Métodos ²³⁸U/²³²Th y ²³⁸U/²⁰⁶Pb

Método ⁸⁷Rb/⁸⁷Sr
]]>
Otro método empleado es la dosificación de ciertos isótopos como por ejemplo que el ⁸⁷Rb decae en ⁸⁷Sr de su mismo peso atómico emitiendo partículas beta, de esta forma la relación ⁸⁷Sr/⁸⁷Rb resulta en un verdadero cronómetro. Dado que no hay minerales de rubidio en la naturaleza, este suele encontrarse asociado principalmente con minerales que contienen potasio (p.ej., micas, feldespatos potásicos, anfíboles, etc.) y estos contienen pequeñas cantidades de Sr no radiogénico. Este ]]>

Este método solo ha sido aplicado hasta el momento en Costa Rica por Gräfe (1998) y ]]> et al. (2002).

Método de termocronología de trazas de fisión

Cuando una partícula nuclear ]]> ²³⁸U, ²³⁵U y ^{2 32}U (también de Th y K, por ejemplo) pueden observarse en el microscopio óptico bajo el ataque de ciertas soluciones. Su edad se determina por el simple recuento de las trazas de desintegración espontánea de estos núcleos atómicos pesados. La termocronología utiliza la datación radiométrica con las temperaturas de cierre de ]]>

La toma de muestras se realiza generalmente a lo largo de un perfil geológico o ]]> et al., 2005). Las trazas de cada elemento son calibradas experimentalmente, y la diferencia entre antes y después de la radiación, define la edad de la roca. El costo de la datación es de unos 500 euros. Este método solo ha sido aplicado hasta el momento en Costa Rica por Gräfe (1998) y Gräfe et al. (2002) utilizando zircones.

Comparación de los diferentes métodos en muestras y unidades similares en Costa Rica

Una vez expuestos los aspectos teóricos y metodológicos de los diferentes métodos de dataciones radiométricos, y previo a plantear el cuadro geocronológico de las dataciones en Costa Rica, se considera conveniente el hacer una discusión sobre la comparación ]]>

Cuando se realiza una datación radiométrica de una roca ígnea, lo más conveniente es que tenga un contexto estratigráfico restringido, es decir, que se presente entre rocas de edad conocida, o intruyendo en rocas sedimentarias bioestratigráficamente controladas, que permitan establecer una edad máxima y/o ]]> buscar evidencias que nos indiquen ]]>

Tal y como se dijo antes, las dataciones K/ Ar poseen el inconveniente con respecto a las ⁴⁰Ar/³⁹Ar, en que no podemos verificar, dada la ausencia de un plateau, de si existe alguna contaminación o complicación en la muestra, por lo que siempre existirá una incertidumbre en la datación, más allá del rango de error reportado por el laboratorio.

Buchs et al. (2009) argumentan que hay que tener mucho cuidado con la credibilidad de las dataciones radiométricas realizadas en Osa e incluso en otros complejos ígneos básicos u ofiolitas en Costa Rica (p.ej., Sinton et al., 1997; Hauff et al., 2000; Hoernle et al., 2002, 2004), dado que las muestras datadas mediante ⁴⁰Ar/³⁹Ar pueden tener pérdida del Ar debido al tectonismo y metamorfismo de bajo grado, y las muestras K/Ar pueden ser pobres en K. Aunque esto es técnicamente factible y hay ejemplos al respecto dentro de la presente base de datos, sus argumentos están basados en que las edades biocronológicas no coinciden, y que algunos basaltos suelen ser más jóvenes que las rocas sedimentarias sobreyacentes y, por lo tanto, la edad reportada por el método radiométrico no representa la edad magmática. Este argumento es válido únicamente si los sedimentos sobreyacentes están directamente en contacto sedimentario con las coladas datadas. Sin embargo, Buchs et al. (2009) no considera la posibilidad de que se trate de un cuerpo hipoabisa dentro de los sedimentos o si existe una falla entre ellos, entonces no necesariamente la datación es errada.

En Costa Rica, tal y como se dijo previamente, varias muestras de roca de unidades estratigráficas similares e incluso del mismo afloramiento, fueron analizadas por diversos laboratorios y bajo diversos métodos, mostrándose en ciertos casos consistencias positivas, pero en varias otras desviaciones considerables, interesantes de recalcar y analizar.

Por ejemplo, las lavas del cerro Sardinal en las llanuras de San Carlos, fueron tomadas prácticamente en la misma localidad evidenciándose similitudes entre la edad ⁴⁰Ar/³⁹Ar reportada en  este trabajo versus la K/Ar reportada por Obando (1995) y publicadas por Gazel et al. (2005): 17,70 ± 0,30 Ma vs. 17,20 ± 0,8 Ma, respectivamente. Una similitud relativa también se observa para las lavas del domo del cerro 152: 15,2 ± 0,04 Ma vs. 14,3 ± 0,5 Ma, respectivamente. En cambio si se presentan diferencias notorias entre las muestras del cerro Blanco para los mismos autores: 17,10 ± 0,25 Ma vs. 15,4 ± 0,6 Ma y las del flanco SE del cerro 152: 15,30 ± 0,10 Ma vs. 10,9 ± 0,4 Ma.

Otro caso es el conocido tajo Jaboncillo (carretera Interamericana, cerro de La Muerte), que corresponde a un cuerpo de andesita vidriosa transición a dacita, muy visitada por los geólogos y estudiantes desde hace más de cinco décadas. Fue datada por K/Ar en 16,9 ± 2,5 Ma (Bellon & Tournon, 1978) y posiblemente corresponde (por su descripción y localización) con la muestra datada por K/Ar en 9,40 ± 0,47 Ma (Jackson, 1991), que igualmente fue datada por ⁴⁰Ar/³⁹Ar en 11,98 ± 0,06 Ma (MacMillian et al., 2004). Vemos como existe una diferencia notoria de 7,5 millones de años entre los extremos de los resultados, aunque todas ellos son del Mioceno. Claramente, como se aclaró en la introducción, con el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar  tenemos más seguridad sobre el resultado radiométrico.

De modo similar, otro afloramiento muy visitado por los geólogos son las lavas medianamente alcalinas, localizadas en un tajo abandonado a la par del histórico puente La Garita. Originalmente datadas por Bellon & Tournon (1978) en 2,8 ± 0,4 Ma, sin embargo, las nuevas dataciones porveen edades más antiguas, tales como 5,52 ± 0,08 Ma (Marshall et al., 2003), 6,10 ± 0,15 (presente trabajo) y 6,47 ± 0,21 Ma (Gazel et al., 2009). Aunque pueden ser varias fases subvolcánicas y puede presentar problemas de ceolizitación (presencia de analcima), las edades nos indican consistentemente una edad superior a los 5 Ma.

Un caso ejemplar de cómo la estratigrafía volcánica se invirtió con los nuevos datos isotópicos, corresponde con las dataciones de la andesita afírica y de la ignimbrita del Valle Central, las conocida lava de Intracañón o Colima Superior y las rocas de Avalancha Ardiente o Tiribí, que originalmente fueron datadas por K/Ar en 1 y 0,7 Ma, respectivamente, siendo más antiguas que las lavas de los cerros Zurquí datadas en0,5 Ma (Bellon & Tournon, 1978). Sin embargo, los nuevos estudios isotópicos de ⁴⁰Ar/³⁹Ar, seconcluye que poseen edades de 0,33 y 0,32Ma, respectivamente (Pérez et al., 2006),mucho más jóvenes que las propuestas. Su localización (aportada por J. Tournon, com. escrita, 2010), descripción (Tournon, 1984) y mapa geológico (Echandi, 1981) apoyan que no corresponde con coladas o ignimbritas más antiguas. En cambio, la edad reportada para el Zurquí por Bellon & Tournon (1978), si da próxima y dentro del rango de la serie de edades aportadas en el presente trabajo.

Otra colada de lava, que consistentemente se ha datado varias veces por diversos autores por el mismo método (⁴⁰Ar/³⁹Ar), es la andesita de  Monteverde que forma la base del cerro Chopo, en el camino entre Cañas y Tilarán, que aflora en el sector derecho de la carretera sobre la cuesta previo al tajo del Chopo. Gardner & Turrin (en Alvarado et al., 1992) aportaron la primera edad para este afloramiento resultando en 1,16 ± 0,18 Ma, seguida por Marshall (2000) en 1,90 ± 0,05  Ma para la isocrona y 2,08 ± 0,26 Ma (plateau), siendo esta última congruente con las tres muestras de la misma colada aportadas en presente trabajo, con resultados dentro de un estrecho rango de 2,040 - 2,030 ± 0,020 - 0,010 Ma.

Otros ejemplos en los cuales la misma localidad fue datada con ⁴⁰Ar/³⁹Ar por diferentes autores y laboratorios, y pese a ello, las edades dieron muy similares, corresponden con la localidad tipo de la Fm. Grifo Alto (la Cruz de Guatuso, Puriscal) con resultados de 5,01 ± 0,11 Ma (Marshall, 2000) vs. 5,10 ± 0,10 Ma (MacMillan et al., 2004) o el cerro  Bola (río Abrojo, Ciudad Neily) con 3,51 ± 0,02Ma (MacMillan et al., 2004) y 3,64 ± 0,05 Ma(Gazel et al., 2011).

De igual modo, resulta muy interesante que todas las edades K/Ar determinadas por Gillot et al. (1994), tanto para las lavas de Monteverde, las ignimbritas de Guanacaste e incluso las lavas del Pleistoceno Superior Tardío del Chato, aportan edades muy similares a las ⁴⁰Ar/³⁹Ar (presente trabajo), hecho que nos indica que una adecuada y cuidadosa selección y preparación de la muestra puede aportar edades K/Ar igualmente valiosas. ]]>
De varias unidades que parecen corresponder con eventos isócronos, como ignimbritas bien extendidas y correlacionables entre sí mediante criterios de campo, petrografía, geoquímica y estratigrafía, se tienen en varios casos muestras de diferentes localidades e incluso de la misma localidad, datadas por diversos autores, ya sea por K/Ar o por ⁴⁰Ar/³⁹Ar. A estas muestras se les practicó un filtro con el fin de eliminar los datos que se salen de la campana gaussiana; a las muestras restantes, se les aplicó los métodos estadísticos recomendados por Long & Rippeteau (1974), que aunque son aplicados por ellos para dataciones de radiocarbono, son matemáticamente válidos para nuestras dataciones.

También, algunas muestras datadas con ⁴⁰Ar/³⁹Ar en clara posición estratigráfica continua y sin falla inversa, ya sea a nivel de afloramiento o de perforación con recuperación de núcleo, se observan inversiones relativas de edades (ligeramente más jóvenes las de abajo con respecto a las superiores) con diferencias de algunasdecenas de miles de años, hecho que tan solo nos indica que las fases eruptivas o explosivas se originaron en un tiempo corto, construyéndose el edificio en un lapso dentro del rango de error del método, no necesariamente de la incertidumbre reportada por el laboratorio.

En síntesis, y tal y como se dijo al inicio, el método K/Ar es más rápido, económico y más fácilmente ofrecido en el comercio, pero presenta el problema de que no se tiene un control sobre la calidad y, peor aún, la veracidad de la edad, aspecto algo más controlable con el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar. Sin embargo, claramente aún con el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar hay que tener cuidado en el trabajo de campo y petrográfico, en la selección y preparación de la muestra, la escogencia de las fases petrográficas (tipo de minerales o matriz), su grado de conservación y alteración (exclusión de xenocristales, alteración meteórica e hidrotermal), contexto geológico, así como la escogencia entre una edad aportada por el plateau o por la isocrona, factores cruciales en el resultado de la edad (Saginor et al., 2011b; presente trabajo). Un adecuado conocimiento geológico de previo, resulta muy favorable a la hora de ponderar los resultados.

Dataciones radiométricas infructuosas o no contempladas en el presente trabajo

El costo elevados de las dataciones y el tiempo invertido (viajes, trabajo de campo, exportación de las muestras, secciones delgadas, selección y separación de fases a datar y análisis), muchas veces ha motivado a los autores a utilizarlas, pese a que su escasa confiabilidad. A continuación mencionaremos algunas de ellas que fueron desechadas en la base de datos y el análisis del presente trabajo.

Barr & Escalante (1969), manifiestan sus dudas respecto a diferentes muestras debido al bajo contenido en potasio. Sin embargo, aunque dicha afirmación es válida para dos de las tres muestras costarricenses, merecen re-evaluarse sus datos con respecto a las muestras nicaragüenses, dado que quizás resulte interesante el re-considerarlas dentro de los nuevos conceptos estratigráficos. Y no solo eso, la edad de las muestras nicaragüenses deberían de recalcularse con la constante λ_K = 4,962 x 10^-10a^-1.

Krushensky (1972) igualmente realizó un esfuerzo en efectuar dataciones K/Ar, pero varias de ellas presentan rangos de errores cercanos a la edad de la roca (p.ej., ignimbritas de río Conejo y de Aguacaliente) por lo que no fueron consideradas en el presente estudio (Cuadro 1).


El ICE por su parte, también realizó varias campañas para proyectos geotérmicos y en menor grado para proyectos hidroeléctricos. Algunos de los resultados que fueron compilados por Alvarado et al. (1992), no fueron tomados en consideración en la presente compilación por poseer errores muy elevados (p.ej., la muestra 23 del tajo La Ese, ICE, 1985). Durante el proyecto ICEENEL (1989, 1990), de las aproximadamente 15 dataciones K/Ar realizadas en el Laboratorio de Geología Isotópica de la Universidad de Berna (Suiza), solamente unas cuatro proporcionaron resultados confiables, en dos más, el rango de variación resultó muy elevado y en las restantes 10 procedentes del Tenorio, Platanar, Poás, entre otros, no se pudo distinguir entre el ³⁶Ar en exceso del ³⁶Ar en el aire, por lo que se tradujo en edades negativas, posible indicador de edades muy jóvenes. De igual modo, una serie de muestras del volcán Turrialba dieron edades K/Ar no distinguibles de cero, por lo que Reagan et al. (2006) asumió que la edad de las rocas debía de ser más joven que 50 ka. Sin embargo, a criterio de los autores, la mayoría de las dataciones K/Ar de la época (p.ej., Krushenshy, 1976; ICE, 1985; ICE-ELC, 1983), no podían precisar rocas más jóvenes que 0,2 Ma, con excepción de aquellas que aplicaban el método refinado de Cassignol (p.ej., Gillot et al., 1994).

Tres muestras de Appel (1990) de los Montes el Aguacate, que originalmente fueron incluidas por Alvarado et al. (1992) y Appel et al. (1994), no fueron incluidas en el presente trabajo por poseer un grado de error apreciable (Cuadro 1): la toba AGU-064 de la quebrada Concepción (3,0 ± 1,7 Ma), la brecha AGUA-055 del tajo Alto La Cima (2,1 ± 1,3 Ma) y la andesita AGU-60 de la quebrada Concepción (1,9 ± 1,3 Ma). Lo mismo sucedió con una serie de muestras que fueron presentadas por Appel y colaboradores como edades máximas, pero que en realidad no lo son dado que el argón radiogénico 40 está por debajo del límite de detección.

Obando (1995) no utilizó 4 edades radiométricas, dado que tres de ellas dieron resultados negativos y una edad muy antigua (65,5 Ma) por exceso de argón atmosférico.

Algunas muestras muy jóvenes, como las de los conos piroclásticos Tortuguero y la Loma Buenos Aires, resultaron con una edad “cero”, es decir muy joven para ser datada por ⁴⁰Ar/³⁹Ar (Gazel et al., 2011), con probabilidad inferior a 60 ka. Finalmente, en el presente trabajo, al menos unos 38 resultados no fueron incluidos por poseer errores muy grandes y “plateaus” no estables.

Cuadro cronostratigráfico

La estratigrafía ígnea de Costa Rica se puede resumir en 5 grandes grupos con sus variantes y subdivisiones (Fig. 2):  a) las ofiolitas (complejos oceánicos acrecionados) y rocas sedimentarias y tectónicas asociadas, extendidos entre unos 200 y 40 millones de años atrás con diversos orígenes, b) el magmatismo de arcos de islas, representado por las rocas intrusivas y volcánicas in situ (no como clastos sedimentarios), entre unos 30 y 2 millones de años,  c) el vulcanismo de fondo oceánico sobre la placa del Coco (entre 30 y 0,6 Ma),  d) las rocas alcalinas (entre 6 Ma y el presente), y  e) el arco magmático activo (entre 1 Ma y el presente), rodeado de cuencas sedimentarias coetáneas y con diferente grado de tectonismo y metamorfismo de bajo grado (ver Tournon & Alvarado, 1997; Bundschuh & Alvarado, 2007; Denyer & Alvarado, 2007).
]]>
A continuación se expone un análisis cronoestratigráfico de los resultados radiométricos acorde con el contexto geológico, empezando por las unidades más antiguas.

