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Introducción
El contexto geológico del sector noroeste de Costa Rica comprende rocas de edades entre el Jurásico y el Holoceno (~201.3 Ma - actualidad). El basamento está constituido por rocas de afinidad oceánica con una edad entre el Hauteriviano y el Cenomaniano (~132.9 - ~93.9 Ma; Madrigal, Gazel & Denyer, 2019). La continuación del registro geológico está dada por rocas sedimentarias de diversos orígenes que abarcan del Cretácico Superior al Oligoceno (100.5 - 23.03 Ma; Aguilar & Denyer, 2019). Con el final del registro sedimentario, hubo un cambio de régimen en los depósitos, con predominancia a rocas extrusivas de tipo piroclástico y en menor cantidad coladas de lava durante el Plio - Pleistoceno (5.33 - 0.012 Ma) (Alvarado & Denyer, 2019; Barrantes, 2018; Solano, Denyer, & Pérez, 2019; Solano, Denyer, Pérez, Lücke, & Madrigal, 2019).
Seguido a esto, se presentaron eventos preferencialmente efusivos y en menor medida extrusivos de la Cordillera de Guanacaste (Alvarado & Denyer, 2019). El final del registro litológico lo comprenden los procesos de denudación activa y reciente (Aguilar & Denyer, 2019; Alvarado & Denyer, 2019). Estas rocas han sido afectadas por diversas etapas de compresión y tensión producto de esfuerzos regionales, lo cual ha provocado su configuración actual.
Se seleccionó como área de estudio las hojas cartográficas, a escala 1:50 000, Bahía Salinas, Murciélago, Peñas Blancas y Santa Elena del Instituto Geográfico Nacional, debido a que, en estas cuatro hojas se presenta el registro litológico con edades desde el Jurásico (rocas más antiguas de Costa Rica: ~190.8 Ma) al Holoceno (época en la que nos encontramos en la actualidad) aflorante en la costa del noroeste de Costa Rica (Fig. 1).
Fig. 1 Modelo geológico actual del noroeste de Costa Rica. Simplificado de Denyer (2019). La topografía y los buzamientos en el perfil geológico fueron exagerados 1.5X. Av.: Avalancha, Fm.: Formación, D.: Depósitos, Bas.: Basaltos, Is.: Islas, C.: Complejo, Ac.: Acrecional. / Fig. 1. Geological model of Northwest Costa Rica. Simplification of Denyer (2019). Topography and dips with an exaggeration at 1.5X in the geologic section. Av.: Avalanche, Fm.: Formation, D.: Deposits, Bas.: Basalts, Is.: Islands, C.: Complex, Ac.: Accretional.
Por tanto, esta investigación presenta la caracterización de las rocas y eventos geológicos del área de estudio sobre los cuales se desarrolla la biósfera actual, mediante datos de tipo cartográfico, geoquímico, petrológico, estructural, paleontológico y radiométrico, con el fin de reconstruir los eventos, productos y etapas de deformación desde el Jurásico a la actualidad.
Materiales y métodos
Se desarrolló una síntesis geológica del área de estudio para un público biológico y de ciencias afines, a diferencia de la propuesta de Denyer (2019), que es para un público geológico. Este estado del arte tiene como base estudios recientes de los autores en la región, así como otras publicaciones afines. La propuesta presentada se acompaña de figuras explicativas para la representación clara y sencilla de las condiciones geológicas y tectónicas acontecidas con el paso del tiempo.
Los estudios desarrollados abarcan diferentes ramas geológicas como: tectónica, geología estructural, petrología ígnea y sedimentaria, geoquímica, geocronología, paleontología y estratigrafía, y fueron presentados mediante libros, artículos científicos y tesis. Las referencias bibliográficas que fueron la base para esta síntesis son: Aguilar y Denyer (2019); Alvarado y Denyer (2019); Alvarado y Gans (2012); Andjić, Baumgartner-Mora, y Baumgartner (2016); Astorga (1987); Baumgartner y Denyer (2006); David (2005); Denyer y Gazel (2009); DeWever, Azéma, Tournon, y Desmet (1985), Escuder-Viruete, Baumgartner, y Castillo-Carrión (2015); Gazel, Denyer, y Baumgartner (2006); Madrigal et al. (2019); Solano, Denyer, Pérez, et al. (2019); y Tournon (1984).
Descripción litoestratigráfica
El extremo noroeste de Costa Rica se encuentra conformado por una amplia variedad de rocas entre ígneas y sedimentarias. Estas rocas han sido afectadas por procesos tectónicos y estructurales complejos que propician su arreglo actual. Un modelo geológico regional simplificado es presentado en la Fig. 1. y en la columna estratigráfica de la Fig. 2.
Fig. 2 Columna estratigráfica. La edad del Complejo Acrecional de Santa Rosa corresponde a los sedimentos asociados al periodo de la acreción del Nappe de Santa Elena y no a su rango de edad completo. Fm.: Formación, C.: Complejo, Ac.: Acrecional. / Fig. 2. Stratigraphic column. The Santa Elena Accesonary Complex (Complejo Acrecional de Santa Rosa) age corresponds to sediments associated to the accreation of the Santa Elena Nappe (Nappe de Santa Elena). Fm.: Formation, C.: Complex, Ac.: Accretional.
Ofiolita de Santa Elena
Complejo Acrecional de Santa Rosa y Brecha Tectónica: De manera general, el Complejo Acrecional de Santa Rosa se encuentra conformado por rocas producto de la acumulación de sedimentos en el fondo oceánico y su posterior litificación (pelagitas), rocas volcánicas producto de erupciones locales (petit-spot) y brechas polimícticas, es decir con clastos de diverso tipo. Descripciones detalladas de estas rocas fueron presentadas por Baumgartner y Denyer (2006), Denyer y Gazel (2009), Tournon y Bellon (2009), y Madrigal et al. (2019). Respecto a su edad, los depósitos han sido datados de la siguiente manera: radiolaritas (Fig. 3D; Jurásico Medio - Cretácico temprano) y varias fases de basaltos alcalinos a nivel de fenocristales (anfíboles) y roca total (177,0 - 104,3 Ma: Jurásico temprano terminal a Cretácico temprano terminal; Baumgartner, Flores, Bandini, Girault, & Cruz, 2008; Buchs et al., 2013; DeWever et al., 1985; Madrigal et al., 2019; Schmidt-Effing, 1980a; Schmidt-Effing, 1980).
