]]>
La línea de mayor concavidad, representa el perfil inicial del río y la de menor concavidad corresponde con el perfil de equilibrio, los distintos cambios de pendiente son la evidencia de una perturbación en los diferentes estados de erosión, el ]]> figura 6.
Se ha definido la longitud de los cauces con respecto a distancias especificas, el río Grande de Tárcoles corresponde a la distancia a lo largo del cauce entre ]]> 1 y T2, G1 y G2 es la distancia a lo largo del cauce del Río Grande y V1 y V2 la longitud del cauce del río Virilla (Fig. 6).
Estos son los tres ríos principales que atraviesan el área de estudio, es posible ]]> knickpoints que indican los sitios en los que se generan anomalías en el cauce. El hecho de que los knickpoints, tengan altura similar en los diferentes afluentes, son un punto de apoyo para la ubicación de las estructuras tectónicas.
]]>
Sismicidad en la hoja río grande
Los registros de eventos sísmicos localizados en la hoja Río Grande e incluidos en el presente trabajo, están basados en la información histórica documentada de sismos de baja intensidad ocurridos ]]> Fig. 1). La distribución de estos sismos se aprecia en un perfil W-E, (Fig. 7).
]]> Se destaca el hecho de que una cantidad importante de los sismos de toda la región se generan a una profundidad bastante acotada entre los 0-10 km, dejando entrever esta profundidad como la posible zona de despegue del sistema de corrimientos regional del área. En el área mas restringida de nuestro estudio, la profundidad a la cual se generaron estos sismos no supera los 6 km. Esto apoyaría la existencia de un nivel de despegue local somero, que de acuerdo con Montero (1999) sería de componente inversa con un movimiento sinestral.
Geología estructural
Se ha observado una serie de zonas de falla cortando las rocas de la Formación Grifo Alto. Además se aprecian estructuras ]]> debris avalanche. Las evidencias de campo sugieren, la existencia de un patrón estructural más complejo que el propuesto hasta la fecha. Se realizó un análisis metódico de los datos obtenidos in situ, para correlacionarlos con los datos obtenidos mediante el procesamiento digital de fotografías aéreas, los modelos numéricos de elevación digital de la zona y el registro ]]>
El análisis determinó la existencia de fallas inversas de bajo ángulo, con un estilo de deformación de piel fina (thin skinned), dado que no involucran el basamento durante deformación, la poca longitud de onda que muestran los pliegues en las secciones y porque se involucra ]]>
Análisis estructural
se toma en ]]>
Referente al comportamiento mecánico, hay que tomar en consideración la deformación de las rocas del basamento, en donde se asume una disminución en el buzamiento en las fallas, el cual en nuestro ]]> fault-bend an-ticline; Narr & Suppe, 1994, y Mitra & Mount, 1998), y se modelan acortamientos y engrosamientos de las capas, que indican compresión, aunque puede ocurrir extensión asociada al acomodo de los bloques principales (Narr & Suppe, 1994; Erslev 1986; 1991, Erslev & Rogers, 1993).
]]> Para el análisis se midieron rumbo e inclinación de los estratos en cada localidad, la orientación de planos fallas, estrías de falla, y ejes de pliegues. Esta información se combinó con la información obtenida de los knickpoints, con el fin de trazar con mayor precisión las fallas que atraviesan la zona de estudio. Se llegaron a definir cuatro fallas o estructuras mayores, las cuales corresponden con la zona de falla Escobal, la zona de ]]> figura 8.
Las fallas propuestas Turrúcares, Río Grande, Balsa y Escobal, son paralelas entre sí Asociadas a la falla Balsa, se determinó la existencia un pliegue con eje de orientación similar a la de ]]>
El análisis de las estrías no permitió determinar el tensor de stress, ]]>
Falla Turrúcares
]]> El análisis de los knickpoint permitió identificar un lineamiento asociado a anomalías en la red de drenaje, que permiten inferir un alzamiento de falla inversa con orientación NW-SE.
La presencia de esta estructura, se interpreta con base en anomalías en la red de drenaje y ]]> Fig. 8). La interpretación de esta falla es consistente con la zona de fractura inversa observada cerca de la represa la Garita. Está cortando los depósitos volcánicos de la Formación Grifo Alto y se habría iniciado la deformación en los depósitos del Plioceno y Pleistoceno.
]]>
Falla Río Grande
En este sitio, cercano al peaje de Río Grande, en Atenas (215,013/496,772) se encuentran los depósitos de la Formación Tiribí y posiblemente los de la Formación Puente de Mulas, las cuales presentan un ]]> Fig. 9a), indicando una vergencia hacia el NE.
Se reconocieron ]]> overlap), lo que sugiere que la deformación y consecuente levantamiento son más acelerados que la sedimentación (Fig. 9b). Estas estructuras indican que la falla estaba activa entre la depositación del primer flujo piroclástico y el siguiente. Sobre el flanco ]]> Fig. 9c). A partir de esta interpretación y asumiendo que la edad de las ignimbritas de la Formación Tiribí es de 0,332 Ma ]]> 40/Ar39 (Pérez et al., 2006), podemos precisar esta misma edad para la falla Río Grande.