Los complejos ígneos básicos/ ultra básicos oceánicos (ofiolitas)

En Costa Rica afloran rocas ígneas básicas y ultrabásicas con diferentes grados de metamorfismo, que a lo largo de más de 50 años de estudios se han ido paulatinamente agrupado en diferentes unidades ]]> et al. (2000), Baumgartner et al. (2008), Alvarado et al. (2009a), Denyer & Gazel ]]> 2 y 3; ver discusiones en  Alvarado et al., 2009; Dilek & Furnes, 2011).

Península de Santa Elena

El complejo ]]> km²) consiste en un nappe constituido por lherzolitas espinélicas y raras lherzolitas plagioclásicas, harzburgitas diopsídicas, dunitas, wehrlitas, piroxenitas y cromititas (Tournon, 1984; Tournon & Bellon, 2009), relacionadas con una placa de subducción (Hauff et al., 2000; Gazel et al., 2006; Zaccarini et al., 2011). La peridotita serpentinizada está cortada por doleritas con anfíbol y anfibolitas, que aportan diferentes edades para los eventos magmáticos -más antiguos- y metamórficos –más jóvenes- entre 101 y 80 Ma (Bellon & Tournon, 1978; Tournon & Bellon, 2009). Ver cuadro 2 y más adelante el cuadro 38.
]]> El complejo ultramáfico sobreyace por contacto por falla al Complejo Acrecionado de Santa Rosa (Baumgartner & Denyer, 2006) o un mélange (Tournon & Bellon, 2009), constituido por basaltos alcalinos (masivos y en almohadillas), radiolaritas, tobitas, calizas pelágicas, lutitas negras, ]]> et al., 1985; Baumgartner et al., 2008). Numerosos sills de basaltos alcalinos potásicos y de lamprófidos intruyen las radiolaritas, que a su vez forman parte de este complejo; se prefieren las edades obtenidas por los anfíboles tipo kaersutita a las aportadas por la roca total o matriz: 159 – 150 Ma. Los basaltos basaltos y las traquitas aportan edades más jóvenes, entre 127 y 80,7 ± 2,5 Ma ]]>

El complejo ultramáfico igualmente cabalga al cuerpo ígneo estratificado (megabloque?) de Bahía Nancite (al menos 500 x 50 m), constituido por gabros, plagiogranitos, peridotitas plagioclásicas y piroxenitas, cortadas para varias generaciones de diques (Tournon, 1984; Arias, 2002) con afinidad de cámaras magmáticas de arco de isla, ]]> et al., 2000; Arias, 2002; Tournon & Bellon, 2009). Ver cuadro 2 y figura 3.

Las islas Murciélago ofrecen aún múltiples problemas para ubicarlas tectono-estratigráficamente dentro de la historia de Santa ]]> et al., 2000; Gazel et al., 2006). Las islas e isletas están conformadas por basaltos en almohadillas y masivos así como traquibasaltos, pero sus playas poseen cantos de rocas sedimentarias que no afloran en las islas (Tournon, 1984). Posiblemente corresponde con un escama tectónica asociada de algún modo con la tectónica de sobrecorrimiento de Santa Elena (ver discusión y detalles en Tournon & Bellon, 2009), y los ]]> et al. (2000), sitúa al evento basáltico en 109 Ma (Cuadro 2). Otros basaltos más jóvenes y ligeramente alcalinos asociados con traquitas, son los de Respingue, que suministran edades promedio de 86,5 Ma (Tournon & Bellon, 2009).

]]> La historia, en breve, se puede resumir en:

a. Intrusiones ácidas a ultrabásicas cumuladas y estratificadas de Bahía Nancite presentan edades compartidas entre el lapso de 133 y 140 Ma (Hauff et al., 2000; Tournon & Bellon, 2009).
b. Dos generaciones de gabros pegmatíticos la intruyen cuando aún la peridotita estaba caliente, en un medio de zona de subducción (Gazel et al., 2006).
c. Varias intrusiones tardías dentro de la peridotita de diques doleríticos ]]>
d. Formación del complejo ígneo-sedimentario acrecionado o mélange de Santa Rosa, en el margen austral del bloque Chortis, posiblemente en el Cenomaniano.
e. Emplazamiento (obducción) de la peridotita de Santa Elena en algún momento entre el post- Cenomaniano y el Campaniano Tardío (Tournon & Bellon, 2009).

Península de Nicoya y la cuenca del Tempisque
]]> El basamento de la península de Nicoya está conformado por basaltos en almohadilla, basaltos masivos, e intrusiones doleríticas, gabroicas y más localmente, plagiograníticas, todos ellos más antiguos que el Campaniano (Alvarado & Denyer, 1988). Secuencias radiolaríticas con edades usualmente más antiguas, enriquecidas en Mn y algunas contemporáneas con los basaltos, enriquecidas en Fe, son en su mayoría intruidas y sobreyacidas ]]> Cuadro 3). Hasta el momento no se ha encontrado el basamento magmático de las radiolaritas más antiguas del Jurásico Medio, es decir unos 170 Ma (Denyer & Baumgartner, 2006). En Nicoya existen rocas ígneas claramente asociadas con el Caribbean Large Igneous Province (CLIP), evento que principalmente se desarrolló a los 92 - 80 Ma, y rocas pre-CLIP (Baumgartner et al., ]]>

En la parte interna del golfo de Nicoya, cerca de Colorado de Abangares, se presentan afloramientos de picritas a lo largo de 14 km con características geoquímicas similares a komatiítas, que están cortadas por diques de traquibasaltos alcalinos, algunos con anfíbol (Alvarado et al., 1997). La edad media de las picritas ]]> et al., 1997; Sinton et al., 2009) es de 88,4 ± 0,57 Ma, asumiendo que se trate de un evento relativamente simultáneo (Cuadro 3). No se trata de cumulados (sensu Hauff et al., 2000) dado que el la matriz desvitrificada es rica ]]> et al., 2000; Denyer & ]]>

Finalmente, a partir del Campaniano Tardío, los sedimentos volcánicos subalcalinos suelen ser ]]> Cuadro 4).

De manera simplificada, la historia tectonomagmática se puede resumir a:

a. Sedimentación de una espesa secuencia de radiolaritas pelágicas en el Paleopacífico en conexión con el Tethys durante el Jurásico Medio, unos 170 Ma (Denyer & Baumgartner, 2006).
]]> b. Efusiones basálticas a los 139 - 133 Ma (Hoernle et al., 2004; Denyer & Baumgartner, 2006).
c. Efusiones basálticas a los 119 - 110 Ma (Denyer & Baumgartner, 2006).
d. Intrusiones ]]>
e. Picritas komatiíticas (88,4 Ma) intruidas por diques alcalinos (Alvarado et al., 1997; Sinton et al., 2009).
f. Intrusiones ]]>
g. Establecimiento de la zona de subducción aproximadamente a los 71 Ma.

Promontorios de ]]>

En el extremo SE del bloque Herradura (1000 km²) afloran radiolaritas y basaltos con una geoquímica (Hauff ]]> et al., 2000; Arias, 2003) y edad (91 - 84 Ma) similares a la de Nicoya (Sinton et al., 1997; Hauff et al., 2000; Tournon & Bellon, 2009), es decir asociados con el CLIP. Sobre esta secuencia, se presentan basaltos vesiculares, masivos y en almohadillas, gabros, doleritas, picritas y brechas hialoclastíticas con calizas asociadas del Maastrichtiano al Eoceno Medio, e intepretados como un monte submarino con afinidad geoquímica de Basaltos de Islas Oceánicas o Basaltos oceánicos Intraplaca (OIB y WPB, en sus ]]>

Similares litologías y facies de un monte submarino con afinidad OIB, se presentan en el promontorio de Quepos (Hauff et al., 2000; Arias, 2003; Tournon & ]]> et al., 2000; Denyer & Gazel, 2009). Allí tenemos rocas básicas intrusivas (gabros feldespatoidocos) y volcánicas y subvolcánicas (basaltos, ankaramitas, picritas, diabasas y sus productos fragmentarios: brechas de almohadillas, depósitos de hialoclastitas) asociadas con sedimentos del Daniano (entre 65,5 y 61,7 Ma, Azema et al., 1979) a modo de peperitas, en justa concordancia con ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar entre 65 y 61 Ma (Cuadro 5).

La cronología de los eventos puede resumirse de manera simplicada como:

a. Desarrollo de rocas equivalentes al complejo de Nicoya con edades entre 91 y 83 Ma, que constituirían el basamento del bloque Herradura.
b. Formación de montes submarinos entre el Maastrichtiano y el Eoceno inferior sobre dicho ]]>
c. Arribo a la zona de subducción y acreción/ obducción al final del Eoceno Medio.

Golfito-Osa-Burica

]]> En la región sur de Costa Rica afloran rocas máficas de origen submarino pero con una histórica geológica muy compleja, todavía en investigación. Se interpreta como fragmentos acrecionados de un plateau o parte del CLIP (Denyer et al., 2006; Denyer & Gazel, 2009), pero se diferencia del Complejo de Nicoya en varios aspectos, entre ellos la presencia de: a) cuerpos básicos intruyendo o ]]> Campaniano Tardío hasta por lo menos el Eoceno (Berrangé & Thorpe, 1988; Berrangé et al., 1989; Di Marco, 1994), b) basaltos vesiculares y picritas, así como gabros pegmatíticos (Berrangé & Thorpe, 1988; Berrangé et al., 1989; Buchs et al., 2009, 2010), c) rocas similares a los granófiros formados a partir de ]]> et al., 2010) y d) abundancia de vetillas de cuarzo en contraposición con Nicoya (presente trabajo) enriquecidas en Au (Berrangé & Thorpe, 1988).

Se distinguen entre cuatro y seis terrenos exóticos acrecionados (Di Marco et al., 1995; Buchs et ]]> , 2009), que conforman el complicado rompecabezas de esta región austral pacífica de Costa Rica. Sin embargo, su comprensión no es sencilla, tanto por la complejidad geológica intrínseca de región, como por los cambios constantes en los límites de las unidades en los mapas geológicos y sus rangos de edades, aún dentro de los mismos grupos de trabajo (Di Marco et al., 1995; Buchs et al., 2009, 2010).
]]> Berrangé & Thorpe (1988) son los primeros que plantean, basándose en la geoquímica de las rocas y piroxenos, la dificultad de definir el origen geotectónico de las rocas ofiolíticas de la zona sur. Sin embargo, tomando las rocas analizadas como un todo (Osa-Golfito), encuentran afinidad de MORB, aunque empobrecidas en elementos HFS durante episodios tempranos de fusión y enriquecidas en elementos LIL por episodios tardíos de subducción. Tan ]]> et al., 2000; Hoernle et al., 2002; Buchs et al., 2009; Denyer & Gazel, 2009; Tournon & Bellon, 2009).

Mediante el estudio ]]> Cuadro 6), Berrangé et al. (1989) concluyen que existen tres eventos magmáticos principales:

el más ]]> evento bien definido alrededor de 60,2 ± 7,6 Ma (Maaestrichtiano Tardío al Eoceno Temprano) y un tercer evento aproximadamente a 44,1 ± 4,4 Ma (Eoceno Medio). Si tomamos los propios datos de Berrangé y colaboradores (su figura 3) e independientemente de su disposición geográfica le aplicamos el criterio de la acronoza concurrente ]]> et al., 1989; Di Marco et al., 1995). Sin embargo, la mayoría de las edades de los basaltos y gabros in situ se sitúan entre ~65 y 55 Ma, mientras que la de los basaltos y gabros asociados o cercanos al mélange, poseen edades primordialmente entre ~ 60 y 45 Ma.

]]> Buchs et al. (2009, 2010) encuentra radiolaritas datadas del Coniaciano-Santoniano (aprox. 89 - 84 Ma), por lo que asumen que las rocas ígneas poseen dichas edades, aduciendo que las dataciones poseen problemas por pérdida de Ar. Sin embargo, aunque hablan que estas radiolaritas están intercaladas con la secuencia efusiva, no queda claro si efectivamente es así o si se trata de xenolitos. Pone como argumento adicional una lava datada en 54,5 ± 1,5 Ma en punta Burica, que en ]]> et al., 2002), la cual es mucho más joven que los sedimentos que presumiblemente la cubren del Paleoceno Tardío-Eoceno Temprano (aprox. 59 - 56 Ma) correspondientes a la Fm. Pavones. Sin embargo, al contrario de invalidar la edad, en el campo se observa que los basaltos intruyen a los sedimentos que aún estaban en estado plástico y, por ello, la edad de algunos basaltos es contemporánea y efectivamente algo más joven que la de los sedimentos. No obstante, el basalto en almohadilla datado por Hoernle et al. (2002) en Burica, con una edad de 64,2 Ma, procede de la desembocadura del río Claro, y se presentan volcados, indicando una tectónica considerable que aconteció entre el Paleoceno Inferior basal y el Paleoceno Tardío, previo a la Fm. Pavones.

Basaltos hasta traquiandesitas fluyeron e intruyeron a las calizas hemipelágicas ]]> et al., 2010).

Si tomamos en cuenta todas las ]]> geográfica y contexto geológico (Tournon, 1984; Di Marco et al., 1995; Hauff et al., 2000; Hoernle et al., 2002; Tournon & Bellon, 2009; Buchs et al., ]]>

a. Un magmatismo tipo CLIP pre-Campaniano, en equivalencia con el Complejo de Nicoya, que conformaría el basamento.
b. Posiblemente un magmatismo de ]]>
c. Un magmatismo de dorsal oceánica con montes submarinos aislados (tipo CLIP, MORB, N-MORB, E-MORB y OIB), del Campaniano al Eoceno Medio (80-76; 64-60; 56,7-54,7 y 47,5-43,5 Ma), que son paulatinamente acrecionados al margen convergente, e incluso desmembrados (mélange) junto con ]]>

El vulcanismo basáltico submarino de Talamanca

Una serie de basaltos en almohadilla, vesiculares, muy alterados, pero posiblemente de composición alcalina (presencia de titanoaugitas) y una posición estratigráfica posiblemente entre Paleoceno a Eoceno Inferior a Medio, afloran en diversas partes de la raíz de la cordillera de Talamanca (ríos Boyei y Pacuare, quebradas Terciopelo y Grande). Se desconoce si corresponden con un vulcanismo alcalino in situ, o con montes submarinos emplazados tectónicamente y ahora cubiertos por series sedimentarias posteriores (Tournon, 1984; Tournon & Alvarado, 1997; Tournon & Bellon, 2009).

El Magmatismo de Arco Oligo-Plioceno

Plutonismo Oligo-Plioceno

]]> Las rocas plutónicas de Talamanca (batolitos hasta stocks) son ampliamente conocidos desde hace más de un siglo (Gabb, 1874, 1875). Las rocas en su mayoría son granitos alcalinos a gabros, predominando los monzogabros y monzodioritas cuarcíferas, seguidas por los gabros, que en términos generales –no siempre- suelen ser más antiguos o contenidos como enclaves en los granitoides (Figs. 2 y 4). También se ]]> et al., 1995; Gräfe, 1988; Gräfe et al., 2002; Ulloa & Delgado, 2010).

]]> Existen algunas dataciones K/Ar que indican edades entre 35 y unos 19 Ma, pero existen dudas de si corresponden con muestras alteradas y/o con rocas toleíticas empobrecidas en potasio (Cuadro 7). Posiblemente, equivalente en edad, se tiene el leucogabro con olivino de Boca Tapada (llanura de San Carlos), pese a que carece de edad radiométrica, por su contexto (rodeado de lavas con edades entre 16,7 y 17,1 Ma, pero sin relaciones claras con respecto al intrusivo), por su geoquímica (similar a ]]> et al., 2005) y razón de los isótopos de estroncio, se puede inferir una edad cercana o superior a los 17 Ma, posiblemente de alrededor de los 22 Ma.

Las edades que suelen ser más consistentes en Talamanca y que, sin lugar a dudas por los diferentes métodos y sus traslapes (K/Ar, ⁴⁰Ar/³⁹Ar, Rb/ Sr y huellas de fisión en zircón), muestran una serie de fases intrusivas que se extendieron en forma continua desde 12,8 hasta 7,8 Ma (5 Ma de lapso). La vereda que conduce a la cumbre del cerro Chirripó (3820 m) a través de la fila Cementerio de la Máquina, pasa por rocas plutónicas con edades entre 10,6 y 7,5 Ma, para culminar con el macizo del Chirripó con rocas plutónicas e hipoabisales entre 10,1 y 7,8 Ma (Mioceno Medio ]]> Cuadro 8). En la fila Costeña afloran varios kilómetros de espesor de turbiditas ricas en clastos volcánicos (Fm. Descartes y Fm. Térraba, Paleoceno al Mioceno Medio; Mora, 1979; Alvarado et al., 2009b; Obando, 2011), intruidas por cuerpos predominantemente básicos y sus diferenciados (gabros y monzogabros, doleritas, ]]> et al. (1995) la dio nuevamente a conocer. Appel (1991) y Appel et al. (1994) igualmente dató un clasto rodado de dolerita en 16,8 Ma. Un nuevo grupo de dataciones fue proporcionado por ]]> et al. (2004) complementado con una datación de Gazel et al. (2009). Las rocas gabroicas en los alrededores de la localidad tipo, por el antiguo sitio de presa de Boruca y por Puerto Nuevo, consistentemente poseen edades entre 14,8 y 11,1 Ma, muy similares al gabro aflorante en la carretera Interamericana (12,8 Ma) y a un dique andesítico co-magmático (11,7 Ma), pero difieren en ser algo más jóvenes que los diques andesíticos hasta diabásicos aflorantes por Dominical (entre 18,3 y 16,8 Ma). Pese ]]> et al., 1995) y Heywood (1984, en de Boer et al., 1995), se pueden inferir dos grandes pulsos intrusivos: a los 18 - 17 Ma por Dominical y 15 - 11 Ma por Boruca (Cuadro 9). Sin embargo, los trabajos de campo posteriores realizados por el primer autor y otros colegas, evidencian que en el sector central y sur de la fila Costeña, se presentan abundantes cuerpos hipoabisales ]]> et al., 2004). Ver cuadro 9.