Fig. 3 Litologías características del área de estudio. A. Vista panorámica de las Islas Murciélago. B. y E. Intrusiones de dolerita en peridotitas. C. Basaltos en almohadilla de las Islas Murciélago. D. Radiolaritas en estratos verticales del Complejo Acrecional de Santa Rosa. F. Depósitos de tempestitas. G. Duna fósil. / Fig. 3. Characteristic lithologies of the studied area. A. Panoramic view of Murciélago Islands. B. and E. Doleritic intrusions on peridotites. C. Murciélago Islands pillow lavas. D. Vertical strata of radiolarites of the Accretionary Complex of Santa Rosa. F. Tempestites deposits. G. Fossil dune.
Estas rocas son producto de diferentes procesos. Para la Brecha Tectónica, Madrigal et al. (2019) indican que es producto de la interacción entre el Complejo Acrecional de Santa Rosa y el Nappe de Santa Elena. Por otra parte, las rocas del Complejo Acrecional de Santa Rosa presentan varias génesis, como las pelagitas, que son producto de la acumulación de sedimentos en el fondo oceánico que posteriormente tuvieron procesos de metamorfismo de baja temperatura (Escuder-Viruete & Baumgartner, 2014). Los basaltos alcalinos son montes submarinos acrecionados (Buchs et al., 2013; Geldmacher, Hoernle, Van Den Bogaard, Hauff, & Klügel, 2008; Hauff, Hoernle, & Bogaard, 2000; Tournon, 1994). Estos montes submarinos son relacionados con petit-spots producto de fallamiento normal en la cercanía de una zona de subducción (Hirano, 2011). Estos petit-spots fueron comprobados por Buchs et al. (2013) a partir de su firma geoquímica. Además, Buchs et al. (2013) ahondan en la génesis de los petit-spots para la Ofiolita de Santa Elena, y detallan en que son producto de la fragmentación de la corteza a consecuencia de la reorganización tectónica del basamento del Pacífico y no son cercanos a una zona de subducción.
Nappe de Santa Elena: Es un terreno alóctono de rocas ultramáficas intruidas por rocas máficas que cubren un área de 180 km2 (Fig. 3B, Fig. 3E; Tournon, 1994). Madrigal et al. (2015) establecen un ambiente de formación extensional, según datos geoquímicos y estructurales, donde una parte del manto superior de la Tierra fue exhumado a la superficie terrestre. Esta exhumación probablemente sucedió entre el Aptiano y el Campaniano (Baumgartner & Denyer, 2006; Denyer & Gazel, 2009; Pindell, 1988; Tournon, 1994).
El cuerpo principal de este nappe se encuentra conformado de peridotitas serpentinizadas, dunitas, gabros pegmatíticos, doleritas y diques basálticos (Denyer & Gazel, 2009). Estos son descritos a continuación. (1) Peridotita: corresponde a una secuencia de rocas ultramáficas que incluye las peridotitas serpentinizadas, con lentes de dunitas, ortopiroxenitas y cromitas (Denyer & Gazel, 2009; Escuder-Viruete et al., 2015; Gazel et al., 2006; Tournon, 1994; Tournon & Bellon, 2009; Zaccarini et al., 2011). Las peridotitas son rocas comunes en el manto terrestre y no en la corteza, y su emplazamiento en superficie está dado por mecanismos litosféricos complejos y anómalos. Este grupo principal de rocas ultramáficas se encuentran intruidas por dos fases: diques de gabro pegmatítico y diques de dolerita. Las fases intrusivas se caracterizan por ser magmas que cruzan y cortan rocas preexistentes; en este caso, magmas que atraviesan el cuerpo principal de peridotita. (2) Diques de gabro pegmatítico: se emplazaron en el momento en que las peridotitas se estaban solidificando, es decir son eventos sincrónicos; sin embargo, las peridotitas son ligeramente más antiguas (Gazel et al., 2006). Han sido descritos a profundidad por Gazel et al. (2006); Tournon (1994); y Tournon y Bellon (2009). (3) Diques de dolerita: son una fase intrusiva posterior, es decir se emplazaron posterior a la litificación de los gabros pegmatíticos y las peridotitas (Fig. 3B; Gazel et al., 2006). Denyer y Gazel (2009); Gazel et al. (2006); Madrigal et al. (2015); Tournon (1994); Tournon & Bellon (2009) presentan descripciones geológicas de estos diques, y fueron datados por Madrigal et al. (2015) con un promedio de 121 Ma.
Complejo Ígneo Estratificado de Bahía Nancite: El complejo se encuentra en bahía Nancite y está constituido por dos generaciones de diques: doleritas y basaltos olivínicos diferenciados por su contenido mineralógico (Arias, 2002; Gazel et al., 2006; Tournon, 1994). Los basaltos y plagiogranitos fueron descritos por Arias (2002), Denyer y Gazel (2009), Gazel et al., (2006), Madrigal et al. (2019), y Tournon (1994). Los gabros de este complejo fueron datados por Hauff et al. (2000) en 124 ± 4 Ma mediante 40Ar/39Ar.
Basaltos de las Islas Murciélago: Son basaltos con una estructura predominantemente en almohadilla que es indicativa de efusión y enfriamiento bajo el nivel del mar, por lo que estos basaltos representan los depósitos de erupciones volcánicas submarinas (Fig. 3a, Fig. 3C). Son basaltos y traquibasaltos descritos por Gazel et al. (2006), Madrigal et al. (2015), Tournon (1994), y Tournon y Bellon (2009) y su edad es variable entre 109 ± 2 y 113 ± 3 Ma mediante 40Ar/39Ar (Hauff et al., 2000; Madrigal, Gazel, Flores, Bizimis, & Jicha, 2016).
Rocas sedimentarias
Formación El Viejo: Su principal litología corresponde a calizas producto de la litificación de arrecifes coralinos de edad Campaniano (Aguilar & Denyer, 2019; Denyer, Aguilar, & Montero, 2014; Malavassi, 1961; Pons, Vicens, & Schmidt-Effing, 2016; Schmidt-Effing, 1974). Estos arrecifes fueron gobernados por bioconstrucciones de rudistas y nerineas, mismos que se extinguieron a finales del Cretácico (Fig. 4; Aguilar, 1990). Schmidt-Effing (1974) caracteriza su ambiente de formación como arrecifes coralinos con aguas claras en movimiento, a una temperatura mínima de 24 °C y una profundidad no mayor a los 70 m. Algunos estudios importantes sobre estas rocas son los de Andjić et al. (2016); Azéma et al. (1985); Baumgartner et al. (1984); Bourgois et al. (1984); Calvo (1987); Flores, Denyer, y Aguilar (2003); y Hoffstetter, Dengo, y Weyl (1960).
Fig. 4 Diagrama esquemático de ambientes de formación de rocas ígneas y sedimentarias en un arco de islas como el documentado en el noroeste de Costa Rica del Cretácico tardío al Cuaternario. / Fig. 4. Schematic diagram of the environments of formation of igneous and sedimenatry rocks in the northwest of Costa Rica from Late Cretaceous to the Quaternary.
