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Colección de mapas geológicos

INTRODUCCIÓN

Se presenta la cartografía geológica de lahoja Barranca (Fig. 1; mapa en este número).En la hoja Barranca se han diferenciado 16 uni-dades geológicas, que corresponden con unahistoria que se extiende desde finales del Cretá-cico hasta el presente. Sin embargo, el detallede este trabajo se centraliza en el Neógeno,donde por primera vez se hace un mapeo de laFormación Punta Carballo dentro de la cual seaclara el problema de la posición de los miem-bros Mata de Limón y Roca Carballo, estable-ciendo nuevas unidades, que habían sido con-fundidas por diferentes autores.

En la cobertura volcánica post-Aguacatese ha tratado de seguir las últimas ideas publica-das (Pérez, 2000, Marshall, 2000, Marshall et al.,2003), adaptándolas a los conceptos litoestrati-gráficos, para lo cual se ha utilizado la guía estra-tigráfica internacional (Amos, 1994).

Este trabajo se inició como parte de loscursos de la Escuela Centroamericana de Geolo-gía (UCR): Geología de Campo II, Estratigrafía

Revista Geológica de América Central, 29: 105-125, 2003

GEOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍADE LA HOJA BARRANCA, COSTA RICA

Percy Denyer1*, Teresita Aguilar1 & Guillermo E. Alvarado1, 2

1Escuela Centroamericana de Geología, Universidad de Costa Rica,Apdo. 214-2060, Costa Rica,

2Área de Amenazas y Auscultación Sísmica y Volcánica, Instituto Costarricense deElectricidad, Apdo. 10032-1000, San José, Costa Rica

* Autor para correspondencia: [email protected]

y Vulcanología. En el año 1997 participaron losestudiantes: Ivonne Arroyo, Guaria Cárdenes,Richard Gordon, Allan Herrera, AlejandraLoaiza, Carolina Sigarán y Luis Emilio Vargas.En el año 1998, con los estudiantes Allan Alán,

Fig. 1: Ubicación de la hoja topográfica Barranca.

106 REVISTA GEOLÓGICA DE AMÉRICA CENTRAL

Michelle Arias, Maureen Carrillo, Edwin Gari-ta, Jerry Murillo, Nancy Ramírez, Viviana Ra-mos y Albán Rodríguez. La mayoría ahora songeólogos graduados.

Valga decir que el mapa geológico de la ho-ja Barranca publicado en 1970 por Rodolfo Madri-gal, ha sido nuestra inspiración y sus descripcionesla principal guía utilizada en esta investigación.Por lo que consideramos esta publicación comouna versión modernizada del trabajo original deDon Rodolfo.

A continuación se describen las unidadesgeológicas, de una manera lo más sistemáticaposible.

COMPLEJO DE NICOYA

Esta unidad no se detalla en el presentetrabajo, sin embargo, se hacen algunas conside-raciones generales. En el extremo sureste delmapa geológico hay afloramientos extensos debasaltos, que según el mapa de Arias (2003) co-rresponden con la Formación Tulín, que él re-definió y cuya definición original es de Mala-vassi (1967). No obstante, la presencia de unafloramiento de calizas pelágicas rojizas conglobotruncanas, que pueden ser correlaciona-das con la Formación Golfito, deja la siguienteincertidumbre: si estas calizas correspondencon la Formación Golfito, entonces, según ladefinición de Arias (2003), parte de la masa debasaltos que aflora en el noroeste del cerro Tu-rrubares (sureste de la hoja Barranca) sería partedel POC Plateau Oceánico Caribe, que segúnArias (2003) pertenece al Complejo de Nicoya.Los basaltos sobreyacentes corresponderíancon Tulín.

Por lo anterior se ha preferido usar, tan-to en el mapa como en la columna, el nombrede Complejo de Nicoya (según Dengo, 1962;Kuijpers 1980), en forma genérica, igual quehabían hecho Denyer & Arias (1991), para lahoja Candelaria.

Estratotipo: Para el Complejo de Nicoya, Dengo(1962) indica la localidad de Montezuma, entrela quebrada Chorro y el río Cedros.

Descripción: En los afloramiento vistos en la ho-ja Barranca se observaron basaltos, tanto masivoscomo con estructura en almohadilla y diabasas.