Referente al intrusivo de Escazú, se reconoce una facies marginal gabroica y una central monzonítica (Obando, 1983, 1985), aunque también se reportan monzodioritas-adamelitas, cuarzomonzonitas, granodioritas, monzogabros, así como diabasas olivínicas, aplitas o monzodioritas cuarcíferas (Rivier, 1979; Kussmaul, 1987). Las edades K/Ar dan un rango relativamente entre 6,30 y 5,33 Ma (Bergoeing, ]]> et al., 1995), siendo mucho más restringido con las ⁴⁰Ar/³⁹Ar entre 5,95 y 5,90 Ma (presente trabajo). Ver cuadro 10.

El intrusivo de Guacimal, compuesto ]]> et al., 2011), pero sin tonalitas; al parecer se emplazó a < 5 km y a temperaturas de 715 - 800 °C (Žáček et al., 2011). Posee edades K/Ar, ⁴⁰Ar/³⁹Ar y U/Pb, que se agrupan a ]]> et al., 1987; Appel et al., 1994; Žáček et al., 2011; presente trabajo). Ver cuadro 10. Los plutones e hipoabisales alcalinos del Plioceno (Cuadros 34 y 35) serán tratados por aparte junto ]]>
1978; Bergoeing, 1982, presente trabajo).

]]> La historia intrusiva puede resumirse a:

a. Stocks aislados en el núcleo de Talamanca, edad por verificarse: ¿35,6 - 18,8 Ma?
b. Stock de Boca Tapada, en las ]]>
c. Stocks, sills y diques de Puerto Nuevo: 18,3 - 16,8 Ma y 14,8 - 11,1 Ma.
d. Batolitos y stocks de Talamanca: 12,4 - 7,8 Ma.
e. Stocks, sills y ]]>
f. Stock de Escazú: 6,0 - 5,9 Ma.
g. Stocks, diques y sills alcalinos: 6,49 - 4,4 Ma.
h. Stock de ]]>
i. El batolito de Tapantí y los stocks de Desmonte y la Carpintera: 4,2 - 2,2 Ma.

Vulcanismo en la cordillera de ]]>

Mientras que el plutonismo en la cordillera de Talamanca está relativamente bien estudiado, aunque no con detalle dentro de los propios cuerpos plutónicos, no así lo está el vulcanismo, que es más desconocido. Es más, existe la predisposición estratigráfica a que la mayoría de las rocas volcánicas por de fault, ]]> antiguas y por el ]]> et al. (1971). Estudios de detalle de campo y de los contactos son fundamentales, y no puede asumirse que un cuerpo es una colada de lava ]]> et al., 1995), en Alturas, cerca de Panamá (16,87 Ma) y el vitrófiro del Jaboncillo (11,98 Ma, MacMillan et al., 2004). Justo las lavas del Jaboncillo están cortadas por un dique basáltico alterado, similar a otros que afloran cerca del cerro Buena Vista (Malavassi et al., ]]> et al., 2004) y un posible rodado de dacita vidriosa colectado en la confluencia del río General con el Pacuar (11,79 Ma, Jackson, 1991), nos hablan de eventos de andesitas ácidas-dacitas alrededor de 12 - 11,8 Ma. Las rocas muy sanas allá expuestas, no fueron afectadas por la alteración hidrotermal y su posición geopetal no es fácil de
establecerse ]]> Cuadro 11).

En general, se observa que el ]]>

Un vulcanismo más reciente, ]]> et al., 1992; Gazel et al., 2011 y referencias allí citadas). Estas rocas se presentan en la ]]> debris avalanches y sus facies de retrabajo fluvial (p.ej., San Vito de Java). Las edades de las lavas (domos, coladas y bloques) se ubican mayoritariamente entre los 4,23 y los 0,95 Ma (Bellon & Tournon, 1978; Tournon, 1984; Jackson, 1991; Defant et al., 1992; de Boer et al., 1995; Drummond et al., 1995; Abratis, 1998; MacMillan et al., 2004; Gazel et al., 2011; presente trabajo). Ver cuadro 12.

Un afloramiento de una andesita ]]> et al. (1995) y Drummond et al. (1995), no solo muestra una edad relativamente joven de 3,37 Ma (Cuadro 12), sino que presenta un enriquecimiento en Sr (1200 ppm), y muy bajos contenidos en Y e Yb, indicadores de un magma adakítico. Valga mencionarse que Sapper (1937) consideraba a la laguna Chonta (aprox. 2350 m s.n.m.), ]]>

En general, las ]]>
hacia el SE de la Zona de Fractura de Panamá (Alvarado, 1984; Gazel et al., 2011).

La historia ]]>

a. Vulcanismo basáltico de fondo oceánico del Eoceno.
b. Profuso vulcanismo subalcalino ]]>
c. Rocas plutónicas aisladas con cierto grado de duda por su alteración o bajo contenido en K: 35,6 - 18,8 Ma d. Afloramientos aislados de lavas (p.ej., 21- 17 Ma).
d. Vulcanismo ]]>
e. Intrusiones gabroides y granitoides: 12,4 - 7,8 Ma.
f. Vulcanismo post-intrusivo ]]>

Vulcanismo de la fila Costeña

El vulcanismo (efusivo y explosivo) ]]> edad de los basaltos de Mano de Tigre (Cuadros 9 y 12), desconociéndose si coexisten ambas edades o si se trata de un error en la toma de muestras: 14,1 - 14,0 Ma (McMillan et al., 2004) ]]> et al., 2011). La roca analizada por Gazel et al. (2011) tiene una clara afinidad adakítica, consistente con las edades de las adakitas de Talamanca.

Lo que sí es claro es que existe un vulcanismo muy localizado (Fm. Paso Real, equivalente o sinónimo de Fm. Grifo Alto; Dengo, 1962; Henningsen, 1965; Mora, 1979; Alvarado et al., 2009b), representado por brechas basálticas monomícticas, aisladas coladas de lava (basaltos en su mayoría, escasas andesitas) y diques casuales, infrayaciendo a los conglomerados polimícticos de la Fm. Valle del General. Su edad predominante está comprendida entre 4,6 y 3,45 Ma (Kesel, 1983; de Boer et ]]> , 1985; Drummond et al., 1995; McMillan et al., 2004; Gazel et al., 2011; presente trabajo). Ver cuadro 12 y figura 5. El cerro Bola se ubica en la zona Sur, cerca de Ciudad Nelly, en la carretera interamericana, a la par del río Abrojo. Fue datado en 3,51 Ma (MacMillan et al., 2004) o en 3,64 Ma (Gazel et al., 2011), ]]> et al., 2011). La roca corresponde geoquímicamente con una latita, aunque su petrografía indica un lamprófido con biotita llamado kersantita.

En resumen, en la fila Costeña se tiene una migración del magmatismo desde la costa, donde afloran las rocas más antiguas hacia la vecindad su límite con el pie de monte de la cordillera de Talamanca, donde se tienen cuerpos volcánicos y subvolcánicos más recientes (ver complemento en el apartado de rocas intrusivas). La historia se resume:

a. Diques andesíticos hasta diabásicos por Dominical (Fm. Puerto Nuevo): 18,3 - 16,8 Ma.
b. Gabros por Puerto Nuevo: 14,8 - 11,1 Ma.
c. Hipoabisales andesíticos y diabásicos del cerro Las Bolas: 6,4 - 6,1 Ma.
d. Coladas, cuerpos dómicos (¿criptodomos o domos?), brechas basálticas monomícticas y diques con tendencia adakítica: 4,6 - 3,45 Ma.

Vulcanismo de Sarapiquí

En las llanuras de San Carlos (Fig. 2) se levantan unos cerros y lomas bajas (40-370 m s.n.m.), hasta el grado que parte de ellos fueron mapeados en los mapas antiguos como llanuras aluviales, estando constituidos por coladas de lavas (andesíticas piroxénicas, basaltos, dacitas y riolitas), además de tobas y brechas de diversos orígenes, entre ellos depósitos de flujos piroclásticos (ignimbritas y depósitos de flujos de bloques y cenizas) e intruidos por pequeños cuerpos intrusivos (p.ej., el gabro de Boca Tapada). En algunos sectores conforman térrazas litológicas, evidenciando una posible peneplanización con espesos suelos lateríticos (50 m de espesor). Este vulcanismo fue descrito por primera vez por Malavassi & Chávez (1970), Malavassi & Madrigal (1970), Alvarado (1984) y Tournon (1984), pero no fue mapeado y estudiado petrológica, geocronológica y vulcanológicamente hasta en la década de los noventas y presente siglo (Obando, 1995; Sigarán, 2001; Gazel et al., 2005, 2009). Fue incluido dentro de la Fm. Cureña (Malavassi & Madrigal, 1970), que sería la continuidad de las estribaciones meridionales de la cordillera de Chontales en Nicaragua, el equivalente del Grupo Coyol (Malavassi & Madrigal, 1970; Gazel et al., 2005; Alvarado et al., 2007).

Dicho vulcanismo presenta fases claramente definidas datadas por ⁴⁰Ar/³⁹Ar, iniciando con las efusiones basálticas, mayoritariamente entre 29,2 y 24 Ma (Cuadro 13, Fig. 6). Sin embargo, el vulcanismo basáltico toleítico antiguo (29,2-28,4 Ma) reportado por Gazel et al. (2009) aflora en la margen izquierda del río San Juan, por lo que estrictamente hablando no corresponde con territorio costarricense. La parte interesante es que la rocas cercanas datadas en el territorio costarricense tanto por Gazel y colaboradores como en el presente trabajo, suelen poseer edades máximas de 24,3 Ma y más jóvenes (brecha cronológica de 4,1 Ma), por lo que surge la duda de si se trata de un faltante de muestras por datar o si existe una gran falla a lo largo del río, en tentadora correspondencia con el escarpe de Hess.

Las dataciones K/Ar de coladas de basaltos relativamente más jóvenes de 22,2 ± 2,7 Ma y de 20,8 ± 3,0 (Obando, 1995 y Sigarán, 2001, respectivamente), se ubicarían dentro de éste lapso al tomar en cuenta sus rangos de error, y al considerar que una de ellas fue datada en la misma localidad con ⁴⁰Ar/³⁹Ar y la otra fue un dique en el prospecto aurífero, recalcándose el problema ya expuesto que presentan los diques con los gases y su hidrotermalismo posterior.

Este vulcanismo basáltico fue seguido por efusiones andesíticas (28,43 Ma pero particularmente 23-21 Ma) en concomitancia con domos riolíticos (22,75 - 22,2 Ma). La edad de 11,4 Ma para la colada de andesita del pozo Chamorro (Obando, 1995) se sale de la campana de datos.

A esta actividad se sobrepusieron extensas efusiones andesíticas y un vulcanismo explosivo (18-16 Ma), así como por cuerpos dacíticos y riolíticos (17,5 -15,2 Ma) contemporáneos (Cuadros 13 y 14; Fig. 6).
]]> La alteración hidrotermal, obtenidas a partir de rocas con alteración potásica, nos indican dos fases de mineralización epitermal en coincidencia con el vulcanismo intermedio-ácido: 22,9 - 22,2 Ma (Sigarán, 2001) y 16,4 - 15,3 Ma (Obando, 1995). El dique basáltico CO-282, aportó una edad de 20,8 ± 3,0 Ma con un rango de error elevado (14,4%), posiblemente debido a un bajo ]]> et al., 1986; Pizarro, 1993): ~ 14 hasta ~3 Ma, pero predominantemente entre 7 y 3 Ma. Los dos pozos profundos realizados en la zona (Pataste y Tonjibe) perforaron 728 y 1007 m, respectivamente, de rocas correlacionables con la Fm. Venado, que sobreyacían a una secuencia de rocas volcánicas antiguas (Fm. Cureña).
]]> Están a su vez sobreyacidas por coladas de lava del Plioceno-Cuaternario (Obando, 1986) y rocas piroclásticas del Cuaternario (Pizarro, 1993). Sen Gupta et al. (1986), Obando (1986) y Calvo & Bolz (1987) concluyen que el aporte de sedimentos volcánicos (pómez y areniscas ricas en plag ± qz ± hb; Obando, 1986) se realizaba desde el norte, noroeste y oeste. El vulcanismo como fuente de aporte no se ha ]]> et al., 1986) y alcalino del Plioceno (5,3 y 3,2 Ma), culminando con un vulcanismo subordinado alcalino (2,0 - 1,2 y 0,6 - 0 Ma) y calcoalcalino reciente (lahares y coladas subordinadas: 1,73 y 0,5 Ma) en las cercanías con los volcanes Cuaternarios, cubren parcialmente a las rocas ]]> Cuadro 15).

En resumen, el vulcanismo y sedimentación de las llanuras del Caribe se puede resumir a:
a. Vulcanismo basáltico ]]>
b. Intrusión gabroica de edad radiométrica no establecida: ¿22 Ma?
c. Primer vulcanismo andesítico: 28,4 y 23 - 21 Ma
d. Primero ]]>
e. Primera alteración hidrotermal y mineralización aurífera: 22,9 - 22,2 Ma.
f. Segundo vulcanismo andesítico: 18 – 16 Ma.
g. Segundo vulcanismo dacítico-riolítico: 17,5 - 15,2 Ma.
h. Segunda alteración hidrotermal y mineralización aurífera: 16,4 - 15,3 Ma.
i. Establecimiento ]]>
j. Tercer vulcanismo andesítico aislado del Plioceno: 6,1 Ma.
k. Vulcanismo alcalino (que se tratará en detalla más adelante) en cuatro fases ]]>
l. Vulcanismo calcoalcalino contemporáneo con el de Monteverde (1,73 Ma).
M. Vulcanismo en sus facies distales de los estratovolcanes (0,5 - 0,02 Ma).
]]> Magmatismo de los Montes del Aguacate y la cordillera de Tilarán

Por años se ha enmarcado al vulcanismo que no se le asocia con los estratovolcanes cuaternarios ni con los complejos ofiolíticos, dentro del Grupo Aguacate, ya sea ]]> Fig. 2). Esto fue aplicado para los Montes del Aguacate y la cordillera de Tilarán, pero también para otras serranías, entre ellas la cordillera de Talamanca (incluyendo la Fm. Paso Real, Fm. Doán) y las llanuras del Sarapiquí (Fm. Cureña). No fue sino hasta el trabajo de Denyer & Arias (1991) en que se logró establecer que en la parte central de Costa Rica, en realidad existen dos grandes ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar (Marshall, 2000; Marshall et al., 2003; ]]> et al., 2004; presente trabajo).

Efectivamente, se encontró que las coladas de lava antiguas y por lo general basculadas, localizadas en la parte central del país, poseen edades de 11,3 - 10,9 Ma (MacMillan et al., 2004). También se dataron depósitos de cenizas plinianas vitrocristalinas distales dentro de las rocas asociadas con los sedimentos fluviales e ignimbritas de la Fm. Mata de Limón (19,9 Ma, Cuadro 16), equivalentes distales del vulcanismo intrasedimentario de la Fm. Pacacua (Alvarado & Gamboa, 2008). Este vulcanismo estaría asociado con el profuso magmatismo presente en las llanuras de Sarapiquí (Fm. Cureña) datado entre 29 y 10,9 Ma (p.ej., Gazel et al., ]]> et al., 1995; MacMillan et al., 2004). Las dataciones que aportaron edades cerca de Cañas de 71,8 hasta más de 23,0 Ma (Amos & Rogers, 1983), no fueron consideradas dado que al parecer son erróneas, posiblemente debido a su bajo contenido en potasio, tal y como se comprobó con fechas ]]>

A los 8 Ma, el eje del magmatismo inició un cambio, virando contra-reloj unos 20ｺ grados con pivote en la parte sur de Costa Rica, para dar a un nuevo vulcanismo que se extendió hasta hace unos 3,3 Ma en correspondencia con lo que se conoce como Fm. Grifo Alto (Cuadro 17; también ]]> 12 y 15). Sería contemporáneo con el vulcanismo y los hipoabisales más recientes de la fila Costeña (6,4 - 3,6 Ma; MacMillan et al., 2004, Cuadro 9), con las rocas alcalinas tras arco, y con el vulcanismo explosivo de Bagaces y sus lavas intraignimbríticas (8,05 - 2,0 Ma). Algunas lavas e ignimbritas antiguas asociadas con esta fase (particularmente aquellas más ]]> Cuadro 17).