Formación Santa Ana: Son depósitos interpretados como flujos de escombros (debris flow) y brechas de talud emplazados en los márgenes de plataformas carbonatadas (arrecifes coralinos de la Formación El Viejo) a consecuencia de retrabajo y periodos de levantamiento tectónico (Fig. 4; Calvo, 1987; Jaccard, Münster, Baumgartner, Baumgartner-Mora, & Denyer, 2001). Según asociaciones paleontológicas su edad varía del Campaniano tardío al Maastrichtiano (Aguilar & Denyer, 2002; Baumgartner-Mora & Denyer, 2002; Flores et al., 2003; Jaccard et al., 2001). En esta formación se han descrito conglomerados, brechas y areniscas con detritos calcáreos, sedimentarios e ígneos; además, de lutitas rojizas y calizas rojas (Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et al., 2016; Denyer et al., 2014; Flores et al., 2003; Hoffstetter et al., 1960). Algunas de estas litologías presentan bioturbación y otras son interpretadas como pelagitas y eventitas (Denyer et al., 2014). La distribución espacial de esta formación no se visualiza en el mapa geológico (Fig. 1), debido a efectos de la escala de trabajo.
Formación Piedras Blancas: Son rocas resultado de la litificación de material biogénico y granos de tamaño limo y arcilla en el fondo oceánico y márgenes continentales, es decir sedimentación hemipelágica y pelágica (Aguilar & Denyer, 2019; Azéma et al., 1985; Baumgartner et al., 1984; Calvo, 1987; Flores et al., 2003). Su edad está delimitada entre el Campaniano Superior y el Maastrichtiano Inferior (Aguilar & Denyer, 2019). Las litologías que la componen son calcilutitas, lodolitas con vetas de calcita, areniscas, lutitas, calizas silíceas pelágicas y pedernales (Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et al., 2016; Astorga, 1987; Calvo, 1987; Flores et al., 2003).
Formación Rivas: En la Formación Rivas se incluyen depósitos de deslizamientos y corrientes de turbidez depositadas en el talud continental (Fig. 4; Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et al., 2016; Astorga, 1987; Baumgartner et al., 1984). Previo a su litificación, estos depósitos fueron afectados por deformación sinsedimentaria que se expresa en forma de slumps (Aguilar & Denyer, 2019). Sus rocas corresponden a areniscas (con meteorización esferoidal), lutitas, calcilutitas, lutitas volcaniclásticas, areniscas tobáceas, calizas hemipelágicas, areniscas conglomerádicas y conglomerados (Andjić et al., 2016; Baumgartner et al., 1984; Zoppis de Bracci & Del Giudice, 1958). Su edad varía entre el Cretácico Superior y el Paleoceno (Andjić et al., 2016; Auer, 1942).
Formación Brito: Estas rocas corresponden a turbiditas al igual que los depósitos de la Formación Rivas (Fig. 4, Fig. 5A y Fig. 5B); sin embargo, se encuentran interrumpidas por horizontes de material biogénico y granos de tamaños muy pequeños o hemipelagitas (Andjić et al., 2016; Astorga, 1987). Además, los depósitos superiores evidencian procesos de somerización (Aguilar & Denyer, 2019); es decir muestran la presencia de rocas formadas a poca profundidad bajo el nivel del mar. Respecto a su edad se ubican entre el Eoceno temprano y el Oligoceno temprano (Andjić et al., 2016; Dengo, 1962; Ranero et al., 2000). Entre sus litologías se han reconocido areniscas (arcosas líticas y wackas tobáceas), lutitas, calizas (en su mayoría como lentes), conglomerados, brechas, lodolitas y limolitas (Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et al., 2016; Dengo, 1962; Hoffstetter & Zoppis de Bracci, 1960).
Fig. 5 Litologías características del área de estudio. A y B. Estratos de la Formación Brito. C. Estratos de la Formación Junquillal. D. Rocas de la Formación Punta Pelada. E. Depósitos de la Formación Bagaces. F. Vista al cerro El Hacha y el volcán Orosí desde la Meseta Volcánica de Santa Rosa. / Fig. 5. Characteristic lithologies of the studied area. A, B. Strata of the Brito Formation. C. Junquillal Formation strata. D. Punta Pelada Formation rocks. E. Bagaces Formation deposits. F. Panoramic view with El Hacha mount and Orosí volcano from the Meseta Volcánica de Santa Rosa.
Formación Junquillal:Aguilar & Denyer (2019) asocian estos depósitos con tempestitas. Las tempestitas o tormentitas son depósitos formados bajo condiciones de tormentas en zonas marino-someras, posiblemente en etapas de descenso del nivel del mar (Fig. 4, Fig. 5C; Aguilar, Denyer, & Arredondo, 2020). Su rango de edad se encuentra entre el Paleoceno Superior - Eoceno Inferior al Oligoceno Inferior (Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et al., 2016; Malavassi, 1961; Zamora, Méndez, Barahona, & Sjöbohm, 2004). Las rocas que conforman esta formación son conglomerados, areniscas finas a gruesas (arenitas y arcosas líticas), lutitas (lodolitas) y calcirruditas (Baumgartner et al., 1984; Andjić et al., 2016; Aguilar & Denyer, 2019).
Formación Punta Pelada:Andjić et al. (2016) identifican una zona genética desde prearrecifal - plataforma a arrecife coralino (Fig. 5D). Por otra parte, Aguilar & Cortés (2001) relacionan estas rocas con ambientes de poca profundidad con influencia de corrientes fuertes, un aporte terrígeno continuo, cambios frecuentes de energía en el medio y cambios en el nivel del mar (Fig. 4). Litológicamente, está conformada por calizas biodetríticas, areniscas calcáreas, conglomerados, calizas masivas y calizas brechosas, todos con bioconstrucciones de corales y algas (Aguilar & Cortés, 2001; Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et al., 2016; Calvo, 1987). La edad de estas rocas ha sido estimada para el Oligoceno según asociaciones paleontológicas (Andjić et al., 2016; Hoffstetter & Zoppis de Bracci, 1960).