Las estimaciones geométricas y el grado de deformación observado en estas estructuras, sugieren una profundidad para esta falla menor a 1000 m.
]]>
Zona de falla Balsa
Cerca de la entrada a Balsa (213833/493232, se localizó una zona de falla que mantiene una disposición predominante N35°W,70°SW, posiblemente inversa sinestral, afectando a la unidad de debris avalanche y a la Formación Grifo Alto. Se destaca una fuerte tectónica que genera fracturas verticales con rumbos N20˚W, con una extensa zona de alteración hidrotermal, por las cuales habrían subido los fluidos hidrotermales (e.g. 213866/493685, N90°E, 70°N), generando un enrejado complejo, dificultando el reconocimiento del buzamiento original.
Zona de falla Escobal
Se localiza al extremo oeste del poblado de Escobal (212509/487023). Esta zona de falla fue observada en el campo con un rumbo predominante en dirección NW-SE (Fig. 6). En las cercanías del sitio Quebradas (212425/487243) se midió el plano en tres lugares diferentes: N60°E, 70°N, a la cual no se le pudo determinar el movimiento; ]]>
En el sector de la carretera donde se corta esta zona de falla es notoria la ausencia de deformación en los depósitos posteriores por lo que a esta falla se le podría asignar una edad del Plioceno inferior. La presencia de esta falla ]]>
Como consecuencia de su movimiento al NE, los sedimentos de relleno fueron acumulados en su frente orogénico, favoreciendo la formación de una cuña sedimentaria compuesta principalmente por estratos de los depósitos de debris avalanche y los rellenos coluviales y aluviales del cuaternario.
Según estas evidencias de campo se trataría de una falla inversa con componente de rumbo. Su extensión total no está definida en este trabajo, sin embargo, abarca toda el área de estudio.
Zona de desgarre Tárcoles
Denyer et al. (2003a) la denominan Falla Tárcoles y la describen con un rumbo que varía de N40ºE a N55ºE. Tiene un movimiento sinestral (Denyer et al., 2003b), mientras que Marshall (2000) indica un movimiento vertical, en que el bloque NW baja con respecto al SE, lo cual deja un graben con la falla Jesús María, por donde fluyó la Formación Tivives; por ello se le llama el graben de Tivives. Está catalogada como una falla cuaternaria (Denyer et al., 2003b).
La Falla Tárcoles, descrita como una falla doble sinestral muestra una extensión considerable para Costa Rica, alrededor de 90 km (Madrigal, 1970; Denyer et al., 2003a, b; Denyer & Alvarado, 2007), que dentro del modelo preliminar propuesto acá, podría representar una falla de desgarre importante, dado que a partir de esta surgen los principales corrimientos de la zona de estudio. Sumado a esto, el modelo de acreción de un monte submarino estaría generando una estructura sigmoidal típicamente alargada, con fallas de desgarre situadas en los flancos laterales del mismo y con importantes fallas inversas en su frente de acreción. Sin embargo, se requiere de más investigación y trabajo de detalle para soportar mejor todo lo anterior, ya que esta se encuentra fuera del área de estudio y la interpretación que se le da es netamente teoría.
Interpretación estructural
Mediante la integración de los datos superficiales y los datos sismológicos registrados en la zona, se ha hecho una interpretación preliminar de las posibles zonas de ruptura. Los mecanismos focales indican un sistema de fallas inversas con componente de rumbo. De este modo, y teniendo en cuenta el marco tectónico regional, se ha elaborado una sección esquemática, que representa una posible interpretación del estilo estructural del sector y cuantifica el acortamiento existente en esta región en forma genérica (Fig. 10).
El acortamiento horizontal mínimo obtenido para el perfil es de 2,2 km, equivalente a un porcentaje de acortamiento de 8,99%.
Para las estructuras aflorantes en el área de estudio, se propone un mecanismo de evolución de la deformación según una secuencia de fallas en secuencia hacia el antepaís (foreland) de suroeste a noreste, sobrepuesto a una secuencia de corrimientos con dirección al traspaís (hinterland) la cual corresponde a parte de la formación producida por las fallas de empuje frontal propuestas por Sitchler et al. (2007) Fig. 11.
Tomando en cuenta estas consideraciones, la deformación observada corresponde a una zona de piel fina (thin skinned), ]]>
Conclusiones
]]>
El presente trabajo cumple con rescatar la estratigrafía de afloramientos que paulatinamente se han ido cubriendo con concreto lanzado, obras de estabilización y por la vegetación, y de proveer un modelo estructural, diferente a los previamente propuestos, aspectos que podrán afinarse y corroborarse con posteriores trabajos de campo.