Esta actividad culminó con la construcción de la meseta de lavas andesíticas hasta basálticas de la Fm. Monteverde (2,1 - 1,1 Ma, Cuadro 18, ver también Cuadros 15 ]]> 17), presumiblemente asociadas con un vulcanismo fisural pero podría corresponder también con escudos andesíticos (Gillot et al., 1994; Carr et al., 2007; presente trabajo). El contacto entre las lavas del Grupo Aguacate y las de la Fm. Monteverde es difícil de trazar en ciertos sectores, ya que tanto su composición petrográfica como química es muy parecida. Sin embargo, isotópicamente, las ]]> antiguas de los estratovolcanes Cuaternarios, por ejemplo, en el extremo sur y oriental del volcán Tenorio u occidental de la cordillera volcánica Central. No obstante, localmente se encuentran depósitos de flujos de pómez infrayaciendo a la Fm. Monteverde (Chaves & ]]> et al., 2010). Uno de estos depósitos de flujos de pómez rico en biotita, fue sobreyacido por una colada andesítica con una edad de 1,57 ± 0,03 Ma (carretera de acceso a la planta hidroeléctrica Daniel Gutiérrez), que se traslapa en sus rangos entre 1,57 y 1,54 Ma, siendo este ámbito de edad el más probable para la colada de lava (ver y comparar Cuadros 18 y 31). Infrayaciendo al ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar entre 1,7 y 2,0 Ma, sobreyacen igualmente a depósitos de flujos de pómez antiguos (4,1 Ma), estando separadas por paleosuelos y por depósitos fluviales. En el canal de Sandillal, camino a Upala, sin embargo, los ]]> en los Montes del Aguacate, y en algunos cerros aislados (p.ej., cerro El Hacha) y por los montes del Aguacate, poseen lavas más sanas, en buena parte sin alteración hidrotermal en sus facies distales (lejos del foco eruptivo) ni mineralizaciones auríferas, y con su típica, pero no exclusiva, morfología de meseta o de escudo andesítico; además, posee su sonido metálico ]]> Cuadro 18) de San Miguel y La Cruz (K/Ar 1,71 - 1,59 Ma; Kycl et al., 2010), que tendrían sus homónimos al pie del volcán Rincón de la Vieja (domos de Cañas Dulces, 1,6 - 1,4 Ma, Cuadro 22). La fase final del vulcanismo, más bien ]]> et al., 1994; presente trabajo).

Así, la historia magmática en la cordillera de Tilarán y montes del ]]>

a. Coetáneo con la sedimentación marina y las intrusiones, se tiene un vulcanismo de arco de islas: 19,9 - 10,9 Ma). Correspondería con las lavas asociadas con la Fm. Pacacua y la Fm. La Cruz.
b. Seguido a una ]]>
c. Intrusión de Guacimal (aprox. 6,4 - 5,2 Ma) y Desmonte (3,5 Ma).
d. Ignimbritas dacíticas, en ]]>
e. Profuso vulcanismo efusivo de Monteverde: 2,1 - 1,1 Ma.
f. Emplazamiento de domos ácidos: 1,71 - 1,59 Ma.
g. Emplazamiento de ]]>

Cordilleras volcánicas y su pie
de monte

Plataforma de ignimbritas

Meseta de Santa Rosa y abanico ignimbrítico de Liberia

En Guanacaste se presente una extensa planicie o plateau volcánico originado por varias decenas de abanicos de ignimbritas (Fig. 2).

]]> Un potente macizo rocoso (≥ 90 m de espesor) constituye los acantilados de Cabuyal, Carbonal y parte del camino de Santa Rosa a playa Naranjo. La roca es una dacita negra (plag + cpx), vidriosa, con textura hialopilítica o perlítica, estructuras de flujo, pliegues, rosas de prismas por disyunción columnar, brechas locales, pocos xenolitos y clastos pumíceos, cuya base suele ser masiva pero su parte superior con marcada disyunción columnar. La discusión de si se trata de una reoignimibrita o un potente cuerpo lávico, parece inclinarse a ]]> et al., 1987, 1998). Los vitrófiros de Carbonal están datados entre 8,6 ± 0,70 hasta 7,85 ± 0,16 Ma, con una excepción de una edad de 6,5 Ma, pero al parecer las rocas están cargadas de xenocristales, por lo que su datación no ha sido del todo fácil según lo expresaron los laboratoristas. Una ]]> Cuadro 1), pero sin mayores detalles de su ubicación, aportó una edad de 7,5 ± 2 Ma (Mainieri, 1976), que podría corresponder con esta unidad algo alterada, que por su carácter vidrioso, al meteorizarse, emula una toba. Tomando en cuenta las mejores dataciones y asumiendo que se trate de un único flujo o de varios cercanos en el tiempo, su edad media sería de 8,05 ± 0,06 Ma ( Cuadro 19).

Sobre Carbonal existe una potente serie de ignimbritas, intercaladas con coladas de lava y depósitos fluviales y fluvio-lacustrinos, para totalizar un espesor de al menos unos 200 m que conjunto con Carbonal constituye la llamada Fm. Bagaces, con una potencia total compuesta de 500 m. Las coladas de lava intercaladas son de composición ]]> et al., 1994), masivas o lajeadas. Algunas de las ignimbritas poseen fiammes bien desarrollados, mientras que otras son flujos de pómez no soldados o tobas de flujo ricas en lapilli (líticos, pómez, cristales); sus colores son grises, blancuzcos, rojizos e incluso amarillentos. Los minerales hidroxilados (biotita y anfíbol) así como el cuarzo, suelen estar completamente ausentes o en el caso de su presencia, no suelen ser ]]> Cuadro 20). Los sedimentos epiclásticos (fluviales en su mayoría, lacustrinos subordinados) e incluso marinos (Aguilar & Alvarado, 2004; presente trabajo), pueden poseer espesores entre unos pocos decímetros hasta decenas de metros. Un problema claro se establece cuando se pregunta ¿Qué ocurrió entre las dacitas de ]]> entre 6,05 y 4,2 Ma, pero aún así la brecha entre el vulcanismo ignimbrítico ]]> et al., 1986; Calvo & Bolz, 1987), por lo que podría argumentarse que corresponde con una falta de muestras radiométricas o bien, que dicho vulcanismo ]]>

Hoy día, a lo que Dengo (1962) definió como Fm. Liberia, consiste en realidad en una serie de depósitos de flujos de pómez con características petrográficas y geoquímicas bien diferenciables entre sí y que se extendieron entre 1,59 y 0,6 ]]> et al., 1992; Gillot et al., 1994). Estas unidades sobreyacen a la Fm. Bagaces por medio de un paleo-suelo rojizo regional. En la actualidad existe el consenso de que el extenso flujo de pómez rico en biotita y cuarzo de la unidad ]]> de flujos (uno blanco y otro rosado) de un depósito de pómez riolítica rica en biotita (Chiesa, 1991). La edad de dicho depósito de flujo fue tomado originalmente como de 0,6 - 0,5 Ma por Chiesa et al. (1987) basado en dos dataciones K/ Ar (Mainieri, 1976; Bellon & Tournon, 1978), que suministran edades anómalmente jóvenes (Cuadro 1). Una de ellas al parecer corresponde con una ignimbrita ]]> tabla 7). Debemos de recordar que las muestras K/ Ar datadas por Mainieri (1976) no poseen recalibración. En campañas geocronológicas posteriores, se demostró que la edad de ]]> et al., 1992; Gillot et al., 1994). Una nueva edad ⁴⁰Ar/³⁹Ar , aportadas por P. Gans, nos suministra una edad de 1,47 ± 0,02 Ma (Vogel et al., 2004; presente trabajo), acorde con una edad previa de 1,45 ± 0,0 Ma (Gardner y Turrin, en Alvarado et al., 1990) para la misma localidad, y que está estratigráficamente restringida en su parte superior por el flujo Salitral, rico en plagioclasas (1,36 ± 0,02 Ma; Vogel et al., 2004) y por el ]]> et al., 1994 y 1,31 ± 0,02 Ma en Vogel et al., 2004). Otra edad que recientemente se sumó a esta lista, fue la de la muestra tomada por Bergoeing (1982) datada en 1,2 Ma, para la cual aporta una descripción petrográfica pero una ubicación geográfica muy general (Cuadro 21). Sin embar go, mediante unas fotografías y descripciones de campo ]]> Cuadro 21) el método de ponderación explicado en Long & Rippeteau (1974), tendríamos una edad media 1,595 ± 0,02 ]]>

Cerca de la escuela de La Ese (Km 18 + 300) se observa una capa de pómez de caída, que posiblemente se depositó en un medio lacustrino, evidenciado por ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar en 1,18 Ma, sobreyacida por arenas y conglomerados pumíceos de origen fluvio-lacustrino y, finalmente, a través de una discordancia erosiva, dos tobas pumíceas de flujo separadas por paleosuelos, con edades invertidas, indicando la contemporaneidad de los eventos: la inferior 634 ± 32 ka y la superior en 652 ± 24 ka. En este mismo sector, Gillot et al. ]]> ± 38 ka. Separado por depósitos coluvio-aluviales y un paleosuelo, se tiene un nuevo ]]> Cuadro 21).

Con base en todo lo anterior, se podría hipotetizar la subdivisión de la Fomación ]]>

a. Bagaces Basal o Carbonal, representado por la dacita de Carbonal y sus unidades ignimbríticas locales infrayacentes: 8,05 Ma.
b. Bagaces Inferior o Barbudal, representado por coladas de lava e ignimbritas: 4,87 - 3,64 Ma.
c. Bagaces Intermedio o fluvial, que correspondería con el Paleo-Tempisque: 3,64 y 3,21 Ma.
d. Un Bagaces Superior: 3,21 - 2,0 Ma. La Fm. Liberia se puede subdividir en 4 grandes eventos ignimbríticos (Chiesa et al., 1992):
]]> a. La toba de Río Liberia con sus facies piroclásticas precedentes, la toba verde inferior y la brecha pumícea de Santa Fe (1,59 Ma).
b. La toba de Salitral (1,36 Ma).
c. La toba Buena Vista (1,35 Ma)
d. Después de ]]>

Cordillera de Guanacaste

Volcán Orosí

La evolución del volcán Orosí es poco conocida (Chiesa et al., 1998) lo ]]>

La historia puede resumirse como:

a. Vulcanismo probablemente equivalente al de Monteverde que da origen al Cerro Hacha y alrededores, posiblemente en el Pleistoceno Inferior.
]]> b. Vulcanismo del Paleo-Orosí, representado por los restos del volcán Orosilito, entre otros.
c. Neo-Vulcanismo, representado por los conos Orosí y Cacao con derrames de lava al occidente.
d. Colapso sectoriales con el derrumbe y erosión de los conos principales hacia el oeste y ]]>
e. Reactivación volcánica dando origen a domos y escasas coladas de lava en el Cacao.

Volcán Rincón de la Vieja

]]> La evolución volcánica del macizo del Rincón de la Vieja es compleja, pero con los datos geocronológicos disponibles (particularmente Carr et al., 2007 y presente trabajo) y con el mapeo geológico de detalle (Zamora et al., 2004) es posible establecer un cronología más precisa. De los volcanes de la cordillera de Guanacaste sólo el Rincón de la Vieja está activo.
]]> El paleo-volcán Alcántaro está constituido predominantemente por coladas de lava vidriosas piroxénicas (sin minerales hidroxilados), lajeadas, con estructuras fluidal, perlítica, así como depósitos de flujos piroclásticos densos (¿reo-ignimbritas?), ambos con pliegues, fallas sineruptivas, conformando el borde festoneado de la caldera Alcántaro-Guachipelín-Cañas Dulces. La edad de las ]]> et al., 2004) y 1,78 - 1,79 Ma en Buena Vista. La ignimbrita Río Colorado (Kempter, 1987; Zamora et al., 2004), parece estar asociada con este paleovolcán y su edad media es de 2,08 Ma (Cuadro 22). Esto nos indica que volcán Alcántaro debió de ]]>

Las fechas ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar de los domos nos indican una edad de 1,33 Ma para el cerro Fortuna, en acuerdo con las dataciones K/Ar antiguas del domo de Cañas Dulces de 1,55 Ma y 1,6 Ma para el cerro San Roque, cuyos rangos de error varían en ambas en 0,5 Ma (Mainieri, 1976; Bellon y Tournon, 1978). Las datación del cerro Góngora de 4,3 ± 2 Ma (Mainieri, 1976), parecer ser errónea con ]]>

Las lavas más antiguas del Rincón de la Vieja, definen un espeso campo de lavas (al menos 160 m) con varios frentes morfológicamente visibles en el terreno, con edades entre 1,6 ｱ 0,2 y 1,1 ± 0,03 Ma para las partes basales (cronológicamente correlacionables con el vulcanismo del Proto-Rincón), y 0,85 ± 0,05 Ma para las ]]>
(Proto-Rincón) se formó entre 1,3 (edad del cerro Fortuna) y 0,85 Ma.

Resulta interesante ]]> Cuadro 18), como de igual modo resulta interesante que las lavas basales del Rincón de la Vieja (1,6 - 1,1 Ma), sean similares a las lavas de Monteverde (comparar cuadros 18 y 22).

Las coladas de lava más recientes del Paleo- Rincón, aportan edades de 0,56 Ma para uno de los flancos antiguos del macizo más reciente (Cuadro 22). Claramente, existen coladas de lava morfológicamente más jóvenes, que pueden extenderse al Pleistoceno Superior ]]>

Un cuadro cronológico de los principales eventos sería:

a. Formación del ]]>
b. Formación de varias calderas festoneadas (caldera Alcántaro-Guachipelín-Cañas Dulces) con varios depósitos de flujos de pómez asociados: 1,59 Ma (toba Río Liberia). La procedencia de los flujos de pómez que dieron origen a la toba Salitral (1,36 Ma) y la toba Buena Vista (1,35 Ma), todavía está bajo discusión de si proceden de ]]>
c. Formación del campo de domos intracaldéricos y pericaldéricos de Cañas Dulces: alrededor de 1,4 Ma.
d. Inicio de la formación del Proto-Rincón de la Vieja: 1,6 - 0,85 Ma.
e. Continuo crecimiento del Paleo- y Neo-Rincón de la Vieja: 0,56 - 0 Ma.

Volcán Miravalles

]]> Las nuevas dataciones radiométricas y los estudios de detalle, tanto locales como regionales, cambian substancialmente la evolución cronológica del macizo del Miravalles, dejando por fuera un gran número de dataciones previas, en su mayoría del tipo K/Ar.

Las lavas más antiguas ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar corresponden al antiguo volcán Guayabo, cuyas edades consistentemente dan entre 1,17 y 1,0 Ma: 1,17 (cerro Mogote) y 1,07 - 1,02 para los cerros Espíritu Santo y la Montañosa. La edad poco precisa de 2,1 ± 1 Ma para el cerro Mogote (Mainieri, 1976) se ubica dentro del rango de error. Otras edades aportadas (ICE, 1985; ICE-ELEC, 1983) variaban substancialmente ]]> Cuadro 23).

Una posible capa pliniana, algo afectada por eventos fluvio-lacustrinos, documenta un evento explosivo ]]> Cuadro 21).

A este gran pulso efusivo del volcán Guayabo, le siguió la formación de la caldera de Guayabo con el concomitando vaciado de su cámara magmática, generando los dos depósitos de flujos ]]> Cuadro 21).

A este evento caldérico, le sigue la formación del volcán Cabro Muco y otras lavas coetáneas, con edades entre 0,57 y 0,40 Ma (ICE-ELC, 1983; Carr ]]> et al., 2007; presente trabajo). Varios colapsos sectoriales con desarrollo de depósitos de debris avalanche y crecimientos sucesivos del Paleo-Miravalles (o volcán Zapote) y del nuevo Miravalles propiamente dicho, pueden corresponder con la edad reportada para uno de los bloques dentro de la avalancha (0,28 Ma; ICE-ELC, 1983), y más recientemente para un depósito de ]]> et al., 2007).

Así, la cronología constructiva y destructiva del complejo Miravalles puede resumirse en:

]]> a. Edificación del paleo-volcán Guayabo (Proto-Miravalles): 1,17 - 1,0 Ma
b. Colapso caldérico festoneado con la concomitante formación de depósitos de flujos piroclásticos: 0,86 y 0,62 Ma.
c. Formación ]]>
d. Formación de los volcanes Zapote y Miravalles (Neo-Miravalles): ≤ 0,28 - 0 Ma.

Volcán Tenorio

Los estudios geológicos son muy generales y varias de las edades K/Ar presentaban incertidumbres muy altas (ICE-ENEL, 1990). Una serie de nuevas edades, todas ellas aportadas por el trabajo de Carr et al. (2004), permite dilucidar un mejor panorama. Claramente, el basamento local lo constituyen las lavas andesíticas de Monteverde (localmente 2,17 - 1,92 Ma) sobre las ]]> Cuadro 24). Los domos y domos colada andesíticos de Bijagua indican una edad entre unas pocas decenas de millares y 140 ka, pero se mantienen las dudas de su confiabilidad (ICE-ENEL, 1990).