Eventos extrusivos de tipo explosivo y rocas asociadas
Los eventos volcánicos extrusivos de tipo explosivo se refieren a aquellos que generan depósitos piroclásticos producto de erupciones volcánicas ricas en ceniza, pómez y fragmentos de roca (Fig. 4). Estos tipos de erupciones son a consecuencia del colapso de columnas de tefra, explosiones laterales o el colapso de edificios volcánicos, domos y coladas de lava (Branney & Kokeelar, 2002). Los depósitos explosivos reconocidos en esta investigación corresponden a la Meseta Volcánica de Santa Rosa, en su mayoría conformada por la Formación Bagaces, y el abanico formado por la Formación Liberia (Dengo, 1962). Dóndoli (1950) es el primero en mencionar las formaciones Bagaces y Liberia como toba gris y toba blanca respectivamente. Algunas consideraciones petrológicas y volumétricas fueron expuestas por David (2005); Deering, Vogel, Patino, y Alvarado, (2007); Gillot, Chiesa, y Alvarado (1994); Tournon (1984); Vogel, Patino, Alvarado, & Gans (2004); y Vogel et al. (2006).
Formación Bagaces: Denominada formalmente por Dengo (1962) como Formación Bagaces, la propuesta estratigráfica más reciente para esta formación es de Barrantes (2018), Alvarado y Denyer (2019) y de Solano, Denyer, Pérez, et al. (2019). Es común que estos depósitos ignimbríticos andesíticos a riolíticos presenten niveles vitrofíricos, desgasificación, diaclasamiento, lajeamiento y disyunción columnar, además sus clastos principales son de pómez, clinopiroxeno y ortopiroxeno (Fig. 5E; Aiazzi, Fiorletta, Civelli, Chiesa, & Alvarado, 2004; Alvarado & Denyer, 2019; Barrantes, 2018; Bohnenberger, 1968; Civelli et al., 2005; David, 2005; Dengo, 1962; Gillot et al., 1994; Herrera & Vargas, 2012; Kempter, 1997; Molina, Martí, Aguirre, Vega, & Chavarría, 2014; Semm, 2005; Setzer, 1994; Solano, Denyer, & Pérez, 2019; Szymanski, Patino, Vogel, & Alvarado, 2013; Tournon, 1984; Zamora et al., 2004). Alvarado & Gans (2012) mencionan un rango de edades en los depósitos piroclásticos entre 4.87 y 2 Ma.
Formación Liberia: Comprende las rocas piroclásticas con edades entre 1.81 y 0.6 Ma nombradas de base a techo como: (1) Capa Verde, Capa Santa Fe y Toba Santa Fe, (2) Toba Río Liberia, (3) Toba Salitral, (4) Toba Buena Vista y (5) Toba La Ese (Alvarado & Denyer, 2019; Alvarado & Gans, 2012; Chiesa, Civelli, Gillot, Mora, & Alvarado, 1992; Deering et al., 2007; Gillot et al., 1994). Petrográficamente, son riolitas con cristaloclastos de cuarzo, biotita y anfíbol (Alvarado & Denyer, 2019; Bohnenberger, 1968; Chiesa et al., 1992; Deering et al., 2007; Deering, Vogel, Patino, Szymanski, & Alvarado, 2012; Dengo, 1962; Hallinan & Brown, 1995; Kempter, 1997; Zamora et al., 2004; Molina et al., 2014).
Depósitos epivolcaniclásticos: Alvarado & Denyer (2019) los identifican como depósitos fluviales, aluviales y laháricos de granulometría variada y de tipo sinvolcánico; es decir, corresponden a la erosión de las litologías de origen volcánico. Barrantes (2018) fuera del área de estudio los reconoce y caracteriza como depósitos fluviales.
Rocas efusivas y eventos relacionados
Formación Monteverde: Definida como formación por Chaves y Sáenz (1974). Se compone de rocas a consecuencia de erupciones volcánicas efusivas, es decir coladas de lava por origen central y fisural (Fig. 4; Aiazzi et al., 2004; Chaves & Sáenz, 1974; Gillot et al., 1994). Esta actividad volcánica fue entre hace 2.18 y 1.13 Ma (Alvarado & Gans, 2012). Algunos centros eruptivos cercanos al área de estudio son el cerro El Hacha, Peña Bruja y Alto Filipinas (Fig. 5F; Alvarado & Denyer, 2019). Las rocas de esta formación son en su mayoría andesitas (Alvarado & Denyer, 2019; Chiesa, Alvarado, Pecchio, Corella, & Zanchi, 1994; Cigolini & Chaves, 1986; Kussmaul, Tournon, & Alvarado, 1994).
Brecha La Cortina: Es un depósito de avalancha de escombros volcánicos (Fig. 4; Alvarado & Denyer, 2019). Estos depósitos suelen estar asociados con grandes deslizamientos. En este caso en específico, corresponde a un megadeslizamiento asociado al cerro El Hacha o una estructura caldérica cercana al noreste del centro poblacional de La Cruz.; litológicamente, se trata de brechas polimícticas y polimodales, con una edad de 1.3 Ma (Alvarado & Denyer, 2019).
Lacustre Loma Camastro: Se reconocen como sedimentos epivolcaniclásticos intercalados con diatomitas (Alvarado & Denyer, 2019; Gómez, 1992; Zamora et al., 2004). Su génesis se refiere a paleolagos y fluviolacustres producto de acumulaciones de agua, limitadas por barreras físicas a consecuencia del vulcanismo con edad entre 1.48 y 1.1 Ma (Alvarado & Denyer, 2019; Gamboa, 2013; Zamora et al., 2004). Esta unidad no está representada en el mapa geológico (Fig. 1), debido a que la escala de trabajo no permite su visualización.
Paleo y Neo Orosí: Es un conjunto de edificios volcánicos erosionados compuestos por el volcán Orosí, el cerro Orosilito, cerro Pedregal y el cerro Cacao (Fig. 5F; Alvarado, 1984; Alvarado & Denyer, 2019; Chiesa et al., 1994). Alvarado y Gans (2012) resumen la historia geológica del macizo: (1) vulcanismo Paleo-Orosí, representado por los restos del volcán Orosilito; (2) Neo vulcanismo con los conos Orosí y Cacao; (3) Colapsos sectoriales producto de la erosión de los conos principales; y (4) reactivación con las coladas de lava en el Cacao. Se compone de andesitas, andesitas basálticas, basaltos, variedad de rocas piroclásticas y epiclásticas (Alvarado, 1984; Chiesa et al., 1994; Kussmaul et al., 1994; Tournon, 1984; Zamora et al., 2004).
Depósitos recientes
En este apartado se incluyen depósitos con sedimentación activa y de reciente litificación, es decir de edad Pleistoceno Superior - Holoceno.
Depósitos Laháricos y Avalanchas Volcánicas: Los depósitos laháricos y de avalancha volcánica presentan una génesis asociada con la erosión y el efecto de la gravedad de los edificios volcánicos Rincón de la Vieja y Orosí - Cacao, mediadas por disparadores como sismos, actividad volcánica o agentes metereológicos (Fig. 4). En los depósitos de avalancha volcánica es común reconocer hummockys e imbricación en los lahares (Alvarado, Vega, Chaves, & Vásquez, 2004; Zamora et al., 2004). Alvarado y Denyer (2019) estiman una edad entre Pleistoceno Superior y Holoceno temprano. Algunas descripciones representativas son las de Kempter (1997).
