caducifolios, cuya flora natural se presenta en algunos poblados como Ticuantepe, San Isidro de la Cruz Verde, Isidro de las Bolas, Chiquilistagua, Nejapa, Pochocuape y Monte tabor, y d) bosques altos perennifolios, ecosistema relativamente pequeño que comprende las franjas situadas a una altura entre 500-850 msnm (MARENA/INAFOR, 2002).
Managua está situado en un contexto fisiográfico predominantemente volcánico, con rasgos geomorfológicos de significativa variedad. Es así que las morfologías más destacadas son la Planicie de Managua, el Sistema Montañoso de las Sierras de Santo Domingo, la progresión de cerros y lagunas, y la laguna de Tiscapa en el sector central de la ciudad. De manera adicional, destaca la presencia de los cerros Momotombo y Momotombito, así como una serie de islotes entre los que figuran Momotombito, La Rosa, El Limón y El Amor, localizados en el lago de Managua. El cerro Motastepe, situado al oeste, es un montículo que originalmente era perfectamente cónico, en donde ocurre de manera persistente la explotación de arena y grava (ALMA, 2005).
Marco tectónico regional de managua
Desde el punto de vista tectónico, Nicaragua se localiza en la parte oeste de la Placa Caribe, cerca de su zona de confluencia con la Placa Cocos (Figura 4). En esta área ocurre la subducción oblicua de la Placa de Cocos por debajo de la Placa Caribe, a través de la Fosa Mesoamericana, con un ángulo aproximado de 65°, por debajo de Nicaragua (Rupke et al ., 2002) a una velocidad de 14 ± 2.5 mm/año (DeMets, 2001). Como resultado de esta subducción se originó el Arco Volcánico de América Central (AVAC), el cual es paralelo a la Fosa Mesoamericana. Sin embargo, debido a la subducción oblicua por debajo de la Placa Caribe, ocurre una rotación en sentido de las agujas del reloj del bloque paralelo (bloque de ante-arco) a la fosa y la fragmentación del AVAC (Carr et al. 2003). Dicha fragmentación ha generado la formación de fallas perpendiculares laterales derechas e izquierdas (La Femina y Strauch, 2002), así como la segmentación de la Cadena Volcánica Nicaragüense y la formación del Graben de Managua, donde se ubica el municipio de Managua (Figura 1).
Figura 4 Tectónica regional de América Central (fuente: modificado de Frischbutter (2002) y Avellán (2009).
El graben de Managua es considerado como una zona estructural extensional e interpretada como un Pull Apart (Girard et al. 2005). Este segmento de la cadena volcánica (Espinoza, 2007), presenta una configuración limitada por fallas normales con tendencia norte-sur. Estas fallas activas son: la falla Cofradía, al Este, con una orientación norte-noreste; la falla Nejapa, al oeste, de orientación noroeste-sureste; y el escarpe de Mateare, de tendencia norte-noroeste. El límite norte está conformado por el lago Xolotlán y, al sur, por el Complejo Volcánico Las Sierras-Masaya (Frischbutter, 2002; Girard et al. 2005).
El Graben de Managua tiene una dimensión de 50 por 20 km y un radio que varía de 2.5 a 3 km (Girard et al ., 2005). Esta estructura presenta fallas activas como la falla Cofradía, que exhibe un escarpe aproximado de 100 m de altura y se extiende al complejo volcánico. En las SierrasMasaya, al oeste del Graben, se encuentra la falla Nejapa-Miraflores y, dentro de ella, se encuentran alineados aproximadamente 30 estructuras, 29 volcanes monogenéticos y una estructura volcánica poligenética denominado volcán Apoyeque (Avellán, 2009). Asimismo, la falla Mateares, que representa un escarpe (Figura 1) con una altura de 900 m (Marshall, 2007), lo cual lo hace el más extenso en Nicaragua. Además, estructuras de menor orden, como el Graben del Aeropuerto, limitada por la falla Aeropuerto y falla Cofradía, y una zona de fallamiento con dirección nor-noreste y nor-noroeste, donde se concentra la actividad sísmica reciente (Girard et al ., 2005).
Condiciones litoestratigráficas de managua
La ciudad de Managua se encuentra entre la península Chiltepe, al noroeste; la caldera Masaya, al sureste; y en el extremo oeste, la falla Nejapa, con dirección norte-sur. De acuerdo con Bice (1985), la secuencia estratigráfica de la ciudad de Managua está controlada por los depósitos provenientes de las estructuras antes mencionadas (Figura 5). La caldera Apoyo es una estructura formada hace aproximadamente 24 mil años, que produjo dos erupciones plinianas, en las cuales se emitió la tefra Apoyo Superior e Inferior (Kutterolf et al ., 2007).
Figura 5 Secuencia estratigráfica de la porción Oeste Central de Nicaragua (Pleistoceno Tardío/Holoceno). D1 a D4 indican discordancia por erosión (fuente: modificado de Kutterolf et al., 2007).
La caldera Masaya ha generado depósitos como la triple capa Masaya, de dispersión pliniana y la toba Masaya, resultado de un gran depósito de oleada de origen freatomagmático (Bice, 1985). El complejo volcánico Chiltepe está conformado por un estrato volcán llamado Apoyeque, numerosos conos de escorias, anillos de toba y un maar denominado Xiloá (Freundt et al ., 2006). El volcán Apoyeque generó el depósito de la tefra Apoyeque Superior e Inferior, como resultado de una erupción pliniana, en tanto que el maar Xiloá generó depósitos de caída y de oleadas piroclásticas, como consecuencia de una erupción freatomagmática (Bice, 1985).
Tomando en cuenta el origen de los depósitos y su composición química, Kutterolf et al. (2007) agruparon la estratigrafía de la ciudad de Managua en distintas formaciones, las mismas que han sido descritas, desde la más antigua, -la Formación Las Sierras-, a la más joven, -la Formación Managua-. Por otro lado, y de manera más reciente, Avellán (2009), propuso también la Formación Nejapa.
Formación Las Sierras
Girard et al. (2005) determinó que la formación de Las Sierras es un complejo escudo ignimbrítico y basáltico. Kutterolf et al. (2007) calculó la edad más joven para esta formación en aproximadamente 34 a 30 mil años. Hasta ahora no se ha estudiado la estratigrafía detallada de esta formación, solo dos depósitos de la parte superior de composición basáltica-andesítica, los cuales son la Tefra Unicit (UT) (Ibid. ) y la Tefra Fontana (FT) , estudiada por Williams (1983) y denominada como Fontana Lapilli, mientras que Bice (1985), le da el nombre de Lapilli Bed; este depósito se encuentra al noroeste de la caldera Masaya.
Formación Chiltepe
Esta formación presenta una secuencia denominada tefra Apoyeque inferior (LAq), datada en ~ 17 mil años; tefra Apoyeque Superior (UAq) descrita por primera vez por Bice (1985), con una edad de 12 400 ± 100 años antes del presente; se observa al suroeste, entre la península Chiltepe y la ciudad de Managua (Kutterolf et al., 2007).
La tefra Xiloá (XT) es el resultado de una erupción freato-pliniana, con una edad estimada de 6 105 ± 30 años antes del presente, la tefra Mateares (MaT) es observada al noroeste del pueblo Mateares y a lo largo del lago de Managua, con espesores mínimos. La tefra Los Cedros (CdT), identificada como depósito de pómez de caída se encuentra entre el sureste de Mateares y oeste de Managua. La tefra Chiltepe (CT), definida como una tefra de composición dacítica, representa la erupción pliniana más grande del complejo volcánico Chiltepe, encontrada al oeste de Managua, sobreyaciendo a la triple capa Masaya (Ibid. ); la edad calculada para esta unidad es de 2 120 ± 120 años antes del presente (Pérez y Freundt, 2006).
Formación Managua
Esta formación está constituida por siete unidades de tefra de composición basáltica- riolítica y formadas por grandes erupciones de la caldera Masaya y Apoyo. Dentro de esta formación se consideran las siguientes unidades.
Tefra Apoyo inferior (LAT), caracterizada por dos erupciones; la primera erupción un depó-sito de pómez de caída y la segunda un depósito de toba de origen freatomagmático. Se ha calculado una edad de 23 890 ± 240 años antes del presente (Kutterolf et al ., 2007).
Tefra Apoyo Superior (UAT), datada en 24 650 ± 120 años antes del presente. Esta unidad está dividida en tres paquetes; la UAT-1, un depósito estratificado de pómez, de tamaño lapilli, en la parte inferior o basal un depósito de ceniza; la UAT-2 una sucesión de depósitos de oleadas, flujos piroclásticos y depósitos de caída; y la UAT-3 está constituido por oleadas, depósito de caída de grano grueso (Ibid. ).
Tefra San Antonio (SAT), se observa al sur de Managua, norte, noroeste, sur de la caldera Masaya y es una secuencia de depósitos de escoria de caída (Pérez y Freundt, 2006; Kutterolf et al ., 2007).
Tefra Concepción (LCT ), se identifica al sur de la caldera Masaya (Kutterolf et al., 2007) y está conformada por 16 capas, correspondiente a ocho depósitos de caída de escoria tamaño lapilli y ocho capas de ceniza endurecidas de origen freatomagmático (Pérez and Freundt, 2006).
Triple capa Masaya (MTL), descrita por Bice (1985), está constituida por siete depósitos de escoria de mayor espesor y cuatro capas de ceniza de menor espesor; se identifica al noroeste de la caldera Masaya; se estima una edad aproximada de 5 755 ± 90 años (Avellán, 2009).
Toba Masaya (MT ), descrita por Krusi y Schultz (1979) y Bice (1985), de origen freatomagmática, constituida por un depósito de oleadas, y cuya edad se ha estimado en 3 485 ± 90 años (Avellán, 2009).
Ticuantepe Lapilli ( TIL, proviene de una erupción subpliniana y aflora al oeste de la caldera Masaya; está constituida por cuatro capas de lapilli y tres capas de ceniza litificada (Kutterolf et al ., 2007).
Formación Nejapa
En esta formación se encuentran los depósitos de 19 volcanes monogenéticos, que incluyen conos de toba, mar y conos de escoria, conformada en tres secuencias (Figura 6).
Figura 6 Mapa geológico de la porción central y sur del campo volcánico Nejapa y alrededores (Avellán, 2009).
Secuencia Ticomo dividida en: a) Lavas de Ticomo (LT) , el depósito más antiguo, está compuesto por tres flujos de lava; b) la Toba Ticomo (TbT), formada por oleadas piroclástica y constituida por cinco capas de ceniza compacta; c) la unidad tefra Altos de Ticomo (TAT), es una secuencia de capas de caída de escoria de composición basáltica.
Secuencia Nejapa constituida por cinco unidades: a) la Unidad tefra San Patricio (TSP) , un depósito constituido por tres paquetes de caídas de escoria; b) la Unidad Lavas Batahola (LBT) , constituida por coladas de lavas de composición basáltica; c) la Unidad tefra Nejapa-Norte (TNN), formada de oleadas piroclásticas, constituida por capas de bloques basálticos-ignimbríticos; d) la Unidad tefra Motastepe (TMo), depósito de caída de escoria, y f) la Unidad tefra Nejapa (TN), formada por un depósito constituido por oleadas piroclásticas (Avellán, 2009; Pardo, 2008).
Secuencia Asososca, constituida por siete unidades: a) la Unidad Toba Cuesta El Plomo (TCP), depósito formado por oleadas piroclásticas, se divide en Toba Cuesta El Plomo Superior e Inferior; b) la Unidad Tefra Refinería (TR), depósito de oleadas piroclásticas compuesto de ceniza, escoria y lapilli acrecional interestratificado; c) la Unidad Tefra Satélite (TS), depósito de oleadas piroclásticas; d) la Unidad Flujos Piroclásticos de Ceniza (FPC ), representada por un flujo piroclástico masivo de composición basáltica de fuente desconocida (Avellán, 2009); e) la Unidad Tefra la Embajada (TE) , formada por depósitos de caídas de escoria conformada por 20 paquetes de escoria y coladas de lava basáltica en la parte inferior; f) la Unidad Tefra el Hormigón (TH) , conformada por depósitos de caída principalmente de escoria, y g) la Unidad Tefra Asososca (TA) , depósito formado por oleadas piroclásticas (Avellán, 2009; Pardo, 2008).
Unidades morfotectono-volcánicas del municipio de managua: aspectos metodológicos
Diferentes unidades morfotectónico-volcánicas (UMTV) fueron definidas para el municipio de Managua, Nicaragua. El aspecto más importante considerado para dicha tarea fue la relación en-tre las estructuras geológicas y el relieve de la superficie terrestre, originadas a causa de la fragmentación de la cadena volcánica Nicaragüense y la formación del Graben de Managua.
Dicha clasificación consta de doce unidades morfotectónico-volcánicas, representadas cartográficamente a escala 1:50 000. Para su determinación se aplicaron los métodos siguientes: a) elaboración del modelo digital de elevación y de sombreado, mediante el procesamiento automatizado en Arc Gis, v. 9.3 (spatial analysis ), para el análisis de la orientación estructural del relieve, según Palacio et al. (1991); b) morfometría (análisis hipsométrico, profundidad de disección, ángulo de inclinación de las laderas); c) interpretación de las fotografías aéreas, a escala 1:40 000, con miras a la identificación de rasgos estructuro-geológicos expresados en las geoformas, así como su cartografía; d) análisis de los morfoelementos lineales y anulares del relieve, con el fin de complementar los sistemas de fallas y morfoalineamientos, y discriminar aquéllas que no se expresen en el mismo, según Kostenko (1975) y Magaz et al. (1997); e) análisis estructural correlativo con las relaciones litoestratigráficas del relieve, de sus condiciones de yacencia y de precisión de los límites entre las unidades tectónico-volcánicas, y f) interpretación de los patrones estructurales de las redes hidrográficas.
Con base en la interpretación y análisis de la carta topográfica, a escala 1:50 000, un modelo digital del terreno de 5 m de resolución y la información existente de las estructuras geológicas, que caracterizan el área de interés, se realizó una caracterización de los elementos morfotectónicos y morfoestructurales. Se tomó como referencia la expresión regional y local de las estructuras geológicas del relieve, en particular fallas regionales y fallas locales, cráteres, maar, conos de escoria, entre otros.
A partir del análisis morfométrico, se pudieron obtener elementos que expresan las características cuantitativas de las formas del relieve (Lugo, 1988). Dichos elementos incluyen la profundidad de disección, el grado de inclinación de las laderas, la orientación de laderas, los niveles hipsométricos o altimétricos, y los factores lito-estratigráficos. Estos elementos se obtuvieron con base en las curvas de nivel cada 20 m, proporcionadas por el INETER, y procesadas en el SIG ArcMap 10.
Mapa altimétrico o hipsométrico
La elaboración del mapa altimétrico consistió en definir alturas máximas y mínimas, a partir de las curvas de nivel tomadas del mapa topográfico 1:50 000, editado por el INETER(1986). Se definieron intervalos cada 20 m, considerando la configuración del relieve, para poder subsecuentemente definir las UMTV propuestas en este estudio. La elección del fondo cualitativo de color, se realizó de acuerdo con el sistema de la convención internacional, donde los tonos más fríos representan las porciones más bajas y los más cálidos, las altas.
En el mapa altimétrico quedó representado, de manera general, el relieve originado tanto por la actividad volcánica del Cuaternario, como por la actividad tectónica característica del área estudiada, además de la erosión que es muy marcada en el sector sur, como resultado de la tectónica y la litología predominante (Figura 7).
De manera general, la interpretación del relieve permitió identificar diferencias altimétricas entre las principales estructuras tectónicas y edificaciones volcánicas del área: a) estructuras tectónicas del Cuaternario, con altitudes que varían desde 100 a 600 msnm, constituyendo las morfoestructuras de mayor energía del relieve; b) zona de piedemonte, de flujos de detritos y depósitos volcánicos de caída, proveniente del volcán Masaya y Apoyo, con elevaciones entre 300 y 600 msnm, de carácter transicional entre la planicie y la base de las estructuras descritas anteriormente; c) estructuras volcánicas del Cuaternario (maar, cráteres, conos de escorias), emplazadas a través de la falla Nejapa, con altitudes entre los 40 y 400 msnm, y d) sistema de planicies del graben, de gran extensión y con altitudes entre los 40 y los 100 msnm.
Mapa de profundidad de disección
Este mapa se realizó con base en el mapa topográfico, a escala 1:50 000. Se identificaron las corrientes fluviales, tanto las de la cartografía oficial, como las determinadas por interpretación e inferencia. Posteriormente se dividió el mapa en cuadrantes con superficies individuales de 1 km2, con la finalidad de obtener el valor máximo de profundidad de erosión en cada uno (Figura 8). De manera general, se observa una relación entre la pendiente y los valores de profundidad de disección en el territorio; áreas de mayor pendiente involucran mayor disección y viceversa. De igual manera, en función de la litología se observan diferentes niveles de profundidad de disección. Los valores más altos son ≥ a 140 m.
Mapa de pendientes
Realizado con base en las curvas de nivel de la carta topográfica digital del INETER(1986). El relieve de la zona se clasificó en siete rangos de pendiente: dos categorías para las pendientes menores ≤ 1 a 4°, correspondientes a planicies, y para el relieve montañoso de 8 a 16, 16 a 24, 24 a 45 y ≥ 45 (Figura 9).
Los rasgos más notables que se aprecian son los escarpes, los cuales coinciden con laderas montañosas y cortes erosivos. Se observan los valores menores, en planicies y piedemontes medios.
Resultados
De acuerdo con las condiciones geológico-geomorfológicas, y los criterios específicos establecidos en la Tabla 1, el municipio de Managua fue dividido en doce zonas o unidades morfotectónico-volcánicas (UMTV), (Figura 10); éstas son descritas a continuación.
Tabla 1 Criterios para la delimitación de las zonas morfotectónico-volcánicas de Managua, Nicaragua.
| Zonas | Elementos Morfotectónicos y Morfoestructurales | Elementos Morfométricos | Factores lito-estratigráficos |
|---|---|---|---|
| I. Cuajachillo | Planicie baja del borde meridional del Graben de Managua; semiplano, fluvio-volcánico, ligeramente inclinada, con muy bajo nivel de fracturación; no presenta rasgos estructurales internos significativos. | Presenta una altitud que varía de 40 a 100 msnm, con pendientes entre 1 a 8 grados. Predominio de orientación de laderas al N y NE. | Esta zona se caracteriza por depósitos de tefra y toba provenientes de los cráteres de Asososca, Satélite y Cuesta El Plomo (Pardo, 2008; Avellán 2009). |
| II. Ticomo-Los Martínez | Zona de debilidad cortical compuesta por numerosos cráteres volcánicos y conos monogéneticos; asociados al sistema de fracturación de la falla Nejapa, con tendencia N-S y una longitud de aproximadamente 25 km, y con un movimiento normal con componente lateral derecha (Espinoza, 2007). | Su altitud varía de 40 a 400 msnm La pendiente oscila entre 1 a 45 grados. Orientación de las laderas al N, E, O, SE y SO. | Afloran depósitos de la Formación Nejapa (Avellán, 2009), caracterizados por una secuencia de depósitos de ignimbritas, tobas, tefras y lavas originadas por las estructuras monogenéticas que presenta el área. Igualmente se observan depósitos aluviales. |
| III. San Judas -Tiscapa | Planicies medias a altas, de carácter acumulativo volcánico, con notable fracturación interna reflejada en las zonas de fallas San Judas, Estadio, Los Bancos y Tiscapa, con fuerte actividad sismotectónica, comprobada durante los terremotos de 1931 y 1972. | La altitud varía de 40 a 200 msnm Las pendientes entre 1 a 8 grados aproximadamente, exceptuando la pared interna del cráter de la laguna de Tiscapa, que presenta pendientes mayores a 60 grados. La orientaciones de laderas predominante son N y NE. | En esta zona se observan depósitos de la Formación Managua, La Formación Chiltepe (Bice, 1985; Kutterolft et al ., 2007), y una secuencia in situ de depósitos de tefra, originado por el Maar Tiscapa (Freundt et al., 2009). |
| IV. San Juan -Unidad de propósito | Planicies altas a medias, estructurales y acumulativas, con presencia de piedemonte bajo. Esta zona presenta estructuras disyuntivas notables de tipo normal e inversas (falla Centroamérica y Zogaib) y lateral izquierdo (falla Chico Pelón), se caracteriza por la evidencia de actividad sismotectónica y formación de escalones tectónicos durante eventos notables. La falla Chico Pelón representa el límite estructural entre esta zona IV y la zona III. | La altitud de esta zona varía de 100 a 400 msnm y las pendientes entre 1 a 8 grados. Orientación de laderas N y NE. | Esta zona de caracteriza por depósitos de la Formación Managua (Bice, 1985; Kutterolft et al ., 2007), interestratificado con flujos de detritos (Woodward Clyde, 1975). |
| V. Barrio Nuevo - Esquipulas | Planicies inclinadas medias a altas, de carácter acumulativo fluvial y en la parte S por acumulación volcánica, presenta también fracturación moderada, visible en las fallas Ticuantepe y Tambo. Su límite oriental es muy claro y está controlado por la falla Aeropuerto, limite occidental de la zona VI. | La altitud de esta zona es de 100 a 300 msnm, con pendiente entre 1 y 8 grados. Orientación de laderas preferencial al E y NE. | En esta zona aflora la triple capa Masaya, toba Masaya, y la tefra Apoyo Superior, provenientes de la caldera Masaya y Apoyo (Bice, 1985; Kutterolft et al., 2007; Avellán, 2009; Peréz et al ., 2009). |
| VI. Graben el Aeropuerto | Es una de las zonas más notables del territorio representadas por un graben limitado por las fallas Aeropuerto de tipo normal oblicuo (Cowan, 2000) y la falla Cofradía compuesta por un sistema de fallas normales escalonadas. En general son planicies bajas a altas formadas sobre acumulaciones volcánicas y fluviales. | La altitud es de 40 a 100 msnm. La pendiente varía entre 1 a 8 grados, a excepción de los conos de escoria que presentan una pendiente máxima de 24 grados. Orientación de laderas N y NE. | Esta zona se caracteriza por la presencia de la toba Masaya, coladas de lavas de composición andesitica-basáltica, provenientes de la caldera Masaya (Bice, 1985; Kutterolft et al , 2007), y depósitos aluviales. |
| VII. Los Madrigales | Zona de piedemonte bajo, de origen volcánico, con poca expresión de elemento estructural-tectónico. | La altitud abarca los 100 a 200 msnm, con pendientes entre 1 y 4 grados. Orientación preferencial de laderas N y NE. | Esta zona presenta depósitos provenientes de la Formación Managua (Bice, 1985). |
| VIII. Las Cuchillas | Edificación tectono-volcánica, con algunos rasgos elípticos en su configuración. Geomorfológicamente es una premontaña, activada en el contexto del complejo volcánico las Nubes. | Las altitudes van desde de 400 a 800 msnm. La pendiente varía entre 30 a 80 grados. Orientación preferencial de laderas N, NE y S. | La litología del área se caracteriza por depósitos provenientes de la Formación la Sierra, repre-sentada por una secuencia de depósitos de ignim-britas y tefra (Kuterolft et al ., 2007;Girard y van Wyk Vries, 2005). |
| IX. San Isidro | Piedemonte volcánico alto, con evidencias esculturales de actividad tectónica reciente. En esta zona se observa la prolongación de la falla Centroamérica. | La altitud varía de 300 a 600 msnm y la pendiente entre 8 a 45 grados. Orientación de laderas al N y NE. | Esta zona se caracteriza por los depósitos de la Formación Las Sierras y la Formación Managua, inter-estratificado con flujos de detritos (Kutterolf et al ., 2007). |
| X. Cedro Galán-Monte Tabor | Piedemonte bajo, con sectores planos, sobre una estructura deprimida entre las zonas XI, IX y II. Las características relativamente planas y onduladas facilitaron la expansión de la zona urbana, es repre-sentativa para esta zona la falla Wheeloch. | Presenta una altitud entre 300 a 600 msnm. El rango de pendiente oscila entre 8 a 24 grados. Orientación de laderas predominante al N. | Esta zona se presentan depósitos de la Formación Nejapa y la Formación Chiltepe (Avellán, 2009). |
| XI. Berlín | Cadena Premontañosa tectono-volcánica de Berlín, controlada por la falla Mateares, con estructura asimétrica, con macro-pendiente oriental muy pronunciada y la macro-vertiente occidental muy suave. | La altitud en esta zona es de 400 a 600 msnm, con pendientes que oscilan entre 4 a 24 grados. Orientación de laderas al N y NE. | La estratigrafía del área se caracteriza por depósitos de flujos de detritos e ignimbritas de la Formación Las Sierras (Kutterolf et al ., 2007). |
| XII. Costa del Lago | Planicie muy baja, acumulativa fluvial y lacustre, semiplana, del sector meridional del graben Managua. | Esta zona se encuentra a una altitud de 40 msnm y presenta pendientes entre 1 y 2 grados. Con orientación preferencial de ladera al N. | En esta zona se encuentran depósitos re-trabajados, provenientes de las partes superiores del municipio, así como depósitos lacustres provenientes del lago Xolotlán. |
UMTV I. Cuajachillo
Esta zona está representada por una planicie baja, con altitud entre 40 a 100 msnm, semiplana, con inclinación entre 1 a 4°, disminuyendo al norte y aumentando en el límite oriental de la zona, con predominio de orientación de laderas al norte y noreste, con una densidad de disección vertical menor o igual a 20 m. Esta zona está representada por la presencia de rocas de edad cuaternaria, representada por las Tobas Cuesta El Plomo, conformada por un depósito de oleadas piroclásticas de composición andesítica-basáltica. La unidad de la tefra Satélite corresponde a una sucesión de oleadas piroclásticas (Pardo, 2008; Avellán, 2009). La tefra Asososca proveniente del Maar Asososca son depósitos originados por oleadas piroclásticas y caracterizados por una sucesión de oleadas basales piroclásticas secas, constituida por ceniza gruesa y lapilli con una edad de 2 130 ± 40 años (Avellán, 2009). Estructuralmente esta zona no presenta rasgos internos significativos.
UMTV II. Ticomo-Los Martínez
Es una zona de debilidad cortical, denominada falla Nejapa, con tendencia norte-sur. Esta falla está dividida en tres segmentos: norte, central y sur. Estas porciones se caracterizan por presentar segmentos de aproximadamente 0.8 km, en la parte sur, y 0.9 km, en la parte norte. Esta falla tiene una longitud aproximada de 25 km, con movimiento normal, con componente lateral derecho y una geometría en echelón derecha con dirección N5°E, buzando al este, con un ángulo de apertura de 20° aproximadamente, con un vértice en la parte sur y con mayor apertura en la parte norte (Espinoza, 2007).
En esta falla se encuentran emplazadas aproximadamente 29 estructuras volcánicas monogenéticas y una estructura poligenética. En el área de interés solo se presentan 19 volcanes monogenéticos, divididos en conos de tobas, maar y conos de escoria (Avellán, 2009). Desde el punto de vista morfométrico, presentan altitudes entre 40 a 400 msnm, con pendientes que oscilan entre 1 a 24°, orientación de las laderas al norte, este, oeste, sureste y suroeste, con una disección vertical menor o igual a 20 m. De acuerdo con Avellán (2009), las laderas internas de los cráteres oscilan entre 26 a 90°, en la mayoría de los casos.
La litología de esta zona está representada por los depósitos originados por las estructuras monogenéticas de la región, denominada formación Nejapa, caracterizada por la siguiente secuencia y depósitos: secuencia Ticomo (lavas, toba, tefra); secuencia Nejapa (tefras y lavas); secuencia Asososca (toba, tefras, flujos piroclásticos), (Pardo, 2008; Avellán, 2009); depósitos de la Formación Managua (tefra Apoyo superior, Triple capa Masaya y Toba Masaya); Formación Chiltepe (tefra Apoyeque Superior y tefra Chiltepe); y la Formación Las Sierras, que es la más antigua (Ignimbrita, Andesita-Basáltica y tefra Fontana), (Bice, 1985; Kutterolf et al., 2007; Avellán, 2009).
UMTV III San Judas-Tiscapa
Se presentan planicies de medias a altas, con notable fracturación interna, reflejada en las zonas de fallas San Judas, que presenta un escarpe de 15 m máximo, una longitud de proyección de 5 a 10 km máximo y un movimiento al N-S, ± 5° con inclinación al este y 60° con respecto a la vertical, con una tasa de movimiento probablemente de 0.2 a 1 mm/año (Cowan et al., 2000, 2002).
La falla Estadio, con una longitud de proyección 2 a 10 km por debajo del lago de Managua, con un escarpe máximo de ~1 m y movimiento N30°E ± 5°, sentido lateral izquierdo y con una pequeña componente normal al este. La falla Tiscapa, con longitud en la superficie máxima de 10 km se extiende 20 km hacia el lago Xolotlán, presenta un escarpe de 20 m y el movimiento es N24°E, ±7°, sentido del movimiento lateral izquierdo (Cowan et al., 2000, 2002). Es necesario mencionar, que estas fallas se activaron para los sismos del 31 de marzo de 1931 y el del 23 de diciembre de 1972.
Esta zona presenta altitudes de 40 a 200 msnm, con pendientes que oscilan entre 1 a 8° aproximadamente, a excepción de las paredes internas del cráter Tiscapa, donde sus pendientes son mayores a los 60°. La disección vertical varía entre 20 a 40 m y las orientaciones de laderas predominantes son norte y noreste.
Bajo una óptica lito-estratigráfica, esta zona está representada por depósitos de la Formación Managua (Triple capa Masaya y Toba Masaya) (Bice, 1985; Kutterolf et al ., 2007), intercalados con flujos de detritos (Woodward Clyde Consultants, 1975) y la Formación Chiltepe, constituida por la tefra Apoyeque Superior (Kutterolf et al ., 2007). Asimismo, en las zonas aledañas al cráter Tiscapa y propiamente en la estructura, se presenta una secuencia de tefra interestratificada, con depósitos de flujos de detritos e ignimbritas (Freundt et al., 2006).
UMTV IV San Juan-Unidad de Propósito
Esta unidad se caracteriza por planicies medias y altas, con presencia de piedemonte bajo y con estructuras disyuntivas notables, como la falla Centroamérica, con dirección de movimiento N15°E y su longitud verificada en campo es de 1.8 km y el tipo de fallamiento es predominantemente normal, también inverso (INETER, 1997).
La falla Chico Pelón se identificó a raíz de las fracturas originadas por el sismo del 23 de diciembre de 1972. Esta falla es paralela a la falla Tiscapa y se compone de tres segmentos, con desplazamiento en echelón , con 4.9 km de longitud comprobada, y un fallamiento normal con componente lateral izquierdo. La falla Zogaib-Escuela presenta un escarpe con orientación este, de 2.7 km de longitud y el tipo de fallamiento predominantemente es normal o inverso. Igualmente, se determinaron por medio de la interpretación de fotografías aéreas, los alineamientos denominados J, K, L, M, N y las Colinas (Ibid. ).
De acuerdo con Woorward Clyde Consultants (1975), los alineamientos Las Colinas poseen un mecanismo aparentemente normal, con orientación N20°O y una variación hacia el sur N25°E, con 3 km de longitud reconocible del escarpe; el alineamiento J presenta un tipo de fallamiento normal e inverso, con orientación N40°E y longitud comprobada de 450 m (proyectada de 2 km); el alineamiento L, con orientación N20°E, longitud proyectada de 2.2 km y 4.5 m de altura del escarpe; el alineamiento M, con orientación N40°E y 5.8 km de longitud proyectada; el alineamiento N, con orientación N20°E, 500 m de longitud comprobada y 3.3 km de longitud proyectada. Este alineamiento probablemente se une a la falla Aeropuerto.
El alineamiento K, descrito por Kuang (1973), es de tipo normal, con un desplazamiento de 1.5 m hacia el este. Esta falla presenta una dirección N10°O, cerca del extremo norte, y N30°E cerca del extremo sur, con 27 m de ancho y 2.5 km de longitud comprobada (4.1 km de longitud proyectada).
Esta zona tiene una altitud entre 100 a 400 msnm, con pendientes que oscilan entre 1 y aumenta en 8°, al sur de la zona, con una disección vertical predominante menor o igual a 20 m y con predominio de la orientación de laderas norte y noreste. Litológicamente está representada por los depósitos de la Formación Managua, principalmente la triple capa Masaya y Toba Masaya (Bice, 1985; Kutterolft et al ., 2007), interestratificado con flujos de detritos (Woodward Clyde Consultants, 1975).
UMTV V Barrio Nuevo-Esquipulas
En esta zona se observan planicies inclinadas medias a altas, con presencia de fracturación moderada, visibles en las fallas Ticuantepe y Tambo, propuestas por Álvarez (2002) y Devoli (2002). El límite está controlado por la falla Aeropuerto.
La inclinación de la pendiente varía entre 1 a 4°, con altitudes entre 100 a 300 msnm, la disección vertical predominante es de 20 m, y la orientación preferencial de laderas es este y noreste.
En esta zona afloran depósitos provenientes de la caldera Masaya, clasificados como triple capa Masaya (Bice, 1985; Avellán, 2009; Pérez et al., 2009) y depósitos provenientes de la caldera Apoyo, tefra Apoyo Superior, descrita por Kutterolf et al . (2007).
UMTV VI Graben el Aeropuerto
Esta zona está representada por la presencia del Graben Aeropuerto, limitado por la falla Aeropuerto, al este, con un escarpe de 10 a 12 m, con longitud ~15 km, que se extiende por debajo del lago de Managua, con movimiento N3°E ± 6°, una inclinación promedio subvertical y el sentido del movimiento normal oblicuo y, al oeste, por la falla Cofradía, con longitud proyectada de aproximadamente 40 km y un escarpe de ~ 15 m, con rumbo promedio de N4.2°E ± 13° (Cowan et al ., 2000, 2002). Esta estructura consiste en un sistema de fa-llas normales escalonadas, que se desplazan de for-ma descendente hacia el oeste. Se cree que la costa oriental del lago de Managua, anómalamente recta, está controlada por la proyección hacia el norte de este sistema de fallas (INETER, 1997).
La altitud de esta zona varía entre 40 a 100 msnm y la pendiente entre 1 a 8°, disminuyendo hacia el lago Xolotlán, en la zona de los conos de escoria la pendiente es de 8 a 24°, su densidad de disección vertical es menor o igual a 20 m y con orientación de laderas N y NE.
Se caracteriza por depósitos aluviales y lacustres, al norte, y cerca del lago de Managua y por la presencia de la toba Masaya y coladas de lavas de composición basáltica-andesíticas, provenientes de la caldera Masaya (Bice, 1985; Kutterolf et al ., 2007).
UMTV VII Los Madrigales
Zona de piedemonte bajo, de origen volcánico, con poca presencia de elementos estructurales notables. Con altitudes entre 100 a 200 msnm y pendientes que oscilan entre 1 a 4° en toda la zona, con disección vertical oscilando entre 20 y 80 m, y orientación preferencial de laderas norte y noreste. En esta zona se observa el depósito de la formación Managua, caracterizado por la toba Masaya, descrita por Bice (1985).
UMTV VIII Las Cuchillas
Geomorfológicamente se clasifica como premontañas, con algunos rasgos elípticos en su configuración y se encuentra al Noroeste del escarpe denominado Las Nubes. Con altitudes que oscilan entre 400 a 800 msnm, con pendientes entre 8 a 45° aproximadamente, una orientación preferencial de laderas norte, noreste y sur, con una disección vertical entre 80 y mayor o igual a 140 m. Se presentan depósitos de la Formación Las Sierras, secuencia de depósitos ignimbríticos y tefra Fontana (Girard et al ., 2005; Kutterolf et al ., 2007).
UMTV IX San Isidro
Desde la perspectiva geomorfológica, se clasifica como un piedemonte alto, con evidencias esculturales de la actividad tectónica reciente, como la prolongación de la falla Centroamérica. La altitud varía entre 300 a 600 msnm y las pendientes oscilan entre 8 a 24°, la densidad de disección vertical es de 40 a 80 m, con orientación de laderas preferente al norte y noreste.
Esta zona se caracteriza por la Formación Las Sierras, compuesta por intercalaciones de depósitos de ignimbrita, oleadas y flujos piroclásticos y tefra, y la formación Managua (toba Masaya y triple capa Masaya) interestratificado con flujos de detritos (Kutterolf et al ., 2007; Woordward Clyde Consultants, 1975).
UMTV X Cedro Galán-Monte Tabor
Esta zona está representada por un piedemonte bajo, con sectores de planicie entre las zonas XI, IX y II. Presenta rasgos estructurales poco notables en el relieve, representado por la falla Wheeloch (Álvarez, 2002). Las pendientes oscilan entre 4 a 16° aproximadamente, con altitudes entre 300 a 600 msnm, con disección vertical entre 20 y 40 m, y orientación dominante de laderas al norte.
Los depósitos característicos de esta zona pertenecen a la Formación Nejapa, constituidos por oleadas piroclásticas, pertenecientes a la secuencia Nejapa y la tefra Apoyeque superior de la Formación Chiltepe (Avellán, 2009).
UMTV XI Berlín
Caracterizado por una premontaña controlada por la falla Mateares, con estructura asimétrica, con macropendiente oriental muy pronunciada y una macrovertiente occidental muy suave. Las altitudes oscilan entre 400 a 600 msnm, con pendientes entre 4 a 24°, con densidad de disección entre 60 a ≥ 140 m y orientación de laderas al norte y noreste. Litológicamente se encuentra constituida por flujos de detritos e ignimbritas de la Formación Las Sierras (Kutterolft et al. 2007).
Discusión y conclusiones
La zonación morfotectónico-volcánica del municipio Managua, en Nicaragua, fue elaborada bajo la aplicación del enfoque estructuro-geomorfológico del relieve y mediante la aplicación de los métodos del análisis morfoestructural (análisis de la orientación estructural del relieve, evaluación morfométrica integral de las categorías geomorfológicas, identificación e interpretación de los rasgos estructuro-geológicos, análisis de los morfoelementos lineales y anulares expresados en el relieve, análisis estructural correlativo con las relaciones litoestratigráficas del substrato e interpretación de los patrones estructurales de las redes hidrográficas), como soporte básico para la diferenciación regional, en este caso unidades morfotectónico-volcánicas.
Esta clasificación de carácter regional y su zonación morfotectónico-volcánica constituyen, desde el punto de vista científico, una visión geosistémica de la expresión de la estructura y constitución geológicas, y de la actividad neotectónica en la formación, consolidación y diferenciación del relieve tectónico-volcánico en el territorio managüense, reflejando la individualidad de cada una de sus doce unidades espaciales.
En este sentido, la zonación morfotectónico-volcánica goza de una significativa robustez holística, lo que permite comprender las relaciones espaciales entre la composición del substrato geológico, sus estructuras y deformaciones tectónicas, y su papel en la formación diferenciada del relieve, en condiciones genéticas complejas, relacionadas con el vulcanismo Cuaternario y reciente. La definición de estas doce unidades es un insumo de gran relevancia para el estudio de las amenazas sísmica, volcánica y aquéllas relacionadas con fenómenos hidrometeorológicos extremos, en diferentes escenarios de vulnerabilidad, así como para el diseño de programas vinculados a la gestión de riesgos.
De manera particular, la deforestación y los procesos erosivos han amplificado la respuesta hidrológica de las cuencas en Managua, sobre todo en sus porciones bajas. Estos aspectos se relacionan en gran medida con las UMTV, por lo que su análisis en el contexto de la vulnerabilidad por inundaciones, sus correspondientes afectaciones y la valoración económica de los daños potenciales tangibles provocados por una inundación son ejemplo claro de la relevancia del enfoque presentado en este trabajo (Velásquez, 2011).