El presunto borde ]]>

Así, la cronología del complejo Tenorio puede resumirse de manera muy simplificada como sigue:

a. Edificación de los edificios de Monteverde: 2,17 - 1,92 Ma.
b. Edificación de varios edificios del Tenorio en al menos tres grandes fases efusivas: 0,74 - 0,54, 0,37 - 0,26 y 0,09 - ? Ma.

Domos cerros Los Perdidos y volcán Chato
]]> Gillot et al. (1994) dataron por medio de K/Ar dos coladas de lava (andesitas con anfíbol)
procedentes de cuerpos dómicos de los cerros Los Perdidos en 86 y 83 ka y una lava de la base del Cerro Chato en 38 ka. Un resultado similar fue realizado en ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar, en donde la lava bajo el puente sobre el río Fortuna y la catarata del mismo nombre, aportan edades prácticamente indistinguibles de 46 y 48 ka, respectivamente. Así tenemos, que estas lavas con un contenido en potasio intermedio (mayor que para la mayoría de las lavas del Chato y Arenal), marcan el inicio del vulcanismo de estratocono del ]]> Cuadro 25).

Con base en las dataciones K/Ar, ⁴⁰Ar/35Ar, así como de radiocarbono, se puede establecer la siguiente cronología:

a. Formación de los domos andesíticos del cerro Los Perdidos: 86 - 83 ka.
b. Edificación del volcán dormido cerro Chato: 48 - 3,5 ka.
]]> c. Edificación del volcán Arenal: 7 - 0 ka.

Volcán Platanar

Constituye uno de ]]> al oeste con la cordillera de Tilarán, al SE se interdigita con el complejo eruptivo del Poás y al norte está limitado por las llanuras de San Carlos. Tres dataciones radiométricas inéditas, realizadas a través del ICE (1987) en el Geochron Laboratorios Inc. y otra incluida por Sáenz (1982), provenientes de la región de Zarcero Ciudad Quesada-Aguas Zarcas, resultaron muy ]]> et al. (1992) en su momento. Una de ellas corresponde con una andesita con hipersteno del cerro Pital (29,0 Ma), un flujo de pómez con biotita meteorizado, recolectada cerca del hospital de Ciudad Quesada (28,8 Ma), otra con un depósitos de flujo de pómez riodacítica cerca de Zarcero (11,1 Ma) y la cuarta con la colada de lava de Sucre, procedente del volcán Platanar (1,5 Ma). Pese a que las muestras poseen una estratigrafía relativa acorde con su orden decreciente en edad y ubicación ]]> (Alvarado & Carr, 1993). Sin embargo, las dataciones ]]> et al., 2005, 2009; presente trabajo), evidencian que no solo hay rocas de edades del finioligoceno y los albores del Mioceno, relativamente cercanas en edad al depósitos de flujo de pómez con biotita cerca del hospital de Ciudad Quesada, sino que además existen relictos antiguos cubiertos por los productos eruptivos más recientes, tal y como es el caso de las dacitas de Zarcero (16,8 Ma), o de antiguos flujos piroclásticos (4,2 - 4,1 Ma) y lahares, basculados, cubiertos a través de una discordancia ]]> 1, 14 y 26. Con base en lo anterior, queda en claro que la base de la cordillera Central en el occidente está edificada sobre productos volcánicos Oligo-Pliocénicos, tal y como se ha observado en otros macizos Cuaternarios en el resto del país. Estos antiguos productos aparecen como cerros aislados rodeados de lavas más recientes, ]]>

]]> Claramente, las rocas más antiguas hasta ahora datadas por ⁴⁰Ar/³⁹Ar, fuera de toda duda del macizo del Platanar-Chocosuela, lo remontan a edades que consistentemente se ubican alrededor del medio millón de años: 0,55 Ma (río Barroso), 0,51 Ma (base de la perforación cerca la confluencia del Río Segundo con el ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 0,524 y 0,440 Ma, en correspondencia con la estratigrafía establecida. Ambos ]]>

Edades K/Ar de muestras recolectadas al parecer en lugares de difícil acceso, suministran datos ligeramente más jóvenes, que requieren tomarlas con cautela, puesto que se ubican en lo que se ha mapeado como parte del macizo antiguo de Chocosuela-Palmira (posiblemente ≥ 0,5 Ma): 0,35 Ma (fila Chocosuela) y 0,28 Ma (cerca del cerro Siete). En cambio, una edad ⁴⁰Ar/³⁹Ar (Carr et ]]> , 2007) resulta en 0,25 Ma correspondiendo con un dique (por San Roque, carretera en construcción a ciudad Quesada), que sí estaría acorde por su ubicación intracaldérica (Cuadro 26). La colada de lava quebrada Palo, morfológicamente procedente del volcán Platanar, aporta una edad de 96 ka (presente trabajo).

]]> La evolución puede establecerse como sigue, aunque todavía faltan más datos para esclarecerla:

a. Presencia de un basamento volcánico antiguo (coladas de lava, depósitos de flujos piroclásticos, lahares) sobre el cual creció el macizo de Palmira-Platanar, con tres rangos de edades bien diferenciables:
a. 29,0? - 11,1 Ma, b. 4,2 - 4,1 Ma, y c. 1,57 - 1,55 Ma.
b. Crecimiento del paleo-volcán Chocosuela (0,55 - 0,43 Ma).
c. Colapsos del o de los volcanes con la generación de depósitos de flujos ]]>
d. Posible edificación de edificios eruptivos menores (?): ¿0,35 - 0,25? Ma.
e. Crecimiento de los volcanes Platanar y Porvenir: < 0,2 Ma?
]]> Volcán Poás

Todas las lavas del Poás y sus conos satelitales han sido datadas mediante ⁴⁰Ar/³⁹Ar (Carr et al., 2007; Ruiz et al., 2010a; presente trabajo). Las coladas de lava más antiguas del llamado Paleo- Poás, se extienden de 0,61 a 0,51 Ma, es decir que la pila efusiva se forma en 100 ka, macroscópica y cronológicamente muy similar a Colima Inferior (Cuadro 27). Una datación aislada de la unidad Achiote del Paleo-Poás aporta una edad de 0,283 Ma, que o bien ]]> et al., 2010a) o podría corresponder con parte de Neo-Poás. Después de una pausa efusiva de casi 300 ka, se reinició el vulcanismo efusivo con las andesitas basálticas afíricas aflorantes en los alrededores de Río Cuarto datadas en 0,20 Ma, hasta culminar con las coladas de lava antiguas del Neo-Poás datadas en 0,14 Ma, así como las del cono Von Frantzius con 61 - 42 ka y el estravolcán del cerro Congo, los conos de escorias de Sabana Redonda y, finalmente, con ]]> et al., 2010a).

Con base en el estudio detallado de Ruiz et al. (2010a), la historia eruptiva del Poás se puede resumir en:
]]> a. Desarrollo del Paleo-Poás, predominantemente entre 0,61 y 0,51 Ma, y quizás extensivo
hasta algo más joven como 0,2 Ma.
b. Desarrollo del neovulcanismo con la formación de los centros eruptivos de Neo-Poás (0,14 - ]]>

Volcán Barva

]]> La colada de lava más antigua del Barva fue reportada por Alvarado (1990) en 1,2 Ma (K/Ar). Dataciones más recientes y con el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar son aquellas realizadas en los cerros Zurquí, que se ]]> Cuadro 28).

Así, la historia eruptiva del Barva se puede resumir en:
a. Crecimiento del Proto-Barva (Bajo Hondura): 1,2 – 0,89 Ma.
b. b. Crecimiento de nuevos focos efusivos o Paleo-Barva (cerros Zurquí): 0,57 - 0,40 Ma.
c. Posibles varios ]]>
d. Neo-Barva: 0,26 - 0 Ma.

Volcanes Irazú y Turrialba
]]> El Irazú y Turrialba comparten no solo el mismo basamento, sino gran parte de su plataforma eruptiva, constituyendo volcanes hermanos. La andesita con anfíbol de la base del volcán Turrialba, datada por K/Ar en 2,15 ± 0,3 Ma (Bellon & Tournon, 1978), posiblemente no guarda ninguna relación con los estratovolcanes, dado que su edad es significativamente más antigua y debido a que casi todas sus lavas son del tipo piroxénico (ver Cuadro 17). Esta andesita hornbléndica podría pertenecer con las rocas calcoalcalinas del Grupo Aguacate, por su abundancia en hornblendas (Kussmaul et al., 1991).

Las dataciones radiométricas ⁴⁰Ar/³⁹Ar hasta el momento disponibles, relacionadas con ambos macizos volcánicos, agrupan los productos efusivos en tres grandes grupos de edades (Cuadros 29 y 30): el Proto-Irazú/Turrialba en 0,98 Ma (andesita río Siquirres) o 0,85 Ma (ignimbrita de San Jerónimo), seguido por la fase constructiva propiamente dicha del Paleo-Irazú-Turrialba a los 0,59 - 0,45 Ma, en correspondencia con los edificios erosionados y plataformas de lava (de ]]> tenemos los productos efusivos y explosivos más recientes que 0,25 Ma, culminando con los dos grandes campos de lava de Cervantes y varias coladas de lava en bloques del Turrialba. Allegre y Condomines (1976) calcularon la edad del magma reciente del Irazú bajo un equilibrio radioactivo en 0,14 Ma.

La historia ]]>

a. Presencia de un basamento volcánico y sedimentario pre-Pleistoceno, incluyendo al vulcanismo coetáneo del Grupo Aguacate o Fm. Grifo Alto: 2,15 Ma.
b. Vulcanismo ]]>
c. Crecimiento del paleo-volcán(es): 0,59 - 0,45 Ma.
d. Neovulcanismo: 0,25 - 0 Ma.

]]> Volcanismo del piso volcánico del Valle Central: desde el valle del Guarco hasta Orotina

Acá se va a englobar todas las dataciones que se encuentran dentro de las depresiones tectónicas e intermontanas (p.ej., Turrialba, Guarco y Valle Central), valles fluviales (cañones de los ríos Grande y ]]>

Ignimbritas con y sin minerales hidroxilados (biotita y anfíbol), con pómez, escorias o fiammes, afloran en la meseta de Esparza y alrededores, así como productos erosivos asociados a ellas, presentes como bloques en los aluviones y depósitos debris avalanches (Marshall, 2000; ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar varían entre 1,91 y 0,92 Ma (Cuadro 31).

La ignimbrita aflorante bajo ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar en el presente trabajo, pero al parecer posee muchos xenocristales y su edad no se logró determinar, siendo similar o más joven que 1,2 Ma. Marshall (2000) data mediante ⁴⁰Ar/³⁹Ar la matriz de un lahar en 1,66 ± 0,16 Ma cerca del puente Agres sobre el Tárcoles, puente de hamaca que trágicamente colapsó en el 2009 (pero difiere del otro puente cercano y más pequeño sobre la quebrada Paso Agres), y unos guijarros pumíceos en de la Unidad Tigre en 1,12 ± 0,13 Ma. Dicha edad es similar al resultado K/Ar de 1,28 ± 0,26 Ma, reportado por Bergoeing (1982), para la misma localidad, pero presumiblemente asociada a una ignimbrita. La ]]> debris avalanche/ flow de Tivives, la descripción petrográfica ]]> debris de Fm. Tivives que se describe en este apartado.

La ignimbrita de San Jerónimo, al pie del Irazú ( Cuadro 32), posee una edad ⁴⁰Ar/³⁹Ar media de 0,859 Ma (Alvarado et al., 2006), contemporánea con los eventos reportados en Orotina, indicando tan solo la persistencia de un vulcanismo explosivo poco conocido en su geoquímica, distribución y fuente de origen.

]]> Las secuencias efusivas más antiguas hasta ahora datadas de la cordillera Central y formado parte de ella corresponde con las lavas de la Estación Biológica La Selva (K/Ar 1,2 ± 0,1 Ma, Alvarado, 1990), cuya edad merece verificarse, aunque existen dataciones ⁴⁰Ar/³⁹Ar que nos hablan de edades similares, tales como las de la colada ]]> et al. (2003), se le podría asociar con la Proto-Cordillera.

Como se observa, se tienen productos explosivos ignimbríticos por Orotina, extremo oriental de la ]]> 31 y 32) estarían cubiertas por los productos efusivos ]]>

Colima Inferior es una secuencia espesa (al menos 160 m) de coladas de lava, rocas piroclásticas ]]> Cuadro 33). Las coladas de lava de Colima se les ha explicado por como efusiones fisurales (Protti, 1986; Kussmaul, 1988), aunque podrían ser algunas de ellas parte del vulcanismo distal/media de la Paleo-Cordillera. Efectivamente, en el cauce del río Virilla a la altura de la Reforma, se observó un gran dique o chimenea que cortaba a una mesobrecha (depósito de debris flow o debris avalanche, Miembro Nuestro Amo), desde donde se derramaban las lavas a ambos lados. Las lavas de Colima Inferior en el Valle Central como las lavas de La Selva, presentan composiciones químicas diferentes a la de los estratovolcanes actuales o a la Neo- Cordillera (Kussmaul, 1988; Alvarado, 1990; Pérez et al., 2006).

El Miembro Nuestro ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar de productos epiclásticos que posiblemente corresponden con Nuestro Amo, dando edades de 0,63 - 0,61 Ma (Cuadros 31 y 32). Los nuevos cortes a lo largo de la carretera a Caldera, así como el tajo Colorado (cerca del puente principal sobre el río del mismo nombre), dejan entrever lo que se puede correlacionar con Nuestro Amo y que corresponde con al menos 4 depósitos de debris avalanche y debris flows. Si tomamos en cuenta lo que se mencionó antes, de que una colada de Colima Inferiorintruyó y se derramó sobre una mesobrecha, asociada con Nuestro Amo a la altura de La  Reforma, y que dichas lavas se dataron en 0,61 - 0,59 Ma, entonces se podría pensar perfectamente que Nuestro Amo como depósito ha de tener una edad de ~ 0,61Ma.

Aunque en las inmediaciones del embalse de La Garita y entre el aeropuerto Juan Santa María y Manolos, afloran megabrechas relacionadas con un depósito de debris avalanche, también existen afloramientos que no sugieren la presencia de verdaderas coladas de lava, como la llamada colada de Cebadilla (0,75 - 0,53 Ma). Sin embargo, todavía falta mapeo de detalle para dilucidar la estratigrafía  y su interpretación, de si se trata de verdaderas coladas de lava (= Fm. Colima Inferior) o de megabloques tipo toreva, dentro de los lapsos previamente descritos.

En los cerros Tacares se presentas al menos dos, quizás tres tipos de lavas basálticas hasta
 andesítico-basálticas alumínicas (Kussmaul, 1988; presente trabajo) envueltas en un profundo suelo residual. Dos de ellas están datadas en 0,62 Ma (Cuadro 32). Aunque las exposiciones no son buenas, de igual manera, los indicios de campo apuntan hacia relictos de antiguas coladas de lava más que de lomas (hummocks) de un depósito de debris avalanche.
]]> Por otro lado tenemos, que gran parte de las ignimbritas antiguas en Orotina están cubiertas parcialmente por el abanico epiclástico (depósito de debris avalanche transformado a debris flow), que está representado por guijarros y grandes bloques de lava y de ignimbritas antiguas, en una matriz lítico-cristalina. Su edad máxima ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar más joven de los bloques o matriz datados, correspondientes a 0,63 ± 0,26 Ma (Gans et al., 2003; presente trabajo), más joven que las determinaciones previas de Marshall (2000). Esta unidad corresponde a la Fm. Tivives. Resulta interesante, por no decir que muy casual, que el depósito de debris ]]> /debris flow de Tivives, puede presentar una correlación temporal y espacial con el depósito de debris avalanche de Nuestro Amo en el Valle Central occidental y a lo que también se llamó la Avalancha de El Coyol (Méndez & Hidalgo, 2004). Entonces, el Mb. Nuestro Amo podría ser equivalente a laUnidad Coyol (facies medias de un debris avalanche)  y la Fm. Tivives correspondería con la ]]>
 de este vulcanismo está caracterizado por potentes y extensas coladas de lava, muy porfiríticas, ricas en megafenocristales de plagioclasas (andesitas porfídicas).

Un vulcanismo ]]> Cuadro 26), indicando que dicho vulcanismo explosivo se extendió entre 0,58 y 0,44 Ma, asociado a varios colapsos caldéricos, tal y como en efecto lo parece sugerir las diversas estructuras de colapso cartografiadas en los cerros Palmira.

Una pausa de unos 100 - 90 ka se dio entre Colima Inferior y las ignimbritas de Puente de Mulas, datadas ]]> Cuadro 28). Este lapso permitió el desarrollo de un paleosuelo bien desarrollado. Así, lo que se incluye como Colima Inferior, abarca a una serie de volcanitas depositadas en facies proximales y distales de la Paleo- Cordillera Central a lo largo de casi medio millón de años, eruptadas a través de fisuras paralelas a la cordillera actual.

Nuevamente, una fase efusiva muy extensa (Colima Superior) se registró hace 331 ± 2 ka sobre el piso volcánico del Valle Central, seguida casi sin la formación de suelo por la capa de pómez de caída de Tibás y la concomitante ignimbrita asociada de Tiribí a los 322 ± 2 ka (Pérez et al., 2006). Es decir, entre ]]> Cuadro 33). Un afloramiento “aislado” de una andesita afírica, cronológica y litoestratigráficamente correlacionable con Colima Superior, aflora por Bolsón-Turrúcares (muestra CR-039), muy alejada de los afloramientos más extendidos de Colima Superior. Toda esta secuencia (0,62 - 0,33 Ma) se asociaría a la Paleo-Cordillera Central.

Nuevas extensas lenguas de lava, las coladas de Ojo de Agua-Río Segundo, se extendieron de manera serpenteante por el piso volcánico, directamente sobre la ignimbrita Tiribí (322 ± 2 ka) o sobre los depósitos del debris avalanches/debris flow del Coyol, tal y ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar en 0,27 - 0,26 Ma (Cuadro 28). La Neo- Cordillera se empezaría a desarrollar hace aproximadamente 0,27 Ma, e incluye la Fm. Barva y a los depósitos piroclásticos (tefras de caída y de flujo) y epiclásticos (la ¨Lavina¨) ]]>
Valle Central.

La edad relativa del depósito lacustre de Palmares (50 - 90 m de espesor), se puede establecer geocronológica y biocronológicamente, aunque desgraciadamente ambas antagónicas. Las nuevas dataciones ⁴⁰Ar/³⁹Ar (presente trabajo) y una estratigrafía más controlada con base en las unidades que lo encierran, permiten establecer una edad geocronológica precisa. Los sedimentos lacustrinos sobreyacen directa y concordantemente a un flujo de pómez rico en biotita, sin ningún paleosuelo, siendo los sedimentos lacustrinos ricos en estos componentes, correlacionables con el Miembro Palmitos (Villegas, 1997, 2004), datado en 0,440 ± 0,01 Ma (presente trabajo). Otras edades de ignimbritas infrayacentes y de depósitos de flujos de escombros, soportan que la edad de ]]> et al., 2006), y existen evidencias claras de que la ignimbrita ingresó al lago, como lo son la gradación inversa en la pómez y la presencia de clastos de tobitas deformados plásticamente, contenidos en la base del depósitos del flujo piroclástico. Facies lacustrinas muy locales, sobreyacen a dicha ignimbrita como evidencia de una ]]>

Sin embargo, la megafauna extinta determinada como Pachyarmatherium leiseyi y Glyptotherium ]]> et al. (2005) y a Valerio & Laurito (2011) que la edad del lacustre ha de corresponder con los periodos de megafauna del Blancano Tardío al Irvingtoniano Temprano, por lo que le asignan una edad entre 2,6 y 1,6 Ma (cf., Laurito et al., 2005, p. 89). El Pachyarmatherium leiseyi posee una distribución bioestratigrafica bien determinada como del Plioceno Tardío al ]]> Glyptotherium sp. cf. arizonae como del Pleistoceno Temprano a Medio (ver trabajos citados en Laurito et al., 2005; Valerio & Laurito, 2011), lo que es equivalente a las edades paleomastozoológicas de Blancano Tardío al Irvingtoniano Temprano, que más bien abarcan entre ~ 2,8 y 1 Ma (sensu Woodburne, 2004, 2010). Entonces, el rango bioestratigráfico del lacustre de Palmares, con base en las ]]>

Puesto que el lacustre de Turrúcares sobreyace a los depósitos de debris avalanches antiguos y a las coladas de lava de Colima Inferior e infrayace a la ignimbrita de Tiribí, podemos igualmente establecer un rango de ]]>
vez indicadores de un clima más frío.

]]> En fin, la historia cuaternaria del piso volcánico del Valle Central se puede resumir en:

a. Vulcanismo explosivo con varias ignimbritas (presentes como bloques dentro de Tivives
o como ]]>
b. Coladas de andesíticas porfiríticas, o como clastos contenidos en los depósitos aluviales, laháricos y de debris avalanches, todo como parte de ]]>
d. Una serie de eventos de debris avalanche cubrieron gran parte del piso occidental del Valle Central hasta Orotina: ~ 0,61 Ma.
e. Flujos púmiticos asociados con la Fm. Alto Palomo: 0,58 - 0,44 Ma.
f. Las ignimbritas de Puente de Mulas y Bajo La Hondura: 0,50 - 0,43 Ma.
g. Paleo-lago de Palmares, contemporáneo con el de Turrúcares: en algún momento entre 0,44 y 0,32 Ma.
]]> h. Las coladas de andesitas afíricas (Colima Superior): 0,33 Ma.
i. Ignimbrita de Tiribí-Orotina: 0,32 Ma.
j. Coladas de lava de andesitas basálticas de Ojo de Agua-Río Segundo: 0,27 - 0,26 Ma.
k. Lahares/debris avalanches (La Lavina del Valle Central): ¿0,3 - 0,1 Ma?
l. Cenizas: ~ 0,1 - 0 Ma.

Magmatismo alcalino del oligoceno al cuaternario

Magmatismo alcalino continental

El magmatismo alcalino de Costa Rica fue por primera vez citado por Wolf (1896) para una teralita (= grabo nefelínico) recolectada durante la construcción del ferrocarril al Caribe. No fue hasta 74 años después cuando se volvió a comentar sobre la existencia de rocas alcalinas, algunas de ellas denominadas con la clasificación antigua de ¨Serie Atlántica¨, mediante estudios petrográficos, geoquímicos y mapeos (Malavassi & Chaves, 1970; Tournon, 1972; Pichler & Weyl, 1976; Azambre & Tournon, 1977; Bellon & Tournon, 1978). Varios otros trabajos le siguieron con detalles mineralógicos, petroquímicos e ]]> et al., 2011).

La posible existencia de un vulcanismo alcalino, está evidenciado de modo indirecto por la presencia de piroxenos ricos en aluminio y titanio en sedimentos clásticos dentro de la Fm. ]]>

Los basaltos alcalinos ]]> los del puente de La Garita, con edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 6,47 - 6,1 Ma (Marshall et al., 2003; Gazel et al., 2009; presente trabajo, Cuadro ]]> ). La geoquímica nos dice que se trata de basanitas, traquibasaltos y basaltos alcalinos (Gazel, 2003). Aunque la geología del antiguo tajo, hoy día abandonado, no es clara, al parecer se trata de uno o varios sills o de varias coladas de lava con analcima, en su mayoría porfiríticas, aunque también las hay afaníticas e incluso brechas monomícticas. En el cauce del río Grande, al lado del tajo, aflora un depósito de flujo de pómez, que posiblemente rellenó un antiguo cauce y podría correlacione con la Fm. Alto Palomo. Un dique de basalto ]]> Cuadro 31, Figs. 2 y 7). Lavas similares afloran localmente en la ruta 27.

]]> Al otro lado de la divisoria continental, se tiene un basalto alcalino como parte del enjambre de diques Victoria, originalmente mapeados por Dengo (1962) en Baja Talamanca, que aportan una edad de 6,49 Ma (Gazel et al., 2011). Otro dique del lado Caribe, localizado en la margen izquierda del río Sixaola (Sapper, 1905), al límite con la frontera con Panamá, posee una edad de 5,82 Ma, correspondiendo con una traquiandesita basáltica con feldespatoides (Abratis & ]]>

La relación genética y el contexto geotectónico del cuerpo hipoabisal de La Garita con los diques alcalinos del lado Caribe se desconoce, pero en tal caso son coetáneos (Cuadro 34).

En el sitio de presa ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar están en ]]> et al. (2011) de 4,51 Ma (río Rubio, Siquirres) o incluso para la nefelinita del río Chirripó de 5,2 Ma (Tournon, 1984), al parecer la única roca de este tipo (ol + cpx + ne + mt) conocida en América Central (J. Tournon, com. escrita, 2010). Ello nos hace pensar en un período caracterizado por un ]]> Cuadro 35).

En las llanuras del Caribe, se tienen las lomas Azules o de Sierpe, las lomas de Colorado y el cerro Coronel, datados entre 3,60 y 3,06 Ma (Gazel et al., 2011). En general, todas las lavas del Caribe corresponden con basanitoides (basaltos alcalinos, tefritas y basanitas). Un vulcanismo más reciente se tienen cerca de la frontera con Nicaragua en donde afloran basaltos ]]>

Un vulcanismo alcalino, más reciente, está representado por conos de piroclásticos de Tortuguero y Aguas Zarcas, algunos de los cuales todavía conservan restos de cráteres (Tournon, 1972; Alvarado, 2009). En efecto, una datación realizada por Gazel et al. (2011) resultó ser de ¨cero¨ para el cono del Tortuguero en el ]]> cuadro 35 por estar por debajo del método de detección analítico). El cono estromboliano de Altamira –que igualmente forma parte del campo de conos de Aguas Zarcas- fue datado en 295 ka por ⁴⁰Ar/³⁹Ar (presente trabajo), muy concordante con la edad de ~300 ka reportada por Poncia ]]> Cuadro 35).

El magmatismo alcalino continental posee fases claramente establecidas, muy posiblemente relacionadas con un régimen extensivo local. Su historia se puede resumir como:

a. Vulcanismo ]]>
b. Vulcanismo basanítico que genera escudos en la llanura del Caribe (cerro Coronel, río Colorado) y piedemonte (Siquirres) y sus raíces hipoabisales (mediana a altamente alcalinas) en la región de Guayacán y río Chirripó: 5,2 - 4,33 Ma.
c. Escudos basálticos pequeños (lomas Azules y lomas de Colorado, cerro Coronel): 3,60 - 3,06 Ma.
d. Nuevamente un vulcanismo de escudos y pequeños cuerpos lávicos cerca de la frontera con Nicaragua (delta del San Juan, cerros Níspero y Mercedes): 2,01 - 1,21 Ma.
]]> e. Conos estrombolianos de Aguas Zarcas y Tortuguero: 0,3 - 0 Ma.

Volcanismo en la placa del Coco

En la placa del Coco ]]> mid-ocean ridge), se le asignó el nombre de dorsal asísmica (aseismic ridge) del Coco por los geotectonistas, a una cadena de montes y volcanes submarinos que se extiende por espacio de 1200 km en forma más o menos continua desde las islas Galápagos (Ecuador) hasta el frente de nuestras costas, justo en la denominada Fosa Mesoamericana. Sin embargo, desde ]]> et al. (1977), quienes los asocian ]]> et al., 1999). Debido a que en el fondo oceánico la erosión es casi nula, gran parte de la morfología de estos conos volcánicos ha quedado prácticamente congelada en el tiempo, y algunos de ellos hasta exhiben hasta su cráter perfectamente conservado.

Las dataciones radiométricas ]]> 36 y 37): a) 30 Ma, b) 19 Ma, c) 14,46 - 10,0 Ma, d) 8,8 - 8,3 Ma, e) 5,7 - 5,2 Ma, f) 4,2 - 3,4 Ma, g) 2,2 - 1,9 Ma, h) 1,5 e i) 0,6 Ma, que representan diferentes pulsos magmáticos (Dalrymple & Cox, 1968; Bellon et al., 1983; Werner et al., 2003; Harpp et al., 2005; ]]> et al., 2007).

Las lavas en la cordillera del Coco son basaltos y andesitas basálticas toleíticas, mientras que hoy día- no fácil de relacionarla directa y cronológicamente con el vulcanismo que dio origen a la cordillera del Coco. En efecto, el origen de este vulcanismo relativamente joven, dentro de los paradigmas de la tectónica de ]]> et al., 1988), un vulcanismo de dorsal oceánica o un punto caliente secundario (Meschede et al., 1998), el rejuvenecimiento del vulcanismo post-escudo y post-erosional con ]]> et al., 1999; Harpp et al., 2005), o una amplia anomalía del manto de gran longevidad (O’Connor et al., 2007; Gazel et al., 2011). Todos concuerdan en mayor o menor grado y de modo simplificado, en que corresponde con una anomalía térmica del manto que se manifestó mediante vulcanismo a ]]>

Cronología del metamorfismo, alteracion hidrotermal y las mineralizaciones metálicas

Todavía se está en ]]> Cuadro 38).

El metamorfismo ]]> sensu stricto es, esencialmente, isoquímico, cuya ]]> ₂O, CO₂ y otras especies ]]> et al., 1968; Frey & Robinson, 1999; Smulikowski et al., 2007).
]]> Metamorfismo

En Costa Rica no hay expuesto ningún cinturón metamórfico regional, derivado de una orogenia (llamado orogénico), por lo que para muchos geólogos nacionales casi resulta más apropiado decir que ]]>

Este proceso es debido a su ]]> et al., 2007).

Este tipo de proceso produjo, en parte, la serpentinización de las peridotitas de Santa Elena, la uralitización de los piroxenos en los gabros, doleritas y ]]> et al., 2007), por lo general inferior a los 400 ºC (Frey & Robinson, 1999). Pese a ello, seis facies metamórficas principales se logran reconocer en el territorio ]]>

Facies de las zeolitas: Corresponde con un metamorfismo débil entre 50 y 250 ｺC y presiones inferiores a 3 kbar (menos de 10 km), por lo que se le suele asociar con el metamorfismo de hundimiento o de carga (Coombs, 1960, en Frey & Robinson, 1999; Smulikowski et al., 2007). Suele estar ]]> et al., 1975; Smulikowski et al., 2007). Se le reconoce ampliamente en la península de Nicoya (Kuypers, 1979; Levi, 1981; Beccaluva et al., 1999) y en el terreno de Osa en donde el mélange ]]> et al., 2006; Buchs et al., 2009), o en Quepos (analcima + esmectita ± plag ± natrolita). En Nicoya es probable que este metamorfismo sea del finicretácico con base en el evento térmico que afectó a los basaltos (metabasaltos datados), ]]>

Facies de subesquistos verdes: Corresponde con un metamorfismo débil con una temperatura de 100 a 300 ｺC, pero una presión entre 3 y 6 kbar en correspondencia con 10 - 20 km de profundidad. Se le reconoce en metabasitas y ]]> et al., 1975; Smulikowski et al., 2007).

Estas facies se reconoce ]]> et al., 2006), península de Nicoya (Kuypers, 1979; Levi, 1981; Beccaluva et al., 1999), quizás en el bloque de Herradura (Rodríguez et al., 1996) y en la parte ]]> et al., 2009) y punta Burica. Es probable que sus edades sean del Cretácico Superior al Paleoceno Inferior, con base en la edad de las rocas ígneas afectadas y de las rocas sobreyacentes sin metamorfismo.

Facies de esquistos verdes: ]]> et al., 2007).

En los casos reportados en Costa ]]> ± albita ± calcita ± cuarzo y su presencia se ha reportado en el extremo sur de la península de Nicoya (Levi, 1981), pero también en gabros, ferrogabros, dioritas y ferrodioritas de la parte central de la península de Nicoya (Beccaluva et al., 1999), en la costa oeste de la península de Santa Elena, en donde doleritas y gabros pegmatíticos poseen cloritas + epidota (zoisita) + actinolita + ]]> et al., 1999; Gazel et al., 2006), estas últimas como producto de un metamorfismo del fondo oceánico. En la península de Osa, se reportan metabasitas, mármoles y en general metapelitas (Berrangé & Thorpe, 1988; Vannucchi et al., 2006; Buchs et al., 2009); los metabasaltos en almohadilla de la ]]>

El inicio del vulcanismo andesítico, relacionado con el establecimiento de una nueva zona de subducción, dio inicio en el Campaniano (Kuypers, 1979). Por ello, un evento termal pudo presentarse entre 71 y 50 Ma, lo cual ]]> Cuadro 38), producto de pérdida de argón en los minerales ígneos y/o crecimiento de secundarios (arcillas, sericita, carbonatos, cloritas, epidotas, cuarzo, zeolitas y raramente biotita) (Appel, 1990; Appel et al., 1994).

Facies de anfibolitas: Corresponde con un metamorfismo local o regional, de temperatura moderada a alta entre unos 480 y 780 ｺC y presión moderada entre 2 y 12 kbar o 6,6 - 40 km (Turner, 1968; Smulikowski et al., 2007).

En Costa Rica, las ]]> et al., ]]> Cuadro 38), edad de las rocas metamorfizadas y restringidas por las rocas sobreyacentes.

Cantos aislados de anfibolitas foliadas fueron hallados en los ríos Madrigal (Tournon, 1984) y Claro (Krawinkel & Seyfried, 1994) en península de Osa, ]]> mélange de Osa (Di Marco, 1994), pero sus afloramientos todavía permanecen desconocidos, lo mismo que su edad, aunque con base en el contexto regional, podrían ser del Cretácico.

Facies de granulitas: Corresponden con rocas de presión y temperaturas muy altas > 700 ºC pero presiones muy variadas (2 - 14 kbar) en correspondencia con metamorfismo de alto grado (Smulikowski et al., 2007).

En las tefras del volcán Arenal se reportaron bloques de posibles gneisses, pero principalmente algunas granulitas básicas con espinelas, clasificándose ]]> et al., 1991) y quizás de igual modo ocurre en el Irazú (Alvarado, 1993). Posiblemente son producto de un ]]>

Metamorfismo de contacto

Cornubianitas: Las ]]> et al., 2007). El tiempo de duración de la elevación de la ]]> et al., 1975).

Muchos trabajos han reportado rocas de metamorfismo de contacto en Costa Rica (Gabb, 1874; Kussmaul, 1987; Rivier, 1979; Obando, 1983, 1985; Barrantes, 1991; Tournon & ]]>

Dentro de los estudios de detalle, existen claros indicios de metamorfismo de contacto generado por la intrusión de basaltos hasta gabros en las radiolaritas del Complejo de Nicoya y en menor grados en calizas silíceas, fenómeno que debió de ocurrir en cuatro fases principales: 139-133 Ma, 119-110 Ma, 95-88 Ma y 85-83 Ma ]]> et al., 1992).

]]> Rivier (1979) y Obando (1983, 1985) reportan para las cornubianitas de Escazú, minerales tales como calcita, cuarzo criptocristalino, epidota (zoisita), actinolita y localmente cordierita, y al contacto con el intrusivo, hedenbergita y diópsido. Valverde (1989) describe las cornubianitas aflorantes en los alrededores del túnel de Pejibaye, relacionadas con el intrusivo de Tapantí. Presentan epidota, clorita, sericita, biotita, prehnita, cuarzo, carbonatos y biotita secundaria. Barrantes (1991) igualmente describe las cornubianitas de Monterrey, relacionadas ]]>

Otro de los estudios detallados se llevó a cabo en los alrededores del intrusivo de Guacimal (cordillera de Tilarán), donde se han observado aureolas de cornubianitas en las lavas con minerales metamórficos tales como epidota (clinozoisita), clinopiroxeno (diópsido), anfíbol (actinolita), prehnita, smectita, clorita, feldespato potásico, plagioclasa, wollastonita, granate (andradita), cuarzo, calcita y ]]> et al., 2011).

Un caso todavía enigmático es el hallazgo en  la cordillera de Talamanca (fila Bugú, cuenca del río Coen), de bloques aislados de micaesquistos con muscovita, andalucita y cuarzo. La muscovita ha dado una edad K/Ar (Cuadro 38) ]]> et al., 1975). Esto quedará como una tarea para generaciones futuras. La mayoría de las rocas intrusivas ácidas neógenas cristalizaron entre 715 y 860ºC y a una profundidad ≤ 3 - 5 km (Drummond et al., 1995; Gräfe, 1988; Gräfe et al., 2002; Ulloa & Delgado, 2010; Žáček et al., 2011). Como producto de su intrusión, ]]> et al., 2007) en las rocas caja, ya sean sedimentarias o volcánicas: facies de albita-epidota (250 - 450 ｺC) presentes en Talamanca, Monterrey, Tapantí, Escazú y Guacimal; facies anfibólicas (unos 300 - 600 ｺC) en Nicoya, Talamanca, Escazú y Guacimal; así como facies piroxénicas (580 - 700 ｺC) en Nicoya, Escazú y Guacimal.
]]> Pirometamorfismo (cáustico, opalítico): Corresponde con casos locales de termometamorfismo de superficie, producto de la onda térmica limitada, que se da cuando una lava o ignimbrita discurre sobre la superficie de un suelo. En nuestro país, se le suele hallar en muchas partes, generando los llamados ladrillos naturales bajo coladas de lava y en ciertos ]]>

Metamorfismo en zonas de cizalla

Mucha de la textura de las serpentinitas de Santa Elena son porfiroclásticas, en donde los ]]> et al., 1999) o textura cataclástica en punta Salsipuedes, en Osa (Tournon & Bellon, 2009). En Quepos, los autores han observado lo que podrían corresponder con protocataclasitas (protoclastitas). Barrantes (1991), por su parte, reporta una tectonita con metamorfismo cataclástico asociada a la falla Delicias, en la hoja Caraigres.

Metamorfismo de impacto

En nuestro país no se tienen registros de metamorfismo por impacto de meteoritos. Sin embargo, en las bombas y bloques procedentes de los flujos piroclásticos ]]> et al., 2001). Algunos deslizamiento de gran velocidad y ricos en bloques, como el de Piedras de Fuego, por Ánimas de Turrialba, ]]>

Síntesis del Metamorfismo

En resumen, las facies metamórficas regionales suelen acompañar las fases de ]]>

a. Cretácico Inferior (139 - 133 y 119 – 110 Ma) y Cretácico Superior Temprano (95 - 88 y 85 - 83 Ma): Facies de corneana con anfíbol y con piroxeno en las pelagitas (posiblemente ≤ 860 ºC y 1 - 3 km de profundidad) debido ]]>
b. Santoniano-Campaniano Medio: Facies de anfibolitas (probablemente 84,3 - 76,5 Ma), presentes en la península de Santa Elena, Nicoya y Osa, originadas posiblemente entre 480 - 780 ºC. Estas condiciones fueron seguidas por el emplazamiento tectónico con metamorfismo de cizalla, y precedidas por autometamorfismo y metamorfismo del fondo oceánico de las rocas básicas y ultrabásicas con ]]>
c. Maastrichtiano-Eoceno Medio: Facies de zeolitas hasta esquistos verdes, relacionadas con el establecimiento de un arco volcánico, relacionado con la zona de subducción –y su anomalía térmica- y los ]]> mélanges en un margen convergente con metamorfismo de cizalla, presentes en Nicoya, Herradura, Quepos y Osa, con temperaturas posiblemente entre 150 y unos 350 ｺC y profundidades variables pero posiblemente inferiores a 10 km.
d. Mioceno al Cuaternario: Facies de corneanas de albita-epidota, anfibólica y piroxénica ]]>

Alteraciones hidrotermales

El metasomatismo hidrotermal se origina en rocas que son infiltradas por fluidos calientes
(hidrotermalismo: ca. 50 hasta > 500 ｺC) y a profundidades inferiores a los 10 km (unos 3 kbar). ]]>
]]> Silicificación: Se caracteriza por una destrucción parcial a total de la textura de la roca y un reemplazamiento por cuarzo granular, tridimita, cristobalita, calcedonia y/o jaspe, acompañado de manera subordinada por sericita, pirita, hematita. ]]>

Excelentes ejemplos de silicificaciones se encuentran en el cerro Pelado por Cañas y en los cerros Pelón y Mondongo por San Ramón (Alvarado, 1984; USGS-DGGMH-UCR, 1987), en donde se  logra reconocer el ]]> et al., 2011). Caso locales son descritos para Talamanca (Berrangé & Whittaker, 1977; Valverde, 1986, entre otros), Escazú (Obando, 1983), entre otros. Vega (2000) reporta para el Miravalles posibles ejemplos de silicificación geotermal de baja sulfuración. ]]>

Alteración potásica: La asociación característica es la biotita anhedral secundaria usualmente omnipresente junto con feldespato potásico ]]>

]]> Ejemplos los tenemos en la cordillera de Talamanca (Kussmaul, 1987; Valverde, 1986; Ulloa & Delgado, 2010), en las cornubianitas de Escazú (Rivier, 1979; Obando, 1983), y quizás en el prospecto minero de Conchudita (Sigarán, 2001). Picrita con clorita y biotita secundarias sin deformar (Appel, 1990), se encontraron por Pavones en punta Burica y fueron asociadas a un posible evento de esquistos verdes del Mioceno (Appel et al., 1994), aunque más bien podría corresponder ]]>

Alteración filítica o sericítica: Se caracteriza como su nombre lo indica por la presencia de sericita (sericitización –muscovita-illita- de todos los silicatos excepto el cuarzo), algo de clorita y cuarzo ]]> et al., 2011) y en el campo geotérmico de Miravalles (Milodowski et al., 1989).

]]> Alteración argílica: Se caracteriza por la formación de minerales arcillosos en medios ácidos y a unos 100 - 300 ｺC (principalmente caolinita y montmorillonita, haloisita, halofana, etc.), además de clorita y, en menor cantidad, sericita, hematita y jarosita, entre muchos otros en función del tipo del grado de alteración y ambiente (Thompson & Thompson, 1996).

Se le ha reportado en prospecto aurífero de Conchudita (Sigarán, 2001), en Tilarán (Mixa et al., 2011) y en las partes superficiales de la zona de alteración hidrotermal en el campo geotérmico de Miravalles (Milodowski et al., 1989; Vega, 2000), y entre Macacona y ]]>

Alteración propilítica: Es una alteración importante en yacimientos epitermales relacionados con andesitas orogénicas. Corresponde con la asociación mineralógica de epidota (cuanto mayor sea su presencia, particularmente clinozoisita, más cerca del centro ]]>

En el antiguo sitio de presa ]]>
+ zeolitas + albita + pirita + cloritas sugiere que la temperatura debió de ser ≤ 300 ºC y la presión posiblemente no superó los 2 - 3 kbar. Aunque complicado por varias fases de cristalización, el orden de aparición de los minerales fue: (1) grupo epidota (zoisita seguida después por clinozoisita), (2) cuarzo en vetas, (3) prehnita, y (4) cuarzo en vetas y rellenando cavidades así como cloritas (Rodríguez et al., ]]>

En algunas cornubianitas de Talamanca se ha observado metasomatismo e hidrotermalismo rico en epidota y propilítico (Weyl, 1957; Berrangé & Whittaker, 1977; Levi, 1981; Kussmaul, 1987). Sin embargo, los mejor ejemplos de propilitización se encuentran en la cordillera de Tilarán y los montes del Aguacate (Levi, 1981; Alvarado, 1984; USGS-DGGMH-UCR, 1987; Mixa et al., ]]> et al., 2011), y en los prospectos auríferos de Conchudita (Sigarán, 2001) y Crucitas. Otros ejemplos de alteración clorítica y propilítica se pueden evidenciar en los estudios mineralógicos y petrográficos de detalle del campo geotérmico de Miravalles (Milodowski et al., 1989; Vega, 2000).

]]> Mineralizaciones

Una de las primeras mineralizaciones corresponde con aquellas relacionadas con las cromititas podiformes en la península de Santa Elena, los nódulos de manganeso y los hallazgos locales de sulfuros de cobre tipo Chipre en las ofiolitas del Complejo de Nicoya (ver detalles en USGS-DGGMH-UCR, 1987). Las cromititas podiformes de Santa Elena, ]]> et al., 2011).

Las mineralizaciones de oro de en las llanuras de San Carlos (Cuadro 38), parecen estar asociadas con ]]> (Cu, Pb, Zn), tanto en Talamanca como en sus estribaciones, parecen estar asociado con las rocas volcánicas antiguas (Fm. La Cruz) o volcano- sedimentarias ]]>

En Tilarán, Schuls et al. (1987) describen numerosos cuerpos subvolcánicos (muchos de ellos, sin embargo, confundidos con silicificaciones) de composición riolítica, los cuales relacionan con las mineralizaciones (Au + Ag ± Pb ± Cu ± Zn) en la Fm. Grifo Alto (ver estudio de detalle en Mixa et al., 2011). La edad ]]> et al., 2010; Žaček et al., 2011; Mixa et al., 2011), datada entre 2,1 y 1,1 Ma (Gillot et al., 1994; Carr et al., 2007; presente trabajo). La edad de 7,3 - 6,5 Ma parece ser muy antigua dado que rocas de diversa ]]>
]]> Un yacimiento muy controversial hasta el presente es la proveniencia del oro de placer en la península de Osa, Golfito y punta Burica. Aunque varios trabajos han propuesto que proviene de la denudación de posibles yacimientos epitermales en Talamanca (p.ej., Anónimo, 1978; Shatwell, 2004), claramente al ser las molasas o paleo-aluviones del Valle del General y de Baja Talamanca (Fms. Valle del General y Suretka) estériles en este elemento, no puede proceder el oro ]]> mélange (Berrangé  1992; Berrangé & Thorpe, 1988; Kriz, 1990; Vannucchi et al., 2006; presente trabajo). Los análisis de minerales pesados de los sedimentos asociados con el placer sugieren más bien una fuente cercana y no apoya un ]]> et al. (2003), la morfológica y composición de las pepitas sugiere ]]>

La edad de los placeres auríferos es claramente del Plioceno (predominantemente Plioceno Superior basal) al Cuaternario (Berrangé  1992; Lew, 1983), pero la edad de las secreciones cuarzo- auríferas no está aún establecida, aunque para Berrangé (1992) debe de ]]> et al. (2010) sobre las rocas ofiolíticas antiguas se estableció un arco primitivo de islas durante el Campaniano Tardío-Maastrichtiano. De comprobarse, parte de los fluidos de esta zona de subducción podrían provenir de dicho vulcanismo. Otra posibilidad, es que a la acreción de los ]]>

Por otro lado, queda por investigar si gran parte de las pepitas poseen un crecimiento secundario por acción bacteriana (p.ej., ver Southam et al., 2009, y referencias allí citadas), por lo que suelen ser de ]]> sensu Berrangé  1987, 1992) y la comparamos con el trabajo de Townley et al. (2003), tenemos que nos ]]>

En síntesis, la propuesta más plausible y geológicamente apropiada es la de Berrangé (1987, 1992) y Berrangé & Thorpe (1988), incluso apoyada por Kriz (1990), de que el oro proviene de vetas de ]]>

Con base en todo lo anterior podemos concluir 6 fases de mineralizaciones metálicas ]]>

A. Mineralizaciones Mesozoicas:
a. Cromita podiforme de Santa Elena: ¿Jurásico?
b. Sulfuros masivos (yacimientos ]]> et al., 1992; Denyer & Baumgartner, 2006): ~ 170 - 95 Ma.

B. Mineralizaciones Cenozoicas:
a. Mineralización ]]>
b. Mineralización aurífera epitermal, cuprífera y polimetálica: ~ 22,9 - 22,2 Ma.
c. Mineralización aurífera epitermal, cuprífera y polimetálica: ~ 16,4 - 15,3 Ma.
]]> d. Mineralización epitermal (Au-Ag-Pb) de Tilarán-Aguacate: ~ 5,6 - 3,3 Ma.
e. Oro y magnetita de placer: ~ 3,6 - 0 Ma.

Discusión

Hoy día existen un buen número de estudios petrológicos y geocronológicos recientes en los países vecinos de Nicaragua (Ehrenborg, 1996; Elming, 1998; Plank et al., 2002; Carr et al., 2007; Saginor et al., 2011a) y de Panamá (de Boer et ]]> , 1988; Wegner et al., 2011) o compartiendo regiones Costa Rica-Panamá (Defant et al., 1992; Drummond et al., 1995; de Boer et al., 1995; Hoernle et al., 2002, 2004) y Costa Rica-Nicaragua (Carr et al., 2007; Hoernle et al., 2008; ]]> et al., 2009; Lindsay, 2009). Sin embargo, falta control y mapeo estratigráfico. Las comparaciones que acá se realizan, son relativamente generales. No obstante, como fue planteado previamente por Alvarado et al. (2007), al quitar los nombres locales de unidades, se puede establecer una comparación y similitudes relativamente buenas entre los países de América Central.

]]> Las ofiolitas en Costa Rica y Panamá, su acreción y el inicio del magmatismo de arco en América Central Austral (200- 20 Ma)

La historia se inicia en el Jurásico Inferior con la sedimentación de radiolaritas pelágicas en el paleopacífico en conexión con el Tethys (Denyer & Baumgartner, 2006). Un complejo ígneo-sedimentario acrecionado o mélange, el de Santa Rosa, se forma al margen del bloque más austral de Chortis, englobando clastos del Jurásico Medio hasta el Cenomaniano, con la intrusión de sills alcalinos dentro de las radiolaritas, posiblemente alrededor de 159 - 150 Ma, con basaltos y traquitas más jóvenes entre 127 y unos 85 Ma (Tournon & Bellon, 2009). Las intrusiones ácidas a ultrabásicas cumuladas y estratificadas de bahía Nancite presentan edades compartidas entre el lapso de 133 y 140 Ma y una afinidad de arco de islas (Hauff et al., 2000; Tournon & Bellon, 2009). Varias intrusiones tardías dentro de la peridotita, tales como diques doleríticos y algunas anfibolítas ]]> et al., 1997; Sinton et al., 2009), ocurren posiblemente relacionados con el magmatismo y geotectonismode Santa Elena ]]> et al., 2000). Finalmente, el emplazamiento (obducción) de la peridotita de Santa Elena ocurre en algún momento entre el post-Cenomaniano y el Maastrichtiano (Tournon & Bellon, 2009).

En otro contexto geotectónico, pero siempre en el paleo-Pacífico, se presentaron efusiones basálticas a los 139 - 133 y a los 119 - 110 Ma, con intrusiones subvolcánicas de magmas ]]> et al., 2004; Denyer & Baumgartner, 2006), lo que hoy día define al Complejo de Nicoya. Esta fase final del magmatismo tiene características de intraplaca, del tipo punto Caliente de las Galápagos, conformando una amalgamación de diversos plateaus oceánicos de la Gran Provincia Ígnea del Caribe (con sus siglas CLIP: Caribbean Large Igneous Province) o incluso fases ]]> et al., 2004; Denyer & Baumgartner, 2006; Geldmacher et al., 2008).

La presencia de sedimentos volcaniclásticos desde Guatemala hasta Panamá, durante el Albiano al Campaniano, han servido de base para postular que el magmatismo de arco pudo darse a lo largo de toda esa faja (Pindell et al., 2006; ver referencias adicionales en Alvarado et al., 2007 y Geldmacher et al., 2008). Sin embargo, los estudios de detalle refuerzan que, el establecimiento cuasi in situ de la zona de subducción, al menos en Costa Rica y Panamá, y quizás la parte sur de Nicaragua y su arco respectivo, ocurrió en el Campaniano Tardío en el caso de Costa Rica, cuando los sedimentos volcánicos subalcalinos suelen ser ]]> et al., 2010). Una situación similar se presenta en Panamá a los 71 Ma (Campaniano terminal), es decir, posiblemente en coincidencia con el cese del vulcanismo del CLIP (Wegner et al., 2011). Los sedimentos ricos en detritos volcánicos, posiblemente de arco, del Albiano al Campaniano, mezclados con lutitas carbonosas -incluso también presentes en las Antillas-, al parecer son más bien restos de una antigua zona de subducción establecida cerca de los bloques ]]> et al., 2007; Geldmacher et al., 2008). De este arco ancestral en Costa Rica, prácticamente no quedan rocas ígneas in situ –tan solo posiblemente las rocas básicas que afloran por Golfito descritas por Buchs et  al. (2010)-, siendo en su mayoría solo los productos de su erosión en los sedimentos turbidíticos.

En Panamá, algunas rocas con características de arco se ubican dentro de lo que se ha agrupado de manera generalizada como perteneciente a los terrenos del CLIP, tanto en la parte central como oeste de Panamá ]]> et al., 2011). De igual modo, entre 60 y 50 Ma existe un profuso vulcanismo de arco que se extiende al menos desde Honduras hasta Nicaragua y, claramente, en Panamá. En Costa Rica, al parecer, existe un hiato en rocas volcánicas in situ de arco, estando tan solo representadas por sedimentos volcaniclásticos marinos (Alvarado et al., 2007, y referencias allí citadas).
]]> La historia continúa en lo que hoy día se conoce como Costa Rica, pero ahora con el emplazamiento y adosamiento de montes submarinos entre el Maastrichtiano y el Eoceno Medio al margen continental activo costarricense. No obstante en Panamá se extiende hasta el Mioceno Inferior, bajo la forma de terrenos acrecionados más jóvenes, enriquecidos en elementos trazas que indican un magmatismo de islas oceánicas acrecionadas y amalgamadas entre ]]> et al., 2000; Hoernle et al., 2002, 2004; Buchs et al., 2010).

El establecimiento del arco al final del Cretácico y su continuidad durante el Paleoceno-Eoceno, en su mayor parte ]]> et al., 2007), debió de incrementar en el gradiente térmico de la corteza continental, lo que favoreció su cambio a un estado más frágil y dúctil, fomentando su fallamiento incluso a nivel de basamento y, con ello, los prismas acrecionales. Así, diferentes factores pudieron ser los responsables de la migración que se dio en los arcos centroamericanos, principalmente debido a: a) cambios en la geometría (ángulo) de la zona de subducción, b) migración de zonas de fracturas. Todos ellos se han reportado al menos en la parte austral de América Central (Bundschuh & Alvarado, 2007).

El Proto-Arco del Oligoceno al Mioceno Superior (35 - 8 Ma)

Desde que los primeros exploradores recorrieron América Central Austral, se dieron cuenta de la existencia de cordilleras volcánicas profundamente erosionadas hasta sus raíces (Sapper, 1905). Los estudios recientes nos hablan que están conformadas por coladas de lava, diques, rocas piroclásticas e intrusivos con variables grados de alteración y mineralizaciones, observándose la ]]> Fig. 8), principalmente entre 25 y 12 Ma (Alvarado et al., 2007).

Después de un vulcanismo basáltico y andesítico (alcalino hasta subalcalino) de fondo oceánico aflorante en algunos puntos de Talamanca (ver ]]> et al., 2005, 2011).

Diques andesíticos hasta diabásicos y stocks gabroicos aparecen a los 18,3 - 16,8 y 14,8 - 11,1 Ma en la fila Costeña. Los plutones en Talamanca bien ]]> et al. (1988) y Drummond et al. (1995) con afinidad toleítica y calco-alcalina, manifestándose principalmente entre los 22 y 7 Ma, aunque existe un hiato en el vulcanismo en Panamá entre 11 y 6 Ma (Wegner et al., 2011). Dicha brecha ]]> et al., 2004).

Mientras que el vulcanismo de arco en Panamá está agrupado entre 22 y 5 Ma, en Costa Rica y ]]> Nicaragua, todavía falta trabajo de mapeo para hacer coincidir la geocronología con la geoquímica y la geología. En Costa Rica existe un mejor control; un avance al respecto fue el mapa de Denyer & Alvarado (2007).

En Nicaragua, se ]]> Coyol y Fm. Tamarindo, pero todavía falta mucho del mapeo volcánico y su sinopsis dentro de la triada mapeo-edad-petroquímica. Se logra reconocer un arco relativamente continuo desde Guatemala hasta Panamá, entre 25 y 13 Ma (Alvarado et al., 2007), soportado incluso por trabajos más recientes (Hoernle et al., 2008; Janoušek et al., 2009; Saginor et al., 2011a). Y es justo este arco, el que aprovechó la fauna y flora para migrar de Norteamerica al extremo sur de America Central, particularmente a partir de los 12 Ma (Woodburne, 2010).

El Paleo- (8 - 2,2 Ma) y Neo-Arco (2,1 - 0 Ma)
]]> En Costa Rica las rocas plutónicas intruyeron a Talamanca en forma continua al menos desde los 24 Ma (posición del Proto-Arco) y continuaron hasta con seguridad hasta los 6 - 4 Ma en sus estribaciones, por Tapantí y Escazú (MacMillan et al., 2004; presente trabajo), caso contrario a lo ocurrido en Panamá en donde las rocas intrusivas más jóvenes que 7 Ma suelen estar ]]> et al., 2011).

En el Mioceno Superior, existió un cambio abrupto en la orientación del arco magmático costarricense, rotando 20° en sentido opuesto a las manecillas del reloj, para establecerme en Costa Rica de forma más o menos paralela al presente frente volcánico activo desde hace unos 8 Ma (Gans et al., ]]> et al., 2007). Tanto en Costa Rica como en Nicaragua, se nota que el arco del Mioceno Superior al presente ha sufrido una serie de migraciones, acercándose a la presente fosa mesoamericana (Alvarado et al., 2007). Las causas pueden ser variadas (p. ej. migración al oriente de la zona de fractura, hoy día conocida como de Panamá, cambio en el ángulo de la subducción, etc.), pero todavía merecen un análisis ( Fig. 8). Sin embargo, al parecer el arribo de la cordillera del Coco a la fosa mesoamericana puedo ser el disparador de una serie de procesos en cadena. Aunque existe una discusión en la que no hay acuerdo sobre si esto se inició hace unos 8 Ma, o en su defecto tan joven como menos de 1 Ma (ver discusión en Alvarado et al., 2007, p. 376), los autores del presente trabajo están a favor de una edad aproximada de 7 Ma, basado en: a) Existe una rica paleofauna de vertebrados terrestres en la fila Costeña con afinidad ]]> et al., 2002), y d) la paulatina inhibición del vulcanismo calcoalcalino hace 5 Ma (retardada debido al tiempo que se requiere para que la cordillera se subduzca y se manifiesten sus efectos) hasta su extinción hace 3,5 Ma, ]]> et al., 2004; Gazel et al., 2011).

Así, se tiene que partir de los 8 Ma hasta los 2,2 Ma, se establece el Paleo-Arco (Fig. 8), representado por la Fm. Grifo Alto, las ignimbritas de Bagaces y los ]]> et al., 2007; Lucas & Alvarado, 2010; Woodburne, 2010, y referencias allí citadas). Después se estableció el Neo-Arco, iniciando por las lavas de Fm. Monteverde (2,1 - 1,1 Ma) y finalmente, los volcanes activos (estratovolcanes y escudos andesíticos), además de los abanicos ignimbríticos y de flujos de escombros (depósitos de debris ]]> y debris flows) del Pleistoceno Medio y Superior. Geoquímicamente, el Paleo-Arco y el Neo-Arco están representados por basaltos hasta riolitas pobres a ricas en K, en su mayoría calco-alcalinas, siendo las toleitas de arco más abundantes en rocas más antiguas y subordinadas en las más recientes (Tournon, 1984; Kussmaul et al., 1994). Dado que las lavas de Monteverde no están enriquecidas en oro y su petrología es similar a los ]]>

Rocas cronológicamente similares a las Fms. Grifo Alto y Monteverde se han encontrado en Nicaragua (Saginor et al., ]]> existencia de los domos Los Perdidos y de los estratovolcanes Chato y Arenal. ¿Habrá disminuido el ángulo de la zona de subducción en el ]]>

El arco volcánico activo en Costa Rica (Fig. 8), aunque posee ciertas diferencias geoquímicas, morfológicas, volumétricas y en grado de actividad con respecto al de Nicaragua, en términos generales se origina de modo similar hace 0,6 Ma (Alvarado et al., 1992; Carr et al., 2007). Claramente la brecha de unos 175 km en el vulcanismo de tipo estratovolcán entre el Irazú- Turrialba (Costa Rica) y el Barú (Panamá), se debe al arribo de la cordillera del Coco y el acortamiento cortical del bloque de Panamá contra la zona de subducción, acelerando la orogénesis que formó la cordillera de Talamanca y la fila Costeña. Como se dijo, todo ello desfavoreció la generación del ]]> et al., 2004; Alvarado et al., 2007; Gazel et al., 2011). En cambio, las adakitas son abundantes en Panamá y aún en sus estratovolcanes dormidos (de Boer et al., 1988; Drummond et al., 1995; Wegner et al., 2011). ]]> flows/debris avalanches, Morell et al., 2011) como al oeste de Panamá. Las adakitas corresponde con un término petroquímico más no ]]>

Las adakitas en ]]> et al., 1995; Abratis & Wörner, 1991; MacMillan et al., 2004, Hoernle et al., 2008; Wegner et al., 2011, Gazel et al., 2011). Sin embargo, las andesitas basálticas y basaltos de Paso Real poseen una tendencia adakítica, por lo que la generación de adakitas debió de generarse desde hace por lo menos de 6,5 Ma (Gazel et al., 2009, 2011).

Magmatismo alcalino continental ]]>

El magmatismo alcalino, mayoritariamente tras-arco, ocurre en Costa Rica en cinco fases principales: 6,49 - 5,82 Ma, 5,3 - 4,4 Ma, 3,51 - 3,2 Ma, 2,0 - 1,2 Ma y 0,6 - 0 Ma, muy posiblemente relacionadas con un régimen extensivo.
]]> Algunos cuerpos se presentan en posición anómala, tales como las rocas medianamente alcalinas de La Garita (6,47 - 5,52 Ma), pero que se pueden agrupar dentro de los rangos previamente indicados. Las rocas alcalinas del Cuaternario poseen una característica geoquímica mayoritariamente controlada por las descompresión del manto y su ascenso, en parte mezclada por fluidos migratorios provenientes de la placa subduccida (Hoernle et al., ]]> et al., 2011). Las rocas, que están más cerca de la proyección de la placa subduccida, son medianamente alcalinas (sin cuarzo ni feldespatoides normativos) y con más influencia de los fluidos relacionados con la subducción, que aquellas más alejadas, las cuales a su vez suelen tener feldespatoides normativos y modales. Aspectos interesantes, aún por investigar, son las rocas alcalinas pliocenas que se encuentran en Alta y Baja Talamanca, algunas incluso bajo los productos calco-alcalinos del Plioceno Superior o del ]]> ⁴⁰Ar/³⁹Ar entre 0,74 y 0 Ma (Gazel et al., 2011).

Algunos pequeños conos se presentan en el lado Caribe de Panamá cerca de Colombia, pero se desconoce si son alcalinos (Alvarado et al., 2007).

Volcanismo en la placa del Coco (30 ]]>

En la placa del Coco se presentan más de un centenar de volcanes submarinos, algunos aislados, otros en como volcanes gemelos, en grupos o conformando la cordillera volcánica submarina del Coco. La cordillera del Coco es una cadena de montes y volcanes submarinos que se extiende por espacio de 780 km en frente de nuestras costas, constituyendo la cordillera centroamericana más extensa; la isla del Coco es el único ]]>

Las dataciones radiométricas publicadas de la cordillera del Coco se distribuyen en 9 grupos de edades: a) Oligoceno Inferior (30 Ma), b) Mioceno Inferior (19 Ma), c) Mioceno Medio- Mioceno Inferior Temprano (14,46 - 10,0 Ma), d) Mioceno Superior Temprano (8,8 - 8,3 Ma), e) Mioceno Superior Tardío-Plioceno Inferior Temprano (5,7 - 5,2), f) Plioceno (4,2 ]]> et al., 1983; Werner et al., 2003; O’Connor et al., 2007). No pbstante, tomados como un todo, casi representan un vulcanismo continuo en el tiempo -no en el espacio- para los últimos 15 Ma.

]]> Las rocas en la cordillera del Coco son basaltos y andesitas basálticas toleíticas, mientras que las coladas de lava y rocas piroclásticas de la isla del Coco y de los montes submarinos que se extiende hasta nuestras costas (= cordillera del Coco), poseen un carácter petroquímico principalmente alcalino: hawaitas, traquiandesitas basálticas hasta traquitas (Werner et al., 2003; Harpp et al., 2005).
]]> Las dataciones radiométricas de la isla del Coco (2,2 - 1,5 Ma) así como las de los volcanes submarinos circundantes (1,3 - 0,6 Ma, por ejemplo), aportan edades anómalamente jóvenes (Dalrymple & Cox, 1968; Bellon et al., 1983; O’Connor et al., 2007). Lo anterior, sugiere, que la isla es producto de un vulcanismo local (Pleistoceno Inferior), no ]]> et al., 2003; Harpp et al., 2005; O’Connor et al., 2007).

Recomendaciones

Todavía existen algunas brechas en los muestreos geocronológicos, tales como en gran parte de la península de Santa Elena, promontorio de Herradura, Osa y punta Burica. Tampoco existen edades publicadas de las vulcanitas (tobitas y brechas) ]]>

Una comparación petrológica entre las lavas de los Proto-, Paleo- y Neo-Arcos es fundamental para poder establecer las semejanzas y diferencias, y poder así establecer una mejor correlación ]]>

También se tiene un faltante en dataciones para establecer mejor la edad de las mineralizaciones, hidrotermalismo y del metamorfismo. Referente a los yacimientos de oro de placer de Osa-Golfito-Burica, queda por demostrar en qué momento ocurrió la mineralización y con qué evento ]]>

Nuevas edades serán aportadas con seguridad en los próximos años, complementando o reforzando las conclusiones acá aportadas, o ]]>

Agradecimientos

Resulta ]]> de 1998. Su financiamiento estuvo sustentado por el proyecto NSF-EAR 9975339 y por el Instituto Costarricense de Electricidad, a quien se les agradeceprofundamente por su aporte económico y logístico, respectivamente. El presente trabajo es una contribución al proyecto Fortalecimiento de la investigación en Estratigrafía y Tectónica, ]]>

Debemos agradecer las colaboraciones, ya sea en el laboratorio y/o en el campo o por suministrar información, a Ian McMillan, Andy Calvert, Esteban Gazel, Percy Denyer, Pablo Ruiz, Kaj Hoernle, Reinhard Werner, Ken Heydolph, Thomas Vogel, David Szymanski, Wendy Pérez, Jean ]]>

Carl E. Nelson, Christian Corrales, Wilbert Siles, Monserrat Cascante, Ana M. Barber, Sonia Serrano, Ana C. ]]>

Esteban Gazel, Antonio García, Percy Denyer y Jean Tournon, tuvieron la paciencia de leer el documento y de contribuir sustancialmente a su mejoramiento con sus críticas y comentarios. Pablo Ruiz revisó el apartado sobre los volcanes Poás, Barva, Irazú y Turrialba, al igual que Uwe Martens el apartado sobre metamorfismo. A todos ellos, ]]>

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*Correspondencia:
Guillermo E. Alvarado: Instituto Costarricense de Electricidad, Apdo. 10032, 1000 San José, Costa Rica. Centro de Investigaciones Geológicas, Apdo. 35-2060 Universidad de Costa Rica, San José, Costa Rica. Autor para contacto: galvaradoi@ice.go.cr
Phillipe B. Gans: Department of Geological Sciences, University of California, Santa Barbara, CA 93106, USA

1 Instituto Costarricense de Electricidad, Apdo. 10032, 1000 San José, Costa Rica
2 Centro de Investigaciones Geológicas, Apdo. 35-2060 Universidad de Costa Rica, San José, Costa Rica
3 Department of Geological Sciences, University of California, Santa Barbara, CA 93106, USA
*Autor para contacto: galvaradoi@ice.go.cr