Dunas Fósiles: Se hace diferencia de esta subunidad respecto a las demás porque se trata de arenas litificadas ubicadas en las islas Murciélago (Fig. 3G). Su proceso de litificación se produjo por splash marino y disolución parcial de los fragmentos bioclásticos (Aguilar & Denyer, 2019). Estas arenas litificadas presentan estratificación cruzada con ángulos de hasta 50° y tienen cementación por carbonato de calcio (Denyer et al., 2005). Según dataciones de 14C la edad máxima de las dunas varía entre 16 y 17 ka en función del evento paleo-climático Heinrich 1 con direcciones de viento del NE al SW (Denyer, Cortés, & Cárdenes, 2005).
Tempestitas: Son depósitos con evidencias de transporte y depositación a consecuencia de eventos ciclónicos con una edad aproximada de hace 4.3 ka (Aguilar et al., 2020). Su ubicación se detalla en el mapa geológico (Fig. 1) y la Fig. 3F muestra una foto del afloramiento.
Depósitos no Consolidados: Estos depósitos corresponden a acumulaciones de sedimentos no litificados que se mantienen con sedimentación activa al día de hoy. En esta unidad se contemplan los depósitos aluviales, dunas activas, humedales, depósitos coluviales y depósitos de playa (Fig. 4).
Biología y geodiversidad
En el Área de Conservación Guanacaste se encuentran gran cantidad de paisajes extraordinarios, ahí empieza una experiencia geológica y biológica que da paso a confirmar las interrelaciones entre la Geología y la Biología. Definitivamente, la geología influencia, en parte, a las características biológicas de una región, lo que es un factor determinante de hábitats y especies, principalmente en cuanto a la parte botánica (Cottle, 2004). También existe una retroalimentación de los aspectos biológicos hacia aquellos nichos geológicos, que son influenciados por la erosión y meteorización de plantas, así como la presencia de animales en una región.
El término geodiversidad se puede definir como la diversidad geológica de una región, entendida como la variedad de rasgos geológicos identificados tras considerar su distribución y frecuencia, así como estos ilustran la evolución e historia geológica del territorio en cuestión (Caravilla, Durán, & López-Martínez, 2008). Es así como se considera que el sustrato, constituido primero por la roca y después por el suelo resultante de la meteorización y erosión determina parcialmente la vegetación.
La diversidad de formaciones geológicas define el paisaje y así los diferentes bosques que se desarrollan; porque los árboles, las palmas, y en general, muchas plantas tienen sus preferencias geológicas, incluso desde lejos un buen observador puede distinguir estas diferencias por la composición de especies mediante rasgos como tamaño de árboles, densidad de bosque o zonas con o sin pasto. Por ejemplo, las rocas calcáreas o sedimentos marinos, de las formaciones Rivas, Brito y Junquillal son el sustrato característico de bosques con una buena densidad de guayacán real (Guaiacum sanctum) de la familia Zygophyllaceae (Barwick & Schans, 2004). Lo mismo sucede con la palma Attalea rostrata (Standley & Steyermark, 1946) de una apariencia grande y masiva con palmas u hojas tan grandes como 3.5 m.
Si se encuentra un rodal de roble encino (Quercus oleoides) (Gallagher, 2018), muy probablemente se puede asegurar que están creciendo sobre un sustrato constituido por rocas tipo ignimbritas o suelos cuya base son ignimbritas. De la misma forma, se puede asegurar que si la densidad de cornizuelo (Vachellia collinsi o Vachellia cornigera; Boza, 2019) es muy alta, el suelo es de origen ignimbrítico. Esto resulta visible en las zonas a donde afloran las formaciones Bagaces o Liberia para el área de estudio.
Las rocas provenientes del manto, comúnmente denominadas serpentinitas, que en este trabajo corresponden con el Nappe de Santa Elena, son un elemento sobresaliente, pues al provenir de grandes profundidades (normalmente más de 40 km) su composición química difiere sustancialmente de aquellas rocas formadas en la superficie terrestre. Entonces, por su proveniencia no son de un carácter “amigable” con la mayoría de la biota. Estas rocas tienen una composición en la que el hierro y el magnesio son muy altos relativamente en comparación con el sílice, el calcio es muy bajo con respecto al magnesio, así como tienen altos niveles de níquel, cromo, manganeso y cobalto. Kruckeberg (2002) sugiere un alto contraste de vegetación entre suelos provenientes de la meteorización de serpentinitas y aquellos que no lo son, además, este autor señala la existencia de especies endémicas en suelos de afinidad serpentinitica. El tipo de vegetación sobre las serpentinitas de la península de Santa Elena es excepcionalmente baja y espinosa. Es destacable, por ejemplo, que sobre estas rocas del manto terrestre se encuentran cactus, como el Melocactus curvispinus (CONABIO, 2020; Taylor, 1991); o bien, un arbusto deciduo pequeño (1.5-4 m) como el Bursera schlechtendalii (Espinoza, Guadamuz, Pérez, Chavarría, & Masís, 2000).
Geología estructural y tectónica
Este apartado tratará tres ámbitos importantes para la descripción geológica estructural del área de estudio, que son los elementos estructurales, las zonas morfotectónicas y las etapas compresivas que han tomado lugar sobre las rocas estudiadas. Los elementos estructurales relevantes para el área de estudio son (Fig. 1): (1) La falla Murciélago con una traza este - oeste y que se encuentra parcialmente cubierta (Denyer, Gazel, Aguilar, Madrigal, & Chavarría, 2019). (2) El tren de pliegues de Santa Elena, clasificado como disarmónico asimétrico por sobrecorrimiento y compuesto por el anticlinal Montes de Oro, el sinclinal de Salinas, el anticlinal Descartes y el sinclinal Junquillal (Denyer, Vargas, Lücke, & Solano, 2019). (3) El eje de basculamiento de tobas con rumbo N 14 °W e inclinaciones de entre 0.8 y 1° hacia el E (Denyer, et al., 2019). (4) El Nappe de Santa Elena, que evidencia un cabalgamiento producto de una falla inversa con un basculamiento de hasta 30° al norte y una ventana tectónica.
La morfología del área de estudio se puede subdividir en cinco zonas morfotectónicas: (1) Nappe, (2) tren de pliegues, (3) plataforma ignimbrítica, (4) relictos volcánicos y (5) cordillera volcánica de Guanacaste (Fig. 6).
Fig. 6 Perfiles topográficos. A. Perfil con dirección suroeste-noreste. B. Perfil con dirección oeste-este. Exageración vertical a 2.0X. La ubicación de los perfiles se muestra en la Fig. 1. Las líneas punteadas indican la orientación y disposición de las capas de roca. / Fig. 6. Topographic sections. A. Southwest-Northeast profile. B. West-East profile. Vertical exaggeration is 2.0X. Location of the topographic sections is shown in Fig. 1. Dotted lines indicate orientation and disposition of rock beds.
La zona denominada Nappe corresponde con la sección que comprende a la Ofiolita de Santa Elena. Es una zona escarpada y afectada intensamente por procesos erosivos. Su altura máxima es el cerro El Inglés de ~525 m s.n.m. y presenta una leve inclinación hacia el norte.
El tren de pliegues (secuencia de rocas deformadas de manera ondulante que varían entre sinclinales y anticlinales) es la segunda zona y afecta geológicamente a las rocas sedimentarias (Cretácico Superior - Paleógeno) del área de estudio. Estas rocas fueron afectadas por una compresión que las deformó hasta el punto de poder visualizar una estructura sinuosa en los depósitos. La deformación provoca que estos terrenos tengan una gran variación en su elevación como se muestra en la Fig. 6A con diferencias de elevación de hasta ~310 m.
La tercera zona es la plataforma ignimbrítica. Se reconoce porque es una planicie extendida hacia el este del área de estudio. La planicie alcanza los 300 m de altura y es a consecuencia del emplazamiento de ignimbritas. En la Fig. 6A y Fig. 6B se muestra cómo esta planicie presenta una leve inclinación hacia el este y como debajo de esta se encuentran rocas sedimentarias asociadas al tren de pliegues.
La zona de relictos volcánicos se ubica al noreste del área de estudio. Esta morfología se ha producido en las rocas efusivas más antiguas del área de estudio, es decir, volcanes extintos de hasta 2.18 Ma (Alvarado & Gans, 2012) afectados por fuertes tasas de erosión. Por tanto, su elevación general se encuentra por debajo de los 450 m s.n.m. y poseen fuertes pendientes (Fig. 6B).
La zona morfotectónica de las laderas de la cordillera volcánica de Guanacaste, en específico del macizo Orosí - Cacao, se identifica en el extremo SE del área de estudio y se abarca parcialmente. Según la Fig. 6B alcanza elevaciones de 300 m s.n.m., pero estas llegan a ser mucho mayores y sus pendientes no presentan cambios abruptos.
Para el extremo noroeste de Costa Rica se han reconocido varias fases tectónicas compresivas con las siguientes edades: (1) Cretácico Inferior, (2) Cretácico Superior temprano - Campaniano temprano, (3) Eoceno Superior - Mioceno y (4) Cuaternario (Fig. 7).
Fig. 7 Fases tectónicas compresivas. Las flechas indican las orientaciones reales de las fases tectónicas. / Fig. 7. Compressive tectonic phases. Arrows indicate the real orientation of the tectonic phases.
Cretácico Inferior (Barremiano - Aptiano): su origen está inferido por la presencia de un margen convergente entre las placas Farallón y Norteamericana, en el cual interactuó la Gran Provincia Ígnea del Caribe (Caribbean Large Igneous Province:Astorga et al., 1991; Azéma et al., 1985; Baumgartner & Denyer, 2006; Escuder-Viruete & Baumgartner, 2014; Escuder-Viruete et al., 2015; Escuder-Viruete et al., 2019; Gursky, 1988; Kuijpers, 1980). Una placa tectónica es un fragmento de la corteza que se mueve a consecuencia de las corrientes de convección en el manto superior. A partir de esta interacción entre placas, se desarrolló un efecto compresivo con dirección NNE-SSW (Meschede & Frisk, 1998). Escuder-Viruete & Baumgartner (2014) proponen una edad Barremiano - Aptiano. Algunos eventos específicos datados fueron la acreción de los petit-spots durante el Albiano y la exhumación de la Ofiolita de Santa Elena hace ~124 Ma durante el Aptiano Inferior (Escuder-Viruete & Baumgartner, 2014; Escuder-Viruete et al., 2015). El principal producto de esta deformación se encuentra en los depósitos más antiguos del Complejo Acrecional de Santa Rosa (Baumgartner & Denyer, 2006).
Cretácico Superior temprano - Campaniano temprano: se asocia con un cambio global en los vectores de movimiento de las placas tectónicas (Astorga et al., 1991; Gursky, 1988; Meschede, Frisch, & Sick, 1988). Pindell et al. (1988) atribuyen estos esfuerzos a la convergencia entre las placas Farallón y Norteamericana. Tournon (1994) indica una dirección N-S de los esfuerzos según estrías de falla, y Meschede y Frisk (1994) relacionan esta deformación con el Escarpe de Hess. El sobrecorrimiento de la Ofiolita de Santa Elena, Escuder-Viruete et al. (2015) lo ubican entre el Cretácico Superior temprano y el Campaniano tardío, según su modelo geodinámico y las consideraciones de Escuder-Viruete y Baumgartner (2014); Frisch, Meschede y Sick, (1992); y Tournon (1994). El sobrecorrimiento de la Ofiolita de Santa Elena tuvo lugar entre el Cretácico Superior temprano y el Campaniano tardío.
Eoceno Superior - Mioceno: se compuso de esfuerzos NNE-SSW que generaron fallas inversas y pliegues en las rocas sedimentarias del Cretácico terminal - Paleógeno, con orientación preferencial E-W (Astorga et al., 1991; Denyer, Vargas, et al., 2019; Gursky, 1988; Kuijpers, 1980; Ladd, 1976; Meschede & Frisk, 1994). Su génesis está dada por la interacción convergente entre las placas Norteamericana y Suramericana (Gursky, 1988; Ladd, 1976).
Cuaternario: según las estructuras evidenciadas hacia el sureste del área de estudio (eje de basculamiento y buzamientos fotogeológicos en las rocas de las formaciones Bagaces, Liberia y Monteverde) se evidencia una compresión con una dirección aproximada hacia el E.
Historia geológica
La geología del sector pericostero del noroeste de Costa Rica muestra eventos geológicos únicos respecto al resto del país. Estos están resumidos en la Tabla 1.