]]> La geología de la Ruta 27 permite definir, por primera vezcon detalle, una geología del extremo occidental del Valle Central y su correlación con la meseta de Orotina, que solía en su mayor parte estar reportada en perforaciones (p.ej. Echandi, 1981), como lo son las formaciones Nuestro Amo y Puente de Mulas, y el observar las relaciones estratigráficas con Colima Inferior. De igual modo, permitió ver la estructura interna del antiguo eje volcánico de los Montes del Aguacate, con sus diques y profusa ]]> debris avalanche y en parte la existencia de depósitos de debris flows, quedó comprobada y enmarcada en lo que se denomina Formación Nuestro Amo, constituida por lo menos por cuatro unidades de flujo volcaniclástico. Todavía se requiere de un mayor detalle geológico en los ]]>
El modelo estructural propuesto difiere con respecto al de los trabajos previos, en los que las fallas eran principalmente dextrales (rumbo NW-SE) o sinestrales (rumbo NE-SW). El movimiento sinestral paralelo al sistema es consistente con la cinemática de movimiento reconocida en la desembocadura del ]]> Fig. 11a). Esto es un factor importante para el régimen de deformación dentro de una placa subducida ya que el esfuerzo normal actúa en estos casos contra un orógeno ocasionando acortamiento y engrosamiento de la corteza (Scheuber et al., 1994) (Fig 11b).
]]>
Por tal motivo, se propone que las fallas de rumbo, trazadas en trabajos anteriores (p.e., Denyer et al., 2003a, b; Denyer & Alvarado, 2007), poseen una fuerte componente inversa a modo de corrimientos. Estos se habrían originado durante el Cenozoico, cuando comenzó la deformación en el antearco interno y donde se exponen tres grandes fallas de empuje frontal que forman parte de la faja plegada y corrida que propone ]]> hinterland), de la cual forma parte la Falla Turrúcares.
Aunque el comienzo de la deformación no está establecido de forma precisa, los Montes del Aguacate están constituidos por rocas del Plioceno ]]>
La deformación provocada por la acreción del cerro Turrubares, en lo que hoy se denomina el promontorio de Herradura, sería la responsable de la reactivación de las estructuras pre-existentes asociadas a los sistemas de fallas con vergencia suroccidental, así como de la generación de nuevas estructuras con una vergencia nororiental. Esta estructura, con altos topográficos, ]]> pop-up con una geometría típicamente sigmoidal y alargada (Fig. 12).
Esta deformación posiblemente no migró de manera significativa hacia el norte, donde se halla la zona de Atenas, debido a que debió chocar ]]>
]]> Las primeras estructuras en formase en el área de estudio, serian los corrimientos de Escobal y Balsa, ya que estos están directamente relacionado con la zona de desgarre conocida como falla Tárcoles. Se establece que la deformación migra de Suroeste a Noreste hacia el antepaís (foreland). Esta deformación, se vincula al empuje proveniente de estructuras profundas en el sector oriental del área de estudio. Estas primeras estructuras se encuentran afectadas por los ]]>
Se puede así proponer ]]> hinterland, esta deformación inicialmente estaría ligada a los corrimientos asociados a la falla Turrúcares y por ende a la faja ]]>
El estilo de deformación de piel fina, presumiblemente tendría un nivel de despegue en la Formación Peña Negra, lo que genera el desarrollo de los principales sobrecorrimientos de la región, de este a oeste son: Escobal, Balsa y Río Grande. Estos se asume que poseen en su parte frontal, un ángulo de corte de entre 60º y ]]>
Agradecimientos
La presente investigación se inició como parte del trabajo de campo en el curso de Vulcanología de nivel de cuarto año de bachillerato en Geología de la Universidad de Costa Rica, del I Semestre del 2010. La CNE colaboró con las giras posteriores con el fin de que se pudiera definir mejor el contexto tectónico, particularmente gracias a la desinteresada colaboración de ]]>
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*Correspondencia: Hernán Porras: Departamento de Geología, FCFM, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile. porrashernan@gmail.com
Monserrat Cascante: Departamento de Geología, FCFM, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile.
Raquel Granados: Fundación de la Universidad de Costa Rica para la Investigación, San José, Costa Rica
Guillermo E. Alvarado: Instituto Costarricense de Electricidad, Apdo. 10032, 1000 San José, Costa Rica. Centro de Investigaciones en Ciencias Geológicas, Apdo. 214-2060 San Pedro, Montes de Oca, Costa Rica ]]> 1 Departamento de Geología, FCFM, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Casilla 13518, Correo 21, Santiago, Chile. porrashernan@gmail.com
2 Fundación de la Universidad de Costa Rica para la Investigación, San José, Costa Rica
3 Instituto Costarricense de Electricidad, Apdo. 10032, 1000 San José, Costa Rica
4 Centro de Investigaciones en Ciencias Geológicas, Apdo. 214-2060 San Pedro, Montes de Oca, Costa Rica
Recibido: 10/07/2012 ; aceptado: 17/12/2012