Relaciones estratigráficas: Representa el basa-mento regional y local (Fig. 2).

Aspectos regionales y específicos: Los aflora-mientos de esta unidad representan la base delcerro Turrubares y se localizan únicamente en elextremo sureste de la hoja Barranca.

Fig. 2: Columna estratigráfica general.

107DENYER et al. - Geología y estratigrafía de la hoja Barranca

Edad geológica: Posiblemente Cretácico Superior.

Ambiente de formación: Los basaltos pueden ha-berse formado en una isla oceánica intraplaca ocomo parte del Plateau Oceánico Caribe (Arias,2003).

Antecedentes: Dengo (1962) definió el Complejode Nicoya. Malavassi & Madrigal (1965) hicieronreferencia al “Volcánico eocénico”. Malavassi(1967) definió la Formación Tulín. Arias (2003) re-definió Tulín, basándose en criterios petrológicos ycronológicos.

CALIZAS PELÁGICAS

En un afloramiento de pocos metros la ca-liza pelágica, alterada, rojiza, con globotrunca-nas, sobreyace a los basaltos. Como se indicó an-tes, sería interesante tratar de encontrar otrosafloramientos de esta unidad y correlacionarlacon la Formación Golfito y así mejorar la estrati-grafía del Complejo de Nicoya.

FORMACIÓN PUNTA CARBALLO

Las primeras menciones acerca de las ro-cas que componen esta formación son del año1882, cuando Attwood describió la existencia deareniscas calcáreas y areniscas oscuras subhori-zontales entre Puntarenas y Esparza.

Romanes (1912) describe las rocas de“Carballo” al SE de la desembocadura del río Ba-rranca, como una amplia variedad de sedimentos,muchos de los cuales son muy fosilíferos, endonde encuentra la especie Venus cf. meridiona-lis, la cual se relaciona estrechamente con V. wa-lli del Mioceno Inferior y con V. ebergenyii delPlioceno. Considera que los microforaminíferosy moluscos encontrados sugieren una edad Mio-cena. Algunas de las especies que encuentra son:Dosinia cf. orbicularis Edw., Clementia darienaConrad, Turritela cf. gatunensis Conrad, Pyrulareticulata Lmk, entre otras.

MacDonald (1920) se refiere a la “Seriede arenisca caliza de Punta Carballo” constituida

por areniscas, cascajos conglomerados y calizas.Con este nombre se refiere a toda la cobertura se-dimentaria terciaria, incluyendo afloramientosque hoy se atribuyen a las formaciones Curú yDescartes, entre otras. Posteriormente, Hoffsteteret al. (1960) restringen la distribución geográficade Punta Carballo.

En 1942, Hass restringe la edad al Mioce-no Medio con base en las asociaciones de molus-cos provenientes de Roca Carballo y, en cuanto alas rocas del Miembro Mata de Limón, les asig-na por extensión la misma edad.

Dengo (1961, 1962) define la FormaciónPunta Carballo y especifica que está compuestade bancos gruesos de areniscas calcáreas, conmoluscos fósiles en abundancia, intercalados concapas de conglomerados con guijarros de rocasígneas (derivadas del Complejo de Nicoya) yocasionalmente con calizas arenosas. Además,cartografía esta formación y observa que se ex-tiende desde el río Barranca hasta Agujas, al nor-te de la bahía de Herradura.

Madrigal (1970) estudia secciones en losríos Esparta (actualmente conocido como Espar-za), Paires, Jesús María y en el litoral de Mata deLimón. Con base en las diferencias litológicas ob-servadas en el campo, estima conveniente la defi-nición de dos miembros dentro de esta formación:Miembro Inferior Mata de Limón, cuya localidadtipo ubica en el acantilado entre Puerto Caldera yplaya Corralillo y, Miembro Superior Punta Carba-llo, con su localidad tipo en los acantilados al surde la desembocadura del Río Barranca, hacia eloeste de Caldera. En su mapa no separa los miem-bros, sino que hace el cartografiado de la Forma-ción Punta Carballo sin diferenciar.

Baxter (1975 y 1976), en su trabajo de ba-chillerato y tesis de Licenciatura, eleva el Miem-bro Mata de Limón a rango de formación y elimi-na el Miembro Punta Carballo, dejