UNIVERSIDAD DE COSTA RICA FACULTAD DE CIENCIAS BÁSICAS ESCUELA CENTROAMERICANA DE GEOLOGÍA CURSO GEOLOGÍA DE CAMPO I G-4214 Una contribución a la geología de un sector en la localidad de Esparza, Puntarenas Profesor: Lic. Patrick Durán Leiva Jose Sequeira Arguedas Carnet: B16250 I Ciclo, 2016 2 Resumen Este informe de campo constituye la síntesis de los métodos empleados en campo durante las giras del curso de Geología de Campo I realizadas al sector del Pacífico Central, específicamente en el cantón de Esparza, así también abarca la interpretación acerca de los fenómenos geológicos que han actuado y actúan en la zona a lo largo de la escala de tiempo geológico, por medio del mapeo geológico y pertinente investigación bibliográfica sobre la geología de la zona. Desde un punto de vista geológico, la zona del Pacífico Central posee una deformación tectónica importante generada por esfuerzos transmitidos por la subducción entre las Placas Cocos y Caribe, los cuales presentan una expresión en superficie por medio de las Fallas Juanilama y Salinas, de tipo inversa, que se han encargado de levantar el basamento sedimentario miocénico constituido por la Formación Punta Carballo y que junto con agentes exógenos varios tanto marinos como fluviales principalmente, han dado origen a las unidades geomorfológicas actuales. Ante un panorama estratigráfico y estructural complejo, es necesario emplear los métodos disponibles para aclarar las discrepancias e inconsistencias geológicas que imperan en la zona, así también se recomiendan estudios más detallados enfatizando en las áreas de Sedimentología, Estratigrafía y Geología Estructural, ya que reconstrucciones geológicas y explicaciones detalladas en estas áreas trascienden el objetivo de este informe. 3 Tabla de Contenido I. Introducción ..................................................................................................................................... 4 I.I Ubicación Geográfica .................................................................................................................. 4 I.II Objetivos .................................................................................................................................... 5 I.III Equipos y métodos .................................................................................................................... 5 I.IV Clima y vegetación .................................................................................................................... 6 I.V Rutas de acceso .......................................................................................................................... 7 II. Geología Regional ............................................................................................................................ 7 III. Geología Local .............................................................................................................................. 10 IV. Geomorfología ............................................................................................................................. 15 V. Geología Estructural ...................................................................................................................... 19 VI. Discusión ...................................................................................................................................... 20 VII. Conclusiones ............................................................................................................................... 22 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ......................................................................................................... 24 Anexos ............................................................................................................................................... 26 Anexo I: Descripciones Petrográficas ............................................................................................ 26 Anexo II: Mapa de Afloramientos de la zona de estudio .............................................................. 27 Anexo III: Mapa Geomorfológico Pacífico central ......................................................................... 28 Anexo IV: Mapa Geológico de la zona de estudio ......................................................................... 29 Anexo V: Perfil Geológico de la zona de estudio (Perfil A – A’) .................................................... 30 4 I. Introducción I.I Ubicación Geográfica El área de estudio se localiza en el sector del Pacífico Central de Costa Rica, aproximadamente a 75 km al oeste de San José, en las cercanías de los poblados de Esparza, Caldera y Salinas en la provincia de Puntarenas. En detalle, el área de estudio consiste de al menos 7 km de ancho y 11 km de largo, la cual se ubica dentro de la hoja topográfica Barranca 1:50 000 del Instituto Geográfico Nacional (I.G.N), entre las coordenadas 457 000 - 465 000 E y 210 000-221 000 N Lambert Norte. Topográficamente la zona comprende planicies marino-costeras localizadas en el sector suroeste, un área de transición con acantilados marinos, valles fluviales drenados principalmente por los ríos Jesús María, Machuca y Barranca, mientras que hacia el sector noreste se localizan laderas de baja pendiente que por lo general no superan los 15°, escarpes fluviales y planicies concentradas en las localidades de Esparza y Juanilama. La figura 1 muestra en detalle la ubicación del área de estudio Fig. 1: Ubicación del área de estudio. El margen izquierdo muestra la topografía de la hoja Barranca en coordenadas Lambert. El margen derecho muestra la ubicación del área de estudio en la provincia de Puntarenas 5 I.II Objetivos Objetivo General Describir las principales unidades litológicas visitadas en campo correspondientes a la zona del Pacífico Central y alrededores con su respectiva estratigrafía local, interpretaciones e implicaciones respecto a fenómenos sedimentológicos y de geología estructural mediante el cartografiado geológico y antecedentes investigativos. Objetivos Específicos Definir las unidades litológicas locales de acuerdo a los afloramientos descritos en campo en base a descripciones petrográficas y correlación estratigráfica. Describir la estratigrafía local del área de estudio por medio del mapa geológico, perfiles topográficos-geológicos, observaciones de campo y columna estratigráfica local. Generar un mapa de afloramientos con los datos obtenidos en la libreta geológica, ubicación de afloramientos en el mapa de la zona, observaciones e interpretaciones sobre fenómenos geológicos y/o estructurales. Generar un mapa geomorfológico del área de estudio Generar un mapa y perfil geológico de la zona de estudio en base al mapa de afloramientos. Plantear una interpretación sobre la secuencia estratigráfica de las unidades litológicas definidas respecto al panorama geológico, sedimentológico, tectónico y estratigráfico en la zona de estudio. I.III Equipos y métodos Equipos En cuanto a la labor de campo se requirió del equipo geológico indispensable tales como la piqueta geológica, ácido clorhídrico al 10%, libreta geológica, brújula geológica, lápices varios, mapa de la zona de estudio a escala 1: 12 500, cinta métrica, además del equipo de seguridad indispensable para minimizar el riesgo como chaleco reflectivo y casco. Respecto a la labor de procesamiento de los datos de campo en ordenador, se requirió de software especializado en dibujo, software de manejo de datos en hojas de cálculo, editores de texto y sistemas de información geográfica (SIG). Métodos Respecto a los métodos empleados tanto en campo como en el procesamiento de la información: Ubicación de cada afloramiento en el mapa a escala 1: 12 500. Obtención de coordenadas Lambert. Descripción general respecto al aspecto del afloramiento en cuanto a vegetación, estructuras tectónicas, estratificación, entre otros. 6 Extracción de muestras con la piqueta geológica Obtención de buzamientos con la brújula geológica, en casos de poseer estratificación u otras estructuras de interés, principalmente en afloramientos de roca sedimentaria. Descripciones de la roca en base a criterios texturales, contenido fosilífero, laminación, color, alteraciones, contenido de fenocristales, entre otros. Interpretación y discusión de la litología y su relación con estructuras tectónicas, fenómenos estratigráficos, ambientes de depositación, edad, facies, entre otros. Digitación de bases de datos para procesar coordenadas, buzamientos y características de los afloramientos visitados en campo. Elaboración de perfiles geológicos e interpretación de la estratigrafía local. Agrupamiento de afloramientos en unidades litológicas locales en base a criterios texturales, paleontológicos, color, entre otros. Elaboración de un mapa de afloramientos en un SIG. Elaboración de una columna estratigráfica local Revisión bibliográfica respecto a los ámbitos de clima y vegetación de la zona de estudio Revisión bibliográfica preliminar para afinar las descripciones por unidad litológica, además de aspectos como edad, fallas, pliegues que pueden alterar la secuencia. Descripción de cada unidad litológica local con su respectiva localidad tipo, relaciones estratigráficas, espesor, edad entre otros. Elaboración de un mapa geomorfológico por medio de un SIG. Elaboración de un mapa geológico I.IV Clima y vegetación El clima del área de estudio se clasifica dentro de la región climática Pacífico norte, específicamente dentro de la subregión climática de la cuenca baja de los ríos Tárcoles y Barranca, la cual abarca los poblados de Miramar, Esparza, Orotina y Tárcoles. El clima imperante en la zona es tropical con estación seca, la cual se extiende de tres a cinco meses. La temperatura media es de 25 °C, una amplitud de oscilación de temperatura de 8,3 °C. Los índices de precipitación oscilan de 2500 a 3000 mm anuales, debido a estos valores elevados de precipitación se consideran las lluvias de tipo monzónicas, en la cual se tienen en promedio 166 días de lluvia al año. Adicionalmente, el ingreso de humedad y elementos topográficos como la cordillera de Tilarán provocan aumentos en la humedad atmosférica disponible. El mes más lluvioso es Octubre, donde se registran precipitaciones superiores a 200 mm. Recientemente, la zona se ha visto influenciada por el fenómeno ENOS, el cual ha generado disminución en la precipitación anual de hasta 26% e incrementos de temperatura de hasta 1 °C (IMN, 2008; Solano, 1996). Respecto a la vegetación, la misma se clasifica como bosque seco tropical predominante a lo largo de la región climática, donde se presentan transiciones menores de bosque húmedo en sitios donde las temperaturas son menores a la temperatura media de 25 °C. En relación a la vegetación, predominan suelos tipo latosoles, planosoles y regasoles, con poco humus, colores rojizos, amarillentos, material rocoso disgregado y espesores considerables de arcilla (Solano, 1996). 7 I.V Rutas de acceso Para acceder al sitio se debe tomar la ruta nacional 27, denominada como la carretera José Ma Castro Madriz a la cual se accede desde el sector de la ciudad de San José, especificamente en las intermediaciones de La Sabana. En las cercanías del kilómetro 74 se debe tomar el cruce hacia la ruta nacional 622, que comunica los poblados de Salinas, Juanilama y Esparza. Opcionalmente se puede tomar la vía nacional 1 conocida como la Interamericana norte que comunica el sector de Esparza con San Ramón, Grecia, Alajuela y que al igual que la ruta 27, se accede en las cercanías de La Sabana en San José, sin embargo el periodo de viaje puede ser sensiblemente mayor por esta vía. Una vez en las cecanías de Salinas, Juanilama y Artieda de Esparza, es necesario tomar caminos vecinales no pavimentados, los cuales se encuentran en condiciones apropiadas para el paso vehícular y están comunicados con la ruta 622; sin embargo, los caminos son estrechos y en algunos sitios presentan pendientes pronunciadas. Para acceder a los afloramientos se requiere de un vehículo con doble tracción en perfecto estado, debido a que ciertos caminos vecinales presentan pendientes elevadas y material suelto como gravas que podrían generar incovenientes en el acceso. II. Geología Regional La geología de la zona se compone por un basamento sedimentario constituido por la Formación Roca Carballo, que sobreyace el denominado Complejo de Nicoya, una serie de rocas extrusivas, intrusivas y sedimentarias del Cretácico; sin embargo para los alcances de esta investigación este Complejo se excluyó, enfatizando en el basamento sedimentario del Mioceno mencionado, Grupo Aguacate del Mioceno-Plioceno y en Formaciones sobreyacientes como Tivives, Orotina, Esparta datadas del Pleistoceno así como sedimentos recientes, entre los que sobresalen Terrazas Holocénicas, Aluviones y Manglares del Cuaternario. Formación Punta Carballo Definida inicialmente por McDonald (1920), el cual denominó la formación como una serie de areniscas y calizas de Punta Carballo. Madrigal (1970) define un Miembro inferior conocido como Mata de Limón y otro superior conocido como Roca Carballo; sin embargo, la determinación de la secuencia estratigráfica de estos miembros se complica, ya que Fischer (1981) plantea que el entonces miembro Mata Limón sobreyace al miembro Roca Carballo. Kuijpers (1979), retoma los postulados de Madrigal (1970) y logra realizar un análisis estratigráfico detallado, determinando que el entonces Miembro Mata Limón es sobreyacido por el miembro Roca Carballo. Posteriormente Laurito (1988a) define el Miembro Caletas como parte de la Formación Punta Carballo. Sin embargo, a pesar de las tesis planteadas el Miembro Mata Limón dejó de ser parte de la Formación Punta Carballo, ya que Sprechmann et al. (1994), proponen elevar al miembro de Mata Limón como una formación independiente del Miembro Roca Carballo. Denyer et al. (2003) señalan que en base al trabajo realizado por la escuela Centroamericana de Geología en el curso de Campo II, es posible mencionar que tanto Madrigal (1970) y Kuijpers (1979), estaban en lo correcto al afirmar que el miembro Roca Carballo sobreyace al miembro Mata Limón, asimismo reafirman que el miembro Roca Carballo está sobreyacido por sedimentos de origen continental y estos sedimentos colmatados pertenecen al miembro Paires. La Formación Punta Carballo se haya constituida por rocas siliciclásticas tales como areniscas finas, medias y gruesas, así 8 también es posible encontrar aflorando lutitas, conglomerados, brechas. Este miembro fue datado con una edad entre Mioceno Inferior-Medio y Superior, en base a datación con moluscos y foraminíferos (Aguilar & Linkimer, 2000). Esta formación se constituye por cuatro miembros los cuales son, en orden estratigráfico del más antiguo al más reciente: Miembro Icaco, Miembro Mata Limón, Miembro Roca Carballo y el Miembro Icaco. Miembro Icaco Denyer et al. (2003) definen el Miembro Icaco como una intercalación de areniscas gruesas con foraminíferos planctónicos y lutitas de color gris, areniscas gruesas verdes con tubos abundantes del tipo Thalassinoides y algunos lentes de conglomerados con clastos milimétricos y escasas areniscas brechosas. Además, este autor define a este miembro aflorando entre Playa Icaco y Tivives, con unos 7 metros de espesor, asignándole una edad de Mioceno Inferior, depositada en un Paleoambiente de depositación litoral somero de alta energía. Este miembro posee un contacto superior con el Miembro Mata Limón, por medio de la existencia de tobas de lapilli acrecional y xilópalos. También se encuentran areniscas con laminación cruzada, paralela e icnofósiles. Este miembro es sobreyacido concordantemente por los Miembros Paires, Mata Limón y Roca Carballo (Denyer et al., 2003). Miembro Mata Limón Se denominó inicialmente como un miembro en base a los aportes de Madrigal (1970) y posteriormente Sprechmann et al. (1994) la elevaron al rango de formación ya que se extiende aflorando en un área considerable. Aguilar & Linkimer (2000) la definen como parte de la Cuenca Tárcoles, la cual se halla constituida por areniscas verdes, brechas y arcillas de color violeta denominadas como tobitas, esporádicamente con intercalaciones de conglomerados depositados en ambientes continentales y fluviales. Esta formación aflora a lo largo de la carretera nacional 27, en los acantilados entre Caldera y Punta Corralillo con la presencia de paleocanales y fallas de tipo normal, posiblemente asociadas a cizallamiento. Por otra parte, Denyer et al. (2003) con base en los aportes hechos por Madrigal (1970), Kuijpers (1979) y Laurito (1988ª, b), se refieren a los constituyentes de esta formación como rocas volcaniclásticas, como areniscas, tobitas de grano fino y limolitas rojas, moradas, blancas así como ignimbritas y tobas de lapilli acrecional, ocasionalmente con xilópalos. También detallan las areniscas y limolitas de la formación con estructuras sedimentarias como laminación cruzada, paralela y ondulada, con presencia de bioturbaciones de Ophiomorfa nodosa; la depositación de clastos volcánicos se atribuye a debris flow en un ambiente continental aluvial, mientras que Laurito (1988a, b) asocia el génesis de la formación con un abanico deltaico mareal. Denyer et al. (2003) definen la edad como Mioceno Inferior, con un contacto transicional con el Miembro Roca Carballo, en un ambiente marino transgresivo. Miembro Roca Carballo Madrigal (1970) lo ubica aflorando en acantilados al oeste de Caldera. Kuijpers (1979) describe niveles de tobitas vítreas con concentraciones de fósiles y estructuras sedimentarias con laminación paralela, estratificación cruzada y ondulada con presencia de bioturbación en trazas fósiles del tipo Ophiomorfa nodosa y