Tabla 1 Eventos geológicos singulares documentados en el noroeste de Costa Rica. Sup.: Superior, Dep.: Depositación. / Table 1. Singular geologic events documented in the northwest of Costa Rica.
| Evento | Edad (Ma) | Mecanismo de formación | Esquema |
| Primeros registros geológicos | Pliensbachiano (~190 - ~182 Ma) | La muerte de organismos micrometricos representa una de las formas de conformar rocas sedimentarias. |
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| Emersión de la Ofiolita de Santa Elena | Aptiano (~124 Ma) | Ambientes extensionales asociadas a una dorsal media-oceánica (MOR) o una cuenca tras arco (back arc). |
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| Comunidades bióticas | Campaniano (~84 - ~72 Ma) | Es el registro de las primeras comunidades de corales en rocas de Costa Rica reconocidas como arrecifes de rudistas. |
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| Depositación sedimentaria y compresión | Cretácico Sup. a Mioceno (~84 - ~5 Ma) | Primeramente sucedió la dep. de sedimentos y posteriormente aconteció un esfuerzo compresivo SW-NE. |
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| Vulcanismo explosivo | Plio-Pieistoceno (~5 - 0.6 Ma) | Registro de erupciones explosivas de composiciones ácidas. |
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| Coladas de lava | Pleistoceno (~2 - 0.6 Ma) | Flujos de lava que conformaron la actual cordillera volcánica de Guanacaste y el vulcanismo anterior a esta. |
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| Erosión volcánica | Pleistoceno Sup. y Holoceno (0.129Ma - Actualidad) | Efectos de la meteorización y erosión en los edificios volcánicos |
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| Dunas fosiles | Holoceno (t < 0.01 Ma) | Litificación de dunas por splash marino y disolución parcial de los fragmentos bioclásticos. |
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| Tempestitas | Holoceno (t < 0.01 Ma) | Depósitos producto de eventos ciclónicos. |
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Jurásico al Cretácico Inferior (~200 - ~100 Ma): Representa el inicio del registro geológico en la región, con erupciones volcánicas submarinas acontecidas en la placa tectónica Farallón y dieron como resultado los petit-spots (Fig. 8A). Contemporáneamente se presentó la continua muerte de organismos marinos de tamaños micrométricos, en su mayoría radiolarios, que fueron depositados con sedimentos finos en el piso oceánico, cuya litificación de estos microcomponentes genera rocas denominadas radiolaritas. Estos productos conforman el Complejo Acrecional de Santa Rosa.
Fig. 8 Procesos depositacionales del Jurásico al Oligoceno Inferior. / Fig. 8. Depositional processes from Jurassic to Lower Oligocene.
Cretácico Inferior (145 - 100 Ma): En esta época se infiere la formación de la Ofiolita de Santa Elena en el manto superior de la Tierra. Esta ofiolita corresponde a un terreno alóctono, que presenta al menos dos etapas magmáticas: una del manto con intrusión de diques de gabro pegmatíticos (emplazados por diferencias de presión que permitieron su movimiento por zonas de debilidad), y una segunda etapa intrusiva de diques de dolerita.
Seguidamente, la ofiolita fue afectada por esfuerzos tensionales a nivel geotectónico (Fig. 8B), que generaron fracturas abiertas de cientos de kilómetros. Las fracturas de estas dimensiones pueden llegar a provocar conexión del manto con la superficie terrestre, es decir la emersión de estas rocas desde el manto terrestre hasta la parte superior de la corteza terrestre. En el caso de la Ofiolita de Santa Elena no se ha determinado aún si estos ambientes extensionales se presentaron en una dorsal medio-oceánica (MOR) - producto de la separación de América del Norte de América del Sur, o en una cuenca tras arco (back arc: Madrigal et al., 2015).
En esta misma época se generaron otros eventos ígneos a consecuencia de la actividad volcánica no asociada con la Ofiolita de Santa Elena, pero si típico en la corteza oceánica, como: (1) el Complejo Ígneo Estratificado de Bahía Nancite, que posiblemente emergió por el mismo medio y al mismo tiempo que la ofiolita, y (2) los Basaltos de las Islas Murciélago, producto de erupciones submarinas tipo gran provincia ígnea en la placa Pacífica.
Cretácico Superior (100 - 66 Ma): Durante el Cretácico Superior las rocas de la Ofiolita de Santa Elena comenzaron su traslado tectónico desde el plano abisal, con profundidades entre 3 000 y 6 000 m b.n.m., hasta una plataforma continental con profundidad variable entre 0 y 200 m b.n.m. Esta plataforma contenía condiciones favorables para el crecimiento de comunidades de arrecifes dominadas por rudistas y nerineas reconocidas hoy en día como la Formación El Viejo (Fig. 8C).
En los bordes de estas plataformas es común que se generen flujos de detritos y avalanchas de escombros, emplazados y depositados en el talud continental, producto del retrabajo de sedimentos y el levantamiento tectónico por actividad sísmica. Este episodio está representado por la Formación Santa Ana. De forma sincrónica al crecimiento de arrecifes y los episodios de retrabajo y sedimentación, se dio el acarreo y posterior acumulación de materiales finos a muy finos y biogénicos (muerte de microorganismos) por acción de corrientes marinas. Estos depósitos son identificados al norte de la península de Santa Elena como la Formación Piedras Blancas.
El traslado de las rocas del Nappe fue consecuencia de una etapa con esfuerzos compresivos que generó un sistema de fallamiento inverso, donde una litología o unidad de roca más antigua se movió hasta quedar sobre una litología más joven. Estos esfuerzos se asocian al evento tectónico de inicios del Campaniano. Este evento provocó la interacción entre la Ofiolita de Santa Elena (litología más antigua) y el Complejo Acrecional de Santa Rosa (litología más joven), formando la Brecha Tectónica.
Paleoceno (66 - 56 Ma): Se formaron depósitos de deslizamientos y corrientes de turbidez en los taludes continentales (Fig. 8D). Estos procesos ocurrieron por la inestabilidad en los sedimentos, y fueron disparados por sismos o cambios en el régimen y cantidad de sedimentación por aporte de material terrígeno relacionado a actividad volcánica y la acción de la erosión. Estos depósitos son agrupados en la Formación Rivas.
La depositación en ambientes más profundos en el perfil batimétrico respecto a los depósitos del Cretácico Superior demuestran una transgresión producida por la subsidencia tectónica en la región estudiada. La subsidencia tectónica es el progresivo hundimiento de la corteza por el movimiento generado en las fallas geológicas.
Eoceno (56 - 34 Ma): Representa una época de somerización o regresión marina; es decir, un cambio en los ambientes de depositación que varían desde profundos a someros con abundancia de ondulitas (Fig. 8E). Las ondulitas se generan por movimientos tipo vaivén de agua, como el movimiento del agua salada en las playas. Estas rocas son nombradas como Formación Brito.
El relleno de la cuenca se asocia a un cambio en el régimen de depositación en la cuenca, por aporte continuo de sedimentos desde un arco de islas activo, o el evento tectónico a mitad del Eoceno. Los eventos tectónicos son sucesos donde se presentan cambios en las condiciones de deformación que modifican el patrón de esfuerzos y por tanto las condiciones de depositación dentro de una cuenca. Algunos ejemplos de eventos tectónicos son cambios en la dirección de movimiento de placas tectónicas, desplazamientos a lo largo de fallas o levantamientos regionales. Este evento tectónico marca el inicio de una fase compresiva que dio origen al tren de pliegues entre el golfo de Santa Elena y bahía de Salinas.
Oligoceno (34 - 23 Ma): Durante el Oligoceno continuó el relleno de la cuenca representado por la fase final de somerización. Esta somerización a inicios del Oligoceno está representada por depósitos con estructuras sedimentarias que evidencian picos de energía, corrientes multidireccionales y sedimentos en suspensión, los cuales son típicos de tormentas en zonas de poca profundidad (Fig. 8F). Estos depósitos se identifican como Formación Junquillal.
Para finales del Oligoceno el registro geológico lo comprende la Formación Punta Pelada. Durante esta época, predominó un ambiente marino somero típico de arrecifes coralinos de poca profundidad con influencia de corrientes fuertes, un aporte terrígeno continuo, cambios frecuentes de energía en el medio y cambios en el nivel relativo del mar (Fig. 9A).
Fig. 9 Procesos depositacionales del Oligoceno Superior al Holoceno (presente). / Fig. 9. Depositional processes since Upper Oligocene to Holocene (present).
Mioceno (23.03 - 5.3 Ma): El Mioceno no presenta registro litológico, por el levantamiento abrupto asociado al final de la etapa tectónica compresiva que generó el tren de pliegues entre el golfo de Santa Elena y bahía de Salinas (Fig. 9B).
Plioceno (5.3 - 2.58 Ma): La tectónica compresiva durante el Mioceno contribuiría a la elevación del arco de islas volcánico con un sustrato de las sedimentitas plegadas, sobre las cuales se depositaron los productos de las grandes erupciones volcánicas explosivas (Fig. 9C). Este tipo de actividad permitió la colmatación de la cuenca y el término de la depositación bajo el nivel del mar. Además, generó los relieves planos que dieron paso a la Meseta Volcánica de Santa Rosa.
Pleistoceno (2.58 - 0.01 Ma): A inicios del Pleistoceno todavía imperaban las condiciones de vulcanismo explosivo. Al mismo tiempo hubo un cambio geotectónico en los esfuerzos que provocó el eje de basculamiento, por ende la leve inclinación de la Meseta de Santa Rosa hacia el este franco. Se construyeron los edificios previos a la cordillera volcánica actual (Formación Monteverde), con lavas predominantes y algunos eventos de ignimbritas y la formación de calderas, y la construcción de la cordillera volcánica de Guanacaste (macizos Orosí-Cacao y Rincón de la Vieja).
En la etapa final del Pleistoceno y el inicio del Holoceno se consolidó un predominio de derrames lávicos o coladas de lava y depósitos lacustres (Fig. 9D).
Holoceno (0.01 Ma - actualidad): El Holoceno para el noroeste de Costa Rica comprende el estado actual de evolución de la Cordillera de Guanacaste, con fases constructivas (lavas predominantes y piroclastos subordinados) y fases erosivas que incluyen la génesis de eventos laháricos y de avalanchas volcánicas como consecuencia de la denudación física y actividad eruptiva de los macizos Orosí - Cacao y Rincón de la Vieja (Fig. 9E). Otros depósitos fueron producto de la erosión y depositación eólica, que dieron lugar a dunas y paleodunas, erosión gravitatoria con la fragmentación de las rocas para generar coluvios, y erosión hídrica como lo son las tempestitas y los depósitos aluviales, producto de la acumulación de sedimentos finos a gruesos en zonas donde se presenta agua en movimiento.
Conclusiones
El contexto geológico mostrado en esta investigación presenta elementos geológicos únicos a nivel nacional como las dunas fósiles, depósitos producto de fuertes tormentas, rocas del manto terrestre, rocas asociadas con la evolución biótica de arrecifes coralinos dominados por rudistas durante el Cretácico Superior (hasta 83.6 Ma) y el plegamiento de rocas sedimentarias que tuvieron procesos de erosión y depositación, conformando una discordancia, la cual luego fue parcialmente cubierta por depósitos ignimbríticos voluminosos. Además, en esta zona se tiene el reporte de la datación más antigua de Costa Rica correspondiente al Pliensbachiano - Jurásico Inferior (~190.8 - ~182.7 Ma: DeWever et al., 1985).
Esta investigación considera que las rocas del área de estudio se pueden incluir en cinco grupos según sus características: rocas de afinidad oceánica u Ofiolita de Santa Elena, rocas sedimentarias, eventos extrusivos de tipo explosivo, rocas efusivas y depósitos recientes. Además, las rocas del área de estudio evidencian al menos cuatro fases compresivas: Cretácico Inferior (~145 - ~100.5 Ma), Cretácico Superior temprano - Campaniano temprano (~100.5 - 72.1 Ma), Eoceno Superior - Mioceno (37.8 - 5.333 Ma) y Cuaternario (2.58 Ma - hoy en día).
Las morfologías y la constitución de los suelos son producto de los procesos geológicos acaecidos en el noroeste de Costa Rica. Cada una de estas fases tiene injerencias en el terreno respecto a las especies vegetales encontradas y el uso de la tierra. Por lo tanto, es posible establecer una relación directa entre la geosfera y la biosfera. Esta relación permite delimitar cuatro zonas geológicas que según su afinidad condicionan la vegetación y la fauna, por lo que suelen ser fáciles de reconocer por sus cambios abruptos. La primera zona está conformada por las rocas de la Ofiolita de Santa Elena que no permiten el desarrollo habitual de la vegetación, solamente árboles de tamaño pequeño, por su alto contenido de magnesio y otros elementos. Las rocas sedimentarias representan la segunda zona, que presenta una mayor afinidad con los componentes bióticos. Por tanto, la mayor diversidad de especies está presente a donde afloran estas rocas. La tercera zona son las planicies volcánicas producto de los eventos extrusivos de tipo explosivo, las cuales limitan esta diversidad y se reconoce vegetación con ausencia de hojas o son de tamaño reducido. Por último, las rocas efusivas con piroclastos subordinados representan terrenos muy fértiles con las condiciones ideales para el desarrollo intenso de vegetación y cultivos.
Declaración de ética: los autores declaran que todos están de acuerdo con esta publicación y que han hecho aportes que justifican su autoría; que no hay conflicto de interés de ningún tipo; y que han cumplido con todos los requisitos y procedimientos éticos y legales pertinentes. Todas las fuentes de financiamiento se detallan plena y claramente en la sección de agradecimientos. El respectivo documento legal firmado se encuentra en los archivos de la revista.