Thalassinoides, asimismo el mimbro posee clastos de lavas andesíticas, cristales libres de plagioclasa, fragmentos de troncos y fósiles del Filo Molusca. Este autor estima un 9 espesor de 65 metros. Denyer et al. (2003), aclaran la presencia de las Facies Río Paires con areniscas gris verdosas con foraminíferos, la Facies Doña Ana compuesta por areniscas gris verdosas con abundantes restos de fósiles como moluscos y la Facies Caldera con areniscas volcaniclásticas de grano medio con intercalaciones de conglomerados y areniscas conglomerádicas con abundante materia orgánica vegetal y valvas sueltas, posiblemente alóctonas; asimismo este autor considera el contacto inferior de tipo transicional con la Formación Mata Limón, aflorante en la Hoja Barranca y con un ambiente de sedimentación de bahía interna, hasta estuario submareal, y basándose en investigaciones previas existe una transgresión marina en la parte inferior de la secuencia sedimentaria en un ambiente de depositación cada vez más somero, terminando la secuencia estratigráfica en ambientes continentales, identificables por la presencia de tobitas, xilópalos y demás clastos continentales. Se estima una edad de Mioceno Inferior al Mioceno Medio (Laurito, 1988a; Laurito, 1988b); Kuijpers, 1979). Miembro Paires El miembro Paires fue depositado en un ambiente marino a continental complejo, sobreyaciendo concordantemente el Miembro Roca Carballo en forma inferida, Icaco y Mata Limón, así también es sobreyacido por vulcanitas del Grupo Aguacate. Este miembro se haya constituido por tobitas y brechas violáceas a verdosas con una matriz de ceniza, en las que se identifica una predominancia en ambientes de inundación y sedimentación continentales por medio de aluviones y una fuerte influencia volcánica del Grupo Aguacate. Se estima una edad de Mioceno Superior, con las localidades tipo en el cauce alto del río Paires, río Jesús María y Surubres (Denyer et al., 2003). Grupo Aguacate Separada por tres diferenciaciones petrográficas. La primera consiste de andesitas clinopiroxénicas con textura seriada, la segunda consiste de lavas basálticas ricas en olivino con textura seriada y la tercera son brechas métricas autoclásticas. Son comunes las alteraciones hidrotermales por silicificación y propilitización (Campo II, 1998). Sobreyacen discordantemente la Formación Punta Carballo y a su vez es sobreyacida discordantemente por las Formaciones Tivives, Orotina y Esparta. Se encuentra aflorando a lo largo de la carretera a Esparza y en el río Surubres con una localidad tipo en los cerros del Aguacate de San Mateo, Orotina y Atenas. Su formación se asocia al vulcanismo de un arco volcánico con coladas de lava y piroclastos, con una edad Mioceno terminal hasta Plioceno (Denyer et al., 2003). Respecto a la locación de este grupo volcánico, resulta relevante para este estudio ya que la estratigrafía del Pacífico Central presenta una fuerte influencia de este complejo volcánico y por ende es posible hallar sedimentos, rellenos de paleocanales, aluviones y demás compuestos por detritos procedentes de esta formación; sin embargo, la localidad tipo se ubica a varios kilómetros hacia el noreste del área de estudio. Formación Tivives Denominada formalmente por Madrigal (1970), el cual señala la localidad tipo en la desembocadura del río Jesús María, con un espesor aproximado de 100 m. Consiste de brechas volcánicas con clastos de lavas andesíticas y clastos ignimbríticos de tamaño centimétrico a métricos, inmersos en una matriz de detritos volcánicos y cristales tamaño ceniza de plagioclasa, anfíboles, cuarzo, micas, fiamez y pómez, con deformación plástica. Sobreyace discordantemente la 10 Formación Roca Carballo y al Grupo Aguacate (Denyer et al., 2003). El ambiente de depositación se asocia a debris flow o lahar, el cual se hace evidente por la presencia de estructuras en mosaico, megabloques, bloques estratificados deformados y no deformados, los cuales se relacionan con etapas tempranas del vulcanismo de la Cordillera Central en su facies distal (Madrigal, 1970). Abarca la mayor área de la hoja topográfica Barranca. Formación Orotina Definida por Dengo (1961) y modificada por Denyer et al. (2003), pues eliminan la parte superior sugerida inicialmente en base a las dataciones realizadas por Marshall (2000). Dengo (1961) ubica la localidad tipo en los ríos Jesús María y Machuca. La formación consiste de ignimbritas de color gris azulado con fiamez de vidrio tipo obsidiana, bombas escoriáceas negras de tamaño centimétrico, clastos de pómez alargados inmersos en una matriz de detritos fina (cenizas) con cristales de plagioclasa y piroxenos, adicionalmente con un espesor máximo de 42 m en el sector de Hacienda Vieja. Sobreyace discordantemente la Formación Roca Carballo y el Grupo Aguacate, y a su vez es sobreyacida discordantemente por la Formación Esparta (Pérez, 2000). Se asigna una edad aproximada de 400 000 años, en base a dataciones radiométricas (Marshall, 2000). Formación Esparta Definida formalmente por Madrigal (1970), el cual ubica la localidad tipo en las cercanías del poblado de Esparza. Se halla constituida por clastos centimétricos angulosos con un diámetro máximo de 50 cm compuestos por andesitas porfiríticas con megacristales de plagioclasa, piroxeno, cuarzo y clastos de tobas, inmersos en una matriz arcillosa marrón a rojiza en una abundancia relativa de 70%. El espesor máximo de la formación alcanza los 50 m, aunque es posible localizar afloramientos de 1 m de espesor (Denyer et al., 2003). Sobreyace discordantemente la Formación Roca Carballo, Tivives y Orotina, representando dos terrazas aluviales denominadas como “planicies de erosión en proceso de erosión”. Respecto al ambiente de depositación, se interpreta como un depósito hiperconcentrado hasta un debris flow (Campo II, 1997). Con base en dataciones radiométricas se estima una edad entre 100 ka a 200 ka para el nivel inferior y entre 60 ka a 125 ka para el nivel superior (Marshall, 2000). Terrazas aluviales Holocénicas Consiste de terrazas de depositación fluvial en los márgenes del río Barranca a unos 80 m por encima del cauce del río., asociadas a rejuvenecimiento de la red fluvial de la zona con clastos centimétricos a métricos de lavas del Grupo Aguacate (Marshall, 2000). Aluviones y Manglares Consiste de depósitos aluviales extendidos en la desembocadura del río Barranca y Jesús María de varios kilómetros cuadrados de extensión, los cuales forman manglares o llanuras fluvio-costeras de inundación (Denyer et al., 2003). III. Geología Local Entre las rocas aflorantes en la zona de estudio se encuentran secuencias sedimentarias con aporte volcánico, continental y marino, así también rocas piroclásticas indiferenciadas y depósitos 11 fluviales recientes. La figura 2 muestra la estratigrafía local, según patrones de estratificación y correlaciones observadas en campo; además el Anexo IV muestra el cartografiado de las unidades geológicas locales y el Anexo V brinda un perfil geológico (Perfil A – A’). Fig. 2: Columna cronoestratigráfica local Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales Esta unidad aflora en el sector oeste y suroeste del área de estudio, específicamente en los cortes de la carretera nacional 622 y caminos vecinales aledaños en las cercanías de Salinas y Artieda, además de algunos afloramientos localizados en quebradas cercanas. Esta secuencia junto a la unidad de areniscas y lutitas fosilíferas constituyen el basamento local de la zona, el cual consiste de areniscas medias a finas y tobitas violáceas con intercalaciones de areniscas brechosas con clastos centimétricos, depósitos menores de ignimbritas, brechas de color violeta a grisáceo, las cuales presentan diaclasamiento intenso, un alto grado de fisibilidad y pátinas de alteración rojizas. Generalmente la secuencia presenta estratificación y alteraciones por tectonismo, la cual se hace evidente en rasgos geomorfológicos, variaciones abruptas en la dirección y ángulo de buzamiento, el cual varía entre noroeste y sureste, con ángulos de 14° a 59°. Se atribuye a procesos de depositación intensa de material volcánico de origen continental, pues las rocas presentan cemento silíceo y clastos de lavas alteradas, producto de la actividad de volcanes relictos aledaños, posiblemente pertenecientes al Grupo volcánico del Aguacate. Esta unidad constituye el basamento local, por lo que es sobreyacida por el resto de unidades definidas, salvo la unidad de areniscas y lutitas 12 fosilíferas, que se encuentra en una posible interdigitación por eventos transgresivos complejos, pues en el área se encuentran alternancias estratigráficas entre estas dos unidades, la cual aparte de fenómenos tectónicos inferidos se puede asociar a complejos ambientes de depositación (Fig. 2). Kuiperjs (1979) clasifica el ambiente de depositación como aluvial con ríos entrelazados y fuerte aporte volcánico, mientras que Laurito (1988) lo denomina como un abanico deltaico mareal. Debido a similitudes texturales, litológicas, color, localidad tipo y orientación esta unidad se correlaciona con la Formación Mata Limón, la cual se depositó en ambientes fluviales y continentales, con una edad inferida del Mioceno Medio a Superior (Linkimer & Alvarado, 2000; Fisher, 1981). El espesor estimado es de 300 m, debido a que la secuencia es afectada severamente por plegamiento este espesor es inferido (Denyer et al., 2003). Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura Consiste de una secuencia de areniscas oscuras aflorantes en la quebrada Cura, unos 2 km al sur del poblado de Esparza, sin embargo también se encuentran aflorando en cortes de la carretera que comunica Artieda con Esparza, especialmente en sectores aledaños a la quebrada Cura. La secuencia se constituye por areniscas finas y lutitas de color negro a gris verdoso oscuro con intercalaciones menores de areniscas medias y brechas con fósiles autóctonos de bivalvos e indicios de bioturbación. Tanto las areniscas y lutitas presentan cemento calcáreo, lo cual infiere junto con el contenido fosilífero y textura de la roca, un ambiente de depositación marino de tipo estuarino. Al igual que la Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales, estas rocas detríticas constituyen el basamento local y se hallan en un contacto interdigitado asociado a complejas condiciones de depositación y eventos transgresivos contemporáneos a la actividad volcánica del Grupo Aguacate del Mioceno (Madrigal, 1970). Sin embargo, con base en criterios de buzamiento y orientación es posible inferir que esta unidad sobreyace parcialmente la Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales, a pesar de que la secuencia se encuentra plegada y es levantada por un sistema de fallas inversas (Anexo 5). Esta unidad a su vez, es sobreyacida concordantemente por la Unidad de Areniscas Amarillentas de Juanilama, y así también sobreyacen discordantemente las Ignimbritas de Artieda y sedimentos recientes conformados por la Unidad de Terrazas Fluviales de Esparza (Fig. 2). Con base en el contenido fosilífero, interpretaciones sobre ambientes de depositación, textura de la roca y color se correlaciona esta unidad con el miembro Roca Carballo definido formalmente por Kuijpers (1979), el cual considera secuencias de areniscas finas y oscuras con laminaciones varias, aflorantes al oeste del poblado de Caldera. Otros autores detallan la presencia del fósil de bivalvo Nuculana fundationis en areniscas del río Esparza, que permite mayores indicios para la correlación litológica local con las unidades regionales definidas (Fisher & Aguilar, 1995). Inicialmente se reporta un espesor de 65 m en la localidad tipo; sin embargo, posteriormente otros autores contemplan afloramientos cercanos al río Paires lo cual brinda un espesor aproximado de 300 m (Madrigal, 1970; Denyer et al., 2003). El Miembro Roca Carballo posee un contacto inferior transicional con la Formación Mata Limón, siendo sobreyacido por el Miembro Paires, y se ha estimado una edad Mioceno Inferior a Medio y un ambiente de depositación marino de tipo bahía interna hasta estuarino submareal (Kuijpers, 1979; Laurito, 1988; Fisher & Aguilar, 1995). 13 Unidad de Areniscas Amarillentas de Juanilama Esta unidad de rocas aflora en los cortes de los caminos vecinales que comunican los poblados de Artieda con Juanilama y Juanilama con Esparza. Específicamente, se localiza a 1,5 km al suroeste del sector occidental de la ciudad de Esparza, principalmente hacia el margen sur del río Cura. Consiste de areniscas finas y lutitas de color amarillo tenue a blancuzco con cemento silíceo e intercalaciones menores de conglomerados, además fósiles de bivalvos, xilópalos y pátinas de alteración color naranja a rojizo. La unidad presenta indicios de tectonismo, ya que por lo general, las rocas presentan diaclasamiento, variaciones abruptas de buzamiento, alteración y pliegues de escala mesoscópica, asociados a posibles fallas inversas. Entre las alteraciones más comunes se encuentra la meteorización esferoidal de las areniscas, que genera diaclasamiento, disolución y pátinas de alteración rojizas a marrones asociadas a oxidación de feldespatos y máficos. Los fósiles no son comunes en la unidad, solo se hallan relegados a algunos afloramientos, ya que con base en criterios texturales, tipo de cemento, en este caso silíceo y afloramientos de conglomerados de origen volcánico con feldespatos alterados, se asocia la depositación sedimentaria con un moderado aporte volcánico, posiblemente producto de la actividad del Grupo Aguacate y por tanto se denominan las areniscas como volcaniclásticas. Estratigráficamente, esta unidad sobreyace concordantemente la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura y la Unidad de Areniscas Medias, Brechas y Tobitas con Facies Continentales, así también es sobreyacida discordantemente por la Unidad de Ignimbritas de Artieda y por la Unidad de Terrazas Fluviales de Esparza. La relación estratigráfica entre esta unidad y las Terrazas Fluviales de Esparza es compleja, ya que a pesar de que no se hallan indicios de contacto, se debe considerar la edad y relaciones estratigráficas definidas anteriormente, entre la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura y la Unidad de Terrazas Fluviales de Esparza, por lo que con base en estos indicios esta unidad es subyacida discordantemente por estos sedimentos recientes (Terrazas Fluviales). Con base a criterios de litología y estratigráficos, esta unidad se correlaciona con el Miembro Paires, perteneciente a la Formación Punta Carballo, definido por Denyer et al. (2003). Unidad de Ignimbritas de Artieda Constituida por una serie de rocas piroclásticas aflorantes en el distrito de Artieda de Esparza, en el sector oeste del área de estudio. Específicamente, se hallan afloramientos de la unidad en cortes de los caminos vecinales que comunica Artieda con Salinas y Juanilama. Consiste de rocas piroclásticas de flujo con líticos en un 5 %, cristales de plagioclasa en un 5 %, pómez en un 3 % y fiamez de 2,5 x 0,8 cm en un 5 %, en una matriz gris violácea de ceniza. Microscópicamente, se denomina la roca como una toba de flujo de ceniza vítrea con fragmentos líticos subangulosos en un 12 %, cristales libres de plagioclasa en un 11 %, 17 % de vesículas y 62 % de matriz compuesta por ceniza de vidrio sideromelana (Anexo I). Estratigráficamente, esta unidad sobreyace discordantemente el basamento sedimentario local constituido por la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura y la Unidad de Areniscas Medias, Brechas y Tobitas con Facies Continentales, asimismo también sobreyace discordantemente la Unidad de Areniscas Amarillentas de Juanilama. La relación con las terrazas de Esparza es indeterminada, aunque en edad absoluta debe ser más antigua que estos depósitos fluviales recientes aflorantes en el margen norte del río Cura, sin embargo por falta de indicios en campo tal hipótesis no puede afirmarse (Fig. 2). Con base 14 en el cartografiado disponible, se estima un espesor de al menos 50 m, tomando dos afloramientos conocidos; sin embargo, el espesor puede ser mayor y variable dependiendo de las características del flujo piroclástico, topografía sobre la que se depositó y las distintas facies de soldamiento. Geomorfológicamente esta unidad litológica genera planicies o mesetas, ocasionadas por el relleno de la superficie durante la depositación del flujo piroclástico (Anexo III). En base a los criterios de ubicación, similitudes litológicas y geomorfológicas se correlaciona las rocas de esta unidad con el flujo piroclástico de la Formación Orotina datada con 400 ka, en base a dataciones radiométricas (Marshall, 2000). Unidad de Terrazas Fluviales de Esparza Consiste de depósitos recientes principalmente de origen fluvial, que afloran en gran parte del sector occidental de la ciudad de Esparza y que se extienden por más de 1 km al sur hasta las cercanías de la quebrada Cura. Se compone por bloques redondeados y subangulosos decimétricos a centimétricos de origen ígneo, donde resaltan cristales de feldespato, piroxenos y anfíboles, además de clastos sedimentarios de lutitas negras con cemento calcáreo y contacto puntual, inmersos en una matriz limosa color rojo a amarillento. De acuerdo a la distribución de bloques e imbricación, se determina una paleocorriente con orientación hacia el oeste, lo cual adicionado al hallazgo de clastos sedimentarios retrabajados permite inferir un aporte continental en la depositación de las terrazas. La granulometría disminuye sensiblemente hacia el este, lo cual se puede asociar a niveles distintos en las terrazas por fenómenos de variación en depositación fluvial y marina, erosión diferencial, además de levantamientos por fallas inversas, que explica cómo es posible que se hallen clastos de rocas detríticas de ambientes marinos inmersas en depósitos aluviales. Esta unidad sobreyace discordantemente el basamento sedimentario local compuesto por la unidad de areniscas y lutitas fosilíferas principalmente, por lo que también sobreyace la unidad de tobitas y areniscas violáceas, aunque no se hallaron evidencias relevantes del contacto o relación estratigráfica entre estas unidades. Respecto a la relación estratigráfica con la unidad de ignimbritas de Artieda, no se tienen evidencias claras para correlacionar la secuencia entre unidades, a pesar de que estos depósitos fluviales deberían ser más recientes, debido a su poca resistencia a la denudación (Fig. 2). Geomorfológicamente, esta unidad genera pendientes suaves extendidas en gran parte de la ciudad de Esparza, que por lo general no superan los 5° y con al menos dos escarpes que permiten diferenciar niveles en las terrazas. Los espesores estimados con el cartografiado disponible brinda 30 m, cerca del sector oeste de Esparza (Anexo III). Con base en criterios geomorfológicos y características litológicas de los depósitos, se correlaciona esta unidad con la Formación Esparta definida inicialmente por Madrigal (1970) como una serie de depósitos aluviales dispuestos en dos niveles de terrazas compuestas por clastos decimétricos de lavas y tobas en una matriz limosa marrón a rojiza, con un espesor máximo de 50 m (Denyer et al., 2003). La edad de la formación ha sido estimada con dataciones radiométricas, que brindan 100 ka hasta 200 ka para el nivel inferior y entre 60 ka a 125 ka para el nivel superior (Marshall, 2000). El anexo II brinda el mapa con los afloramientos, buzamientos y la distribución de las cinco unidades litológicas del área de estudio, en base a las observaciones hechas en campo y posteriores interpretaciones. 15 IV. Geomorfología Esta zona se caracteriza por poseer una influencia de factores denudacionales y endógenos, como una marcada influencia tectónica que han actuado a lo largo del tiempo geológico reciente, del Mioceno al Reciente; por lo que las unidades geomorfológicas que se encuentran en el área de estudio presentan influencia marina, fluvial, estructural y volcánica (ver Anexo III). Formas de origen Marino Planicie Fluvio-Costera (M18) Morfografía: Consiste de una planicie en forma elipsoidal ubicada en las cercanías del poblado de Mata Limón y salinas en la provincia de Puntarenas, donde se da influencia marina y fluvial, en el denominado estero de Mata Limón. Se halla delimitada hacia el NE por formas de origen estructural como los escarpes de mesa y laderas denudacionales varias; sin embargo esta unidad se extiende hacia el SW hasta Playa Caldera. Morfometría: Presenta un área aproximada de 0,5 km2 con pendientes cercanas a 1°. La unidad presenta un patrón de drenaje dendrítico a trenzado recorrido por la quebrada Barbudal y Cambalache. Litología: Debido a que la unidad presenta influencia tanto fluvial como marina, se halla constituida por sedimentos recientes como aluviones y manglares (Denyer et al., 2003). Morfogénesis: Esta unidad topográficamente y geológicamente se constituye como la zona de transición de un ambiente continental-fluvial hacia ambientes de más energía o marinos someros. Presenta indicios de una fuerte influencia marina, en especial con la transición mareal y depositación fluvial del sistema de drenaje de la zona, ya que es delimitada por formas estructurales, es posible que el levantamiento de la mesa sedimentaria por fallamiento inverso, adicionado a una posterior denudación por oleaje y agentes fluviales hayan producido el retroceso de la mesa y la planicie de transición actual. Formas de origen Fluvial Terrazas Fluviales (F6) Morfografía: Se localizan en el sector norte del área de estudio, constituyendo al menos el 40 % del área de estudio. Presenta una forma rectangular y se localiza a lo largo del poblado de Esparza a partir de la curva de nivel de 80 m.s.n.m y es delimitada por el río Esparza y varios de sus afluentes, pues este limita la unidad con las unidades de laderas denudacionales. Morfometría: Posee un área de al menos 6,5 km2 con pendientes que oscilan los 3° en la zona superior de las terrazas, alcanzando los 27° en los escarpes aledaños al Río Esparza. La unidad presenta un patrón de drenaje subparalelo que drena hacia la costa, constituyendo afluentes del Río Esparza. El ancho máximo alcanza los 2 km en el sector más oriental del área de estudio. Litología: Según observaciones de campo, la unidad se halla constituida por sedimentos recientes producto de la actividad volcánica del Mioceno, clastos angulosos a redondeados de lavas y clastos redondeados de areniscas con cemento calcáreo inmersos en una matriz de limo arcilloso color marrón. Morfogénesis: Debido a que la unidad presenta una marcada influencia fluvial y su locación topográfica, es posible determinar que los depósitos se distribuyeron sobre la topografía existente producto del transporte fluvial, retrabajando clastos de lavas, piroclastos varios y areniscas, pues 16 evidencias como la imbricación permiten determinar que algún paleocauce poseía un flujo orientado hacia el oeste, justo como se orienta el flujo del sistema de drenaje actual. Planicie Fluvial (F4) Morfografía: Esta unidad se localiza disectada y orientada en el margen sureste del área de estudio, siendo limitada por la unidad de laderas denudacionales y por la unidad de mesa estructural. Se trata de dos planicies con forma irregular cuya área no supera 1 km2 ubicadas de la curva de nivel de 0 a la curva de 20 m.s.n.m. Morfometría: Posee un área que no supera 1 km2 y las pendientes de la unidad no superan los 3°. El patrón de drenaje es subparalelo, pues los cauces desembocan en el Río Jesús María que recorre la unidad hacia la unidad de planicies fluvio-costeras. Este río presenta un cauce sinuoso meándrico por lo que es posible hallar meandros abandonados y barras. Litología: Se constituye por sedimentos recientes como aluviones, constituidos por fragmentos de lavas y piroclastos principalmente, transportados desde río arriba y pertenecientes a litologías ígneas aledañas (Denyer et al., 2003). Morfogénesis: Esta unidad debe su génesis a factores exógenos que han producido el retroceso de formas estructurales, y que actualmente constituyen el sistema de drenaje de la zona, depositando a lo largo del cauce sedimentos varios. Valle Fluvial (F12) Morfografía: Se constituye por los cauces de ríos del sistema de drenaje de la zona de estudio desde la localidad de Esparza en el norte hasta la localidad de Salinas en el sur, tales como el Río Esparza, Quebrada Barbudal, Río Paires y Quebrada Honda como los más relevantes. Se clasifican como valles pues son cauces con un ancho inferior en comparación con la unidad de planicie fluvial, siendo limitada por laderas denudacionales y terrazas fluviales principalmente, hallándose ampliamente disectada. Morfometría: El ancho de la unidad no supera los 100 m; sin embargo las longitudes de la unidad van desde los 1000 m hasta los 5000 m. Localizados desde las curvas de nivel de 200 m hasta los 0 m.s.n.m. El patrón de drenaje varía de dendrítico a subparalelo. Litología: Se constituye por sedimentos recientes producto del arrastre de fragmentos por transporte fluvial principalmente, aunque debido al aspecto denudacional que implica el sistema de drenaje es posible que afloren las unidades de tobitas, areniscas de la Formación Punta Carballo. Morfogénesis: Debido a la naturaleza de la unidad, su génesis se asocia con la denudación de la litología presente, constituyendo el sistema de drenaje de la zona. Formas de origen Estructural Cerros Aislados (S10) Morfografía: Se constituye de cerros disectados de la mesa estructural que presentan un área circular ubicada en el margen oeste del área de estudio, la cual es limitada por la Quebrada Barbudal y por las unidades de laderas denudacionales, mesa y escarpe de mesa. Morfometría: Presenta un diámetro de 300 m y un área de 0,07 km2. Las pendientes de la unidad son de 15°, pues va de la curva de nivel de 20 m hasta la de 100 m.s.n.m. El patrón de drenaje es radial. 17 Litología: Se constituye por las areniscas, brechas y tobitas del Miembro Mata Limón, con una marcada influencia de vulcanismo continental (Denyer et al., 2003) Morfogénesis: Su origen se debe a una disección por agentes fluviales de la forma madre, constituida por la mesa estructural. El modelado de la forma puede deberse a erosión y también a factores tectónicos, pues la zona se ve influenciada por un sistema de fallas inversas principalmente. Mesa (S5) Morfografía: Constituye la unidad estructural más relevante y evidente de la zona, la cual se localiza en el margen sur del área de estudio en la localidad de Salinas, entre las curvas de nivel de 140 m a los 180 m.s.n.m. Es limitada por la unidad de escarpe de mesa, valles fluviales y por laderas denudacionales, principalmente a una escala mayor a la utilizada en esta investigación es limitada y disectada por los ríos Jesús María, Barranca y por la Quebrada Barbudal. Morfometría: Posee un área de al menos 2,5 km2, alcanzando un ancho máximo de 1,1 km. Las pendientes de la unidad no superan los 5° ya que por lo general los escarpes aledaños se clasifican como una unidad aparte. El patrón de drenaje de la unidad varía de radial a paralelo. Litología: Se compone por rocas de la Formación Tivives y Mata Limón, principalmente areniscas finas a medias, tobitas de color violeta y brechas volcánicas con clastos de lavas y tobas vítreas con fiamez. Morfogénesis: Debido a la naturaleza de la unidad, debe su génesis a factores endógenos, pues correlacionando con fallas inversas de la zona, es posible afirmar que la secuencia sedimentaria de la Formaciones Punta Carballo y Tivives fue levantada y plegada, generando mesetas con escarpes abruptos con ángulos de pendiente mayores a 25°. Además, la disección y retroceso de la mesa se debe a factores denudacionales, principalmente los agentes hídricos representados por el sistema de drenaje. Escarpe de Mesa (S5a) Morfografía: Consiste de las laderas abruptas aledañas a la unidad de mesa estructural, por lo que la orientación espacial es prácticamente la misma, a excepción de la elevación topográfica pues la unidad se ubica de la curva de nivel de 10 m a los 140 m.s.n.m. Morfometría: El atributo más relevante son las pendientes, ya que las mismas oscilan desde los 20° hasta los 35°. Presentan un patrón de drenaje paralelo, pues los cauces discurren hasta encontrar cuerpo hídrico de orden mayor. El ancho máximo de la unidad es de 700 m mientras que el área de la zona supera los 2 km2. Litología: Debido a que esta unidad está intrínsecamente relacionada con la unidad de mesa estructural, la litología es la misma. Morfogénesis: Su génesis es el mismo que la unidad de mesa estructural, salvo que esta unidad es la que se erosiona a una tasa notoriamente mayor, debido a que el sistema de drenaje encuentra escarpes por los cuales discurrir generando un mayor arrastre y denudación. Formas de origen Denudacional Laderas Denudacionales de Baja Pendiente (< 10°) (D1) Morfografía: Dentro las unidades de origen denudacional, esta es la unidad de proporciones mayores. Se localiza distribuida y disectada ampliamente en el sector central a sureste del área de estudio. Se halla delimitada por las Unidades de Laderas Denudacionales de moderada y alta 18 pendiente, además de la Unidad de Valles Fluviales y la Unidad de Planicie Ignimbrítica. Topográficamente, se halla entre las curvas de nivel de 100 m hasta los 210 m.s.n.m, con formas irregulares dependientes de la topografía. Morfometría: Debido a que se clasifican las laderas denudacionales por pendiente, esta unidad presenta laderas de pendiente cercana a 1° hasta los 10°. Presenta un área mínima de 0,4 km2 y un área máxima de 5 km2, además de patrones de drenaje de tipo paralelo a dendrítico. El ancho máximo es de 2 km en las cercanías del poblado de Juanilama, perteneciente al cantón de Esparza. Litología: Se constituye por rocas sedimentarias de las Formación Tivives y los Miembros Roca Carballo, Paires y Mata Limón, específicamente brechas, conglomerados, areniscas de varios rangos texturales y colores (Denyer et al., 2003). Morfogénesis: Debido a la baja resistencia de las rocas detríticas ante agentes denudacionales, es muy probable que las laderas actuales sean los vestigios de formas estructurales ampliamente erosionadas y disectadas por agentes fluviales, además del panorama tectónico complejo que actúa en la zona, el cual facilita los procesos exógenos. Laderas Denudacionales de Moderada Pendiente (10°- 25°) (D2) Morfografía: Esta unidad es la segunda en orden de extensión. Se halla ampliamente disectada y limitada por unidades como Valles Fluviales, Laderas Denudacionales de Baja y Alta Pendiente. Se distribuye en el sector oeste, central y sureste con una orientación preferencial NW – SE. Se ubica entre las curvas de nivel de 100m hasta la de 200 m.s.n.m. Morfometría: Presenta laderas con pendientes que oscilan desde los 10° hasta los 25°. El área mínima de la unidad es de 0,3 km3, mientras que el área máxima es de 3 km2. El patrón de drenaje es paralelo, ya que muchos de estos cauces desembocan en los Ríos Machuca, Barranca, Esparza y Jesús María. El ancho máximo de la unidad es de 1,8 km en el sector sureste del área de estudio. Litología: Entre las rocas aflorantes dentro de esta unidad se hallan las ignimbritas de la Formación Orotina, areniscas y tobitas de la Formación Roca Carballo, la cual presenta facies varias de textura, ambiente y litológicas. Morfogénesis: Debido a que las pendientes de esta unidad son mayores en comparación con la Unidad de Laderas Denudacionales de Baja Pendiente, es posible afirmar que la tasa de erosión es mayor por lo que el modelaje de la unidad pudo haberse generado en un intervalo de tiempo menor. Adicionalmente, puede que estas laderas se constituyan de rocas más resistentes a la erosión, por lo que la génesis al igual que la Unidad de Laderas Bajas, se liga con procesos denudacionales de las formas primitivas o estructurales. Laderas Denudacionales de Alta Pendiente (> 25°) (D2) Morfografía: Esta unidad es la de proporciones menores dentro de las unidades de origen denudacional. Al igual que las otras unidades denudacionales se halla distribuida a lo largo del sector central del área de estudio y limitada por la Unidad de Valles Fluviales y la Unidad de Planicie Ignimbrítica. Se halla dentro de las curvas de nivel de 60 m hasta la de 180 m.s.n.m. Morfometría: Las pendientes de la unidad superan los 25°, con un área mínima de 0,8 km2 y un área máxima de aproximadamente de 1,4 km2. El ancho máximo de la unidad es de 400 m, además de que presenta un patrón de drenaje paralelo asociado con la naturaleza de la forma. Litología: Se constituye de rocas detríticas de la Formación Punta Carballo y Tivives, además de ignimbritas de la Formación Orotina, localizadas en el sector oeste de la zona de estudio. 19 Morfogénesis: Al igual que la Unidad de Laderas Denudacionales de Baja y Moderada Pendiente, su origen está ligado con la denudación por agentes fluviales principalmente de formas primitivas o estructurales, generando disección de la unidad y retroceso de las unidades estructurales. El aspecto más relevante es que la tasa de erosión es mayor para esta unidad, por lo que es modelaje de la forma es más acelerado. Formas de origen Volcánico Planicie Ignimbrítica (V12) Morfografía: Esta unidad se constituye de una forma elipsoidal de varios km2 de área localizada en la localidad de Artieda, abarcando los cerros Limones, Cebollín y la Cuesta Jocote. Se localiza dentro de las curvas de nivel de 120 m hasta los 170 m.s.n.m. Es delimitada por la Unidad de Valles Fluviales (Quebrada Honda y Barbudal) y por las Laderas Denudacionales. Morfometría: Consiste de una forma de 1,4 km de diámetro y un área aproximada de 1,7 km2. Las pendientes de la unidad van de los 5° a los 9°, además de que el patrón de drenaje predominante es de tipo radial. Litología: Las rocas aflorantes de la unidad son ignimbritas de la Formación Orotina datadas con 400 ka (Marshall, 2000). Morfogénesis: La génesis de la unidad se asocia con un flujo piroclástico que se depositó sobre la topografía existente aproximadamente durante el Pleistoceno, por lo que las laderas son bajas, pues han rellenado la paleotopografía. V. Geología Estructural Con base en las observaciones de campo, mapeo de unidades geológicas y perfil geológico (Anexo IV y V); se resaltan un grupo de fallas inversas y varios plegamientos en el área de estudio, generados por una zona de despegue que abarca desde la costa, extendiéndose al menos 5 km hacia el continente. Primordialmente se identifican dos fallas inversas, la Falla Juanilama y la Falla Salinas. En el caso de la zona de estudio, este sistema de fallas separa la secuencia estratigráfica en tres grandes bloques, siendo el bloque 1, el ubicado más hacia el norte en las cercanías de Esparza y limitado por la falla Juanilama, el bloque 2 localizado en medio de la Falla Juanilama y la Falla Salinas, y un tercer bloque ubicado en el sector sur de la Falla Salinas (Anexo IV). A su vez producen plegamientos varios en ambos lados del plano de falla, producto de esfuerzos compresivos y distensivos generados por el empuje de la Placa Cocos que se subduce bajo la Placa Caribe. La zona de despegue o detachment presenta una tercera falla que se ubica en la costa varios kilómetros al SW, orientada de acuerdo a estas fallas y la zona de subducción (ver perfil del Anexo V). Falla Juanilama: Se trata de una falla inversa con rumbo W – E con una longitud medible de al menos 3,5 km y con vergencia hacia el SW, que permite localizar la orientación de la zona de despegue en la misma dirección. El ángulo de inclinación de la falla es de 50°, con un desplazamiento del bloque cabalgante (Bloque 1) de al menos 200 m, medido para el bloque localizado más al norte del área de estudio (Bloque 1). A 1800 m de profundidad esta falla disminuye su ángulo volviéndose casi horizontal, uniéndose a la Falla Salinas y el resto de la Zona de Despegue. Esta falla genera un anticlinal en la secuencia del bloque 1 con un flanco buzando con 55°. Falla Salinas: Consiste de una falla con rumbo N70°W – S70°E, con una longitud superior a 6 km y vergencia hacia el SW. El ángulo de la falla ronda los 40° cerca de la superficie, por lo que este 20 ángulo disminuye sensiblemente en profundidad, pues cerca de los 2,2 km se hace casi horizontal al igual que la Falla Juanilama, conformando la zona de despegue. El desplazamiento relativo de esta falla no es determinable de forma exacta, pues en el caso del segundo bloque el desplazamiento no es medible por erosión del contacto entre la Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales y la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura. Esta falla presenta un gancho de falla de al menos 1500 m de longitud afectando la secuencia sedimentaria de las unidades mencionadas con anterioridad, localizadas en el bloque 2. Sinclinales y anticlinales de la Falla Salinas: Se localizan dos sinclinales en el margen sur de la Falla Salinas, el primero en el punto PC-02 (Anexo II) y el segundo se ubica 1 km al NW del punto PC-01. Ambos presentan ejes paralelos con la orientación de la falla, una longitud de su eje cercana a los 800 m, mientras que los flancos presentan una inclinación que ronda los 40°. En el caso de los anticlinales, se ubica uno que constituye un gancho de falla en el bloque 2, el cual no aflora debido a que estratigráficamente, la secuencia plegada se halla sobreyacida por un cuerpo de ignimbritas; sin embargo, presenta flancos con buzamientos desde horizontales a casi verticales debido a la aplicación de esfuerzos cortantes diferenciales que han deformado la secuencia, a causa de la subducción entre la Placa Cocos y Caribe. El eje del pliegue es paralelo al rumbo de la Falla Salinas. Sinclinales y anticlinales de la Falla Juanilama: Este grupo de pliegues presentan ejes con rumbo W – E, paralelos a la Falla Juanilama. En el caso de los anticlinales, se hallan dos; el primero se localiza en el bloque 1, 200 m al N de la Falla Juanilama con una extensión de al menos 1,5 km y presenta un flanco horizontal y otro buzando 55°. El segundo anticlinal se ubica 1 km al S de la Falla Juanilama con una extensión del eje de plegamiento de al menos 2 km, con flancos que buzan 20°. En el caso de los sinclinales, se hallan dos; los cuales podrían ser parte de un solo plegamiento. El primero posee una extensión de 1,2 km y se ubica al oeste en el bloque 2; mientras que el segundo posee una extensión de su eje de 0,8 km y se ubica en el margen este del bloque 2 (Anexo IV & V). Los flancos buzan con ángulos que van desde los 10° hasta los 55°. VI. Discusión En relación a las unidades geológicas locales, estructurales y geomorfológicas definidas es posible tener un panorama amplio sobre la estratigrafía del área de estudio y como esta se ha visto influenciada por factores endógenos, producto del levantamiento por un sistema de fallas inversas propiciado por la subducción de la Placa Cocos bajo la Placa Caribe. Desde un punto de vista geológico-estratigráfico, es posible determinar que la Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales constituye el basamento junto con la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura, las cuales se hallan interdigitadas o con alternancias estratigráficas, producto de ambientes de depositación transicionales transgresivos, pues se hallan tanto facies continentales como marinas. A pesar de que el ambiente de depositación resulte complicado de determinar, es posible mediante la interpretación realizada (Anexo IV & V) afirmar que la Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales es la unidad geológica más antigua, ya que sobre ella se depositó 21 concordantemente y de forma alternada la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura. Sobre este basamento se depositó concordantemente una capa de areniscas con facies de transición denominada como la Unidad de Areniscas Amarillentas de Juanilama con un espesor aproximado de al menos 250 m. Estas tres unidades geológicas se correlacionan regionalmente y en forma secuencial con los Miembros Mata Limón, Roca Carballo y Paires respectivamente, pertenecientes a la Formación Punta Carballo, datada del Mioceno y con facies de depositación marinas, continentales y de transición. Esta secuencia se halla ampliamente influenciada por tectonismo, propiciado por la subducción y cuyos esfuerzos se han transferido de alguna forma hacia la zona de despegue inferida; de este modo, es posible realizar una reconstrucción histórica- geológica. La depositación del Miembro Mata Limón sucedió primero que la depositación del miembro Roca Carballo, en ambientes transgresivos y con intenso aporte volcánico producto de la actividad miocénica del Grupo Aguacate, asimismo posterior se depositó el Miembro Paires, siendo la litología más reciente de la Formación Punta Carballo. Posterior a la depositación y diagénesis, la secuencia se basculó por eventos tectónicos propiciados por esfuerzos acarreados por la subducción entre las Placas Cocos y Caribe. De esta forma, es posible hallar un sistema de fallas principalmente inversas que producen levantamientos y hundimientos por esfuerzos compresivos y distensivos, principalmente estos cabalgamientos rondan los 200 m de desplazamiento en el caso de las Fallas Juanilama y Salinas, con orientación W – E, con ángulos de 40 a 55°. En base a estos ángulos y el corrimiento inferido del bloque cabalgante es posible determinar que los esfuerzos transferidos a la secuencia son altos, por lo que el plegamiento de la secuencia debe ser intenso y distribuido a lo largo de la zona de estudio, con lo que es posible atribuir los anticlinales y sinclinales a deformaciones tectónicas, generando ganchos de falla producto del arrastre entre bloques y acomodo de la secuencia por la distribución de los esfuerzos inducidos. Posteriormente, en un rango de tiempo geológico relativamente amplio (Mioceno al Pleistoceno), se depositaron flujos piroclásticos con facies varias de soldamiento (Unidad de Ignimbritas de Artieda), que cubrieron el paleorelieve constituido por rocas sedimentarias de la Formación Punta Carballo principalmente. Estas ignimbritas han disminuido la posibilidad de comprobar el gancho de falla inferido y generado por la Falla Salinas, pues poseen un espesor de al menos 50 m y geomorfológicamente la unidad constituye una meseta ignimbrítica. Se correlacionan con la Formación Orotina, datada con 400 ka (Marshall, 2000). Secuencialmente, se depositaron sedimentos recientes que constituyen la Unidad de Terrazas Fluviales de Esparza, con una edad inferior a 400 ka y con un espesor aproximado de 50 m, correlacionable con la Formación Esparta. Tanto las ignimbritas como las terrazas, constituyen una discordancia angular, pues sus orientaciones e inclinación de los depósitos, permiten inferir que estas unidades no han sido influenciadas severamente por las Fallas Salinas y Juanilama. En el caso del ámbito geomorfológico, es posible de acuerdo al panorama tectónico y estratigráfico, que las formas actuales son la expresión en superficie de la deformación de la secuencia sedimentaria de la Formación Punta Carballo. Las Unidades de Laderas Denudacionales son el producto de la denudación de unidades estructurales como la Mesa Estructural, la cual debe su origen principalmente a fenómenos tectónicos de levantamiento del basamento sedimentario y erosión diferencial; mientras que otras unidades de origen fluvial representan la manera en la que los agentes exógenos modelan el relieve, generando escarpes, valles fluviales y planicies que se hallan 22 constituidas por sedimentos recientes, provenientes de la actividad volcánica del Grupo Aguacate y erosión diferencial del basamento sedimentario de la Formación Punta Carballo. Geomorfológicamente, la influencia marina se halla reducida a la Unidad de Planicie Fluvio-Costera; sin embargo, durante la historia geológica esta influencia pudo haber sido mayor, en función del levantamiento por tectonismo. Así también, desde el punto de vista geomorfológico las unidades geológicas locales coinciden de manera acertada con las unidades geomorfológicas, por ejemplo los depósitos fluviales se distribuyen a lo largo de la Unidad de Terrazas Fluviales y en el caso de la Unidad de Ignimbritas de Artieda coincide con la Meseta Ignimbrítica. VII. Conclusiones La Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales en base a criterios texturales, litológicos y estratigráficos se correlaciona con el Miembro Mata Limón de la Formación Punta Carballo. Asimismo, mediante llos mismos criterios la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura se correlaciona con el Miembro Roca Carballo depositado en un ambiente marino y con un alto contenido fosilífero. En el caso de la Unidad de Areniscas Amarillentas de Juanilama, tomando en cuenta criterios texturales y litológicos, se correlaciona con el miembro Paires, el cual presenta facies de depositación continentales a marinas, con un gran aporte volcánico. La Unidad de Terrazas Fluviales de Esparza, en base a la orientación espacial y los afloramientos observados se correlaciona con la Formación Esparta definida por Madrigal (1979), la cual considera dos niveles de depósitos aluviales con un espesor cercano a los 50 m. En el caso de la Unidad de Ignimbritas de Artieda se correlaciona con la Formación Orotina, la cual consiste de ignimbritas ricas en fiamez y es litológicamente similar al depósito piroclástico observado en campo. Estratigráficamente, la secuencia de más antiguo a más reciente se compone de un basamento sedimentario constituido por la Unidad de Areniscas medias, Brechas y Tobitas violáceas con Facies Continentales, sobreyacida por la Unidad de Areniscas y Lutitas con Facies Marinas del Río Cura, posteriormente sobreyace concordantemente la Unidad de Areniscas Amarillentas de Juanilama; de manera discordante se depositó la Unidad de Ignimbritas de Artieda y por último los sedimentos recientes de la Unidad de Terrazas Fluviales de Esparza. Desde el punto de vista geomorfológico, el modelaje de las diversas formas o unidades poseen una secuencia y una historia geomorfológica. En este caso, las formas estructurales surgieron por el levantamiento de una secuencia sedimentaria del Mioceno, dando origen a una mesa estructural que conforme se intensificaba el actuar de los factores exógenos influenciados por el paleoclima y clima de la zona, generando las laderas denudacionales y diversas unidades fluviales que imperan en la zona de estudio. La influencia marina se restringe prácticamente al sector suroeste del área de estudio; sin embargo es muy posible que durante el constante levantamiento de la secuencia, factores como el oleaje hayan modelado el relieve. En el caso de las Unidades geomorfológicas de Terrazas Fluviales y Meseta Ignimbrítica coinciden con las Unidades geológicas de Terrazas Fluviales de Esparza e Ignimbritas de Artieda, en base a criterios de campo y correlación con la Geología Regional. 23 Respecto al ámbito estructural, se destacan dos fallas inversas denominadas como la Falla Juanilama y la Falla Salinas, las cuales poseen un ángulo alto, buzamiento hacia el norte y forman parte de una zona de detachment que alcanza una profundidad de al menos 2000 m. Este grupo de fallas, generan plegamientos varios (sinclinales y anticlinales) localizados a ambos lados de las fallas, predominando los sinclinales del lado de la vergencia, mientras que los anticlinales se ubican del lado norte o a lo largo del buzamiento del plano de falla, generados por el arrastre de la secuencia sedimentaria por parte de los bloques cabalgantes, en los denominados ganchos de falla. El desplazamiento inferido en la Falla Juanilama ronda los 200 m. Desde un punto de vista de Geología de Campo, el cartografiado geológico constituye la principal herramienta para el entendimiento de los fenómenos sedimentológicos, estratigráficos y tectónicos, y que la zona del Pacífico Central, constituye uno de los sitios de mayor complejidad geológica en Costa Rica. Así también, la implementación de perfiles geológicos, así como la contribución de otras disciplinas de la Geología, como la Geología Estructural y Geomorfología son de vital ayuda dentro del quehacer de la Geología de Campo. 24 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS AGUILAR, T. & LINKIMER, L., 2000: Estratigrafía Sedimentaria. – En: DENYER, P. & KUSSMAUL S., (Eds.): Geología de Costa Rica. –Ed. Tecnológica de Costa Rica, 43-62. CAMPO II, 1997: Propuesta estratigráfica para la Formación Punta Carballo (Mioceno) y su relación con la cobertura volcánica (Plio-Pleistoceno), Pacífico Central, Costa Rica. – 32 págs. Univ. Costa Rica, San José [Inf. del curso Geología de Campo II]. CAMPO II, 1998: Estratigrafía de las formaciones Plio-Pleistocénicas de la hoja Barranca, Puntarenas, Costa Rica. – 39 págs. Univ. Costa Rica, San José [Inf. del curso Geología de Campo II]. DENGO, G., 1961: Notas sobre la geología de la parte central del litoral pacífico de Costa Rica. Inf. Semestral IGN, 2: 43-63. DENYER, P., AGUILAR, T. & ALVARADO, G., 2003: Geología y estratigrafía de la hoja Barranca, Costa Rica. – Rev. Geol. de Amér. Central, 29: 105-125. FISHER, R., 1981: El desarrollo paleogeográfico del Mioceno de Costa Rica. – Anais II Congreso Latinoamericano de Paleontología, Porto Alegre, Abril 1981: 565- 579. FISHER, R. & AGUILAR, T., 1995: La asociación bentónica del bivalvo miocénico Nuculana fundationis: índice de condiciones desaeróbicas en sedimentos clásticos finos. – Rev. Geol. Amér. Central, 18: 65-76. INSTITUTO METEOROLÓGICO NACIONAL, 2008: El clima, su variabilidad y cambio climático en Costa Rica, San José. - Proyecto Segunda Comunicación sobre Cambio Climático en Costa Rica: 1- 75. KUIJPERS, E., 1979: Análisis sedimentológico de la Formación Punta Carballo (Mioceno), Costa Rica. – Informe Semestral IGN, 2: 77-94. LAURITO, C., 1988a: Análisis sedimentológico de las formaciones El Fraile, en la costa suroeste de Nicaragua, Carmen y punta Carballo, en la costa pacífica de Costa Rica. – 117 págs. Univ. Costa Rica, San José [Tesis Lic.]. LAURITO, C., 1988b: Sinopsis de la estratigrafía de la cuenca Barranca-Herradura y el promontorio de Herradura. Provincia de Puntarenas, Costa Rica. – Brenesia, 29: 21-32. MADRIGAL, R., 1970: Geología del mapa básico “Barranca”, Costa Rica. – Inf. Técnico y Notas Geológicas, Dirección Geología, Minas y Petróleo, 9 (37): 1-59. MARSHALL, J., 2000: Active tectonics and Quaternary landscape evolution across the western Panama block, Costa Rica, Central America. – 304 págs. Pennsylvania State Univ. [Ph.D. Thesis]. 25 McDONALD, D. F., 1920. Informe final geológico y geográfico de Costa Rica. – Rev. De Costa Rica, 2 (1): 28-32. PÉREZ, W., 2000: Vulcanología y petroquímica del evento ignimbrítico del Pleistoceno Medio (0,33 Ma) del Valle Central de Costa Rica. – 170 págs. Univ. Costa Rica, San José [Tesis Lic.]. SOLANO, J., 1996: Aspectos fisiográficos básicos para las principales regiones de Costa Rica. – 32 págs. MINAE-IMN, San José [Inf. interno]. SPRECHMANN, P., ASTORGA, A., CALVO, C. & FERNÁNDEZ, A., 1994: Stratigraphic chart of the sedimentary basins of Costa Rica, Central America. – Prof, 7: 427-433. 26 Anexos Anexo I: Descripciones Petrográficas Sección #1, Código: 8E-A Descripción Macroscópica Roca color gris claro, con textura piroclástica, cristales libres de plagioclasa con un tamaño medio de 2x2 mm en un 15 %, fiamez negros de 1,8 x 0,5 mm en un 3%, pómez con diámetro medio de 0,5 mm en un 1% y líticos de 0,6 x 0,1 mm en un 5%, en una matriz de ceniza con una abundancia de 76%. Descripción Microscópica Textura: Roca piroclástica, con una matriz de ceniza con textura ignimbrítica con cristales libres de plagioclasa, fragmentos líticos subangulosos y fiamez. La matriz se compone de vidrio sideromelana. Descripción Mineralógica: Plagioclasa: cristales hipidiomórficos con un tamaño medio de 2 x 1 mm y una forma tabular. Por lo general los cristales libres presentan arcillitización moderada. Fragmentos líticos: fragmentos subangulosos con un tamaño máximo de 3,2 x 2,4 mm. Presentan una textura pilotaxítica y bordes de oxidación. Vesículas: subredondeadas con un tamaño máximo de1,5 x 1,1 mm. Matriz: compuesta por partículas tamaño ceniza de vidrio tipo sideromelana y un bajo porcentaje de microlitos de plagioclasa. Composición modal: 1 2 3 4 5 6 7 8 Promedio Ceniza Vesículas 0 32 29 35 0 10 20 12 17,25 % Matriz 90 49 55 45 54 75 58 62 59,75 % Plagioclasa 10 15 13 6 6 10 12 10 10,25 % Líticos 0 4 3 2 0 5 10 10 5,5 % Lapilli Cristales 0 0 0 0 0 0 0 6 0,75 % Líticos 0 0 0 12 48 0 0 0 6,5 % Pómez 0 0 0 0 0 0 0 0 0 % Minerales accesorio: No se observan % de lapilli: 7,25 % % de ceniza: 92,25 % % de líticos: 12 % % de cristales: 11 % Nombre de la roca: Toba de ceniza vítrea con fragmentos líticos subangulosos, cristales libres de plagioclasa y vesículas 27 Anexo II: Mapa de Afloramientos de la zona de estudio 28 Anexo III: Mapa Geomorfológico Pacífico central 29 Anexo IV: Mapa Geológico de la zona de estudio 30 Anexo V: Perfil Geológico interpretativo de la zona de estudio (Perfil A – A’)
Comments
Report "Informe geológico zona de Esparza, Pacífico central, Costa Rica: curso de geología de Campo I (2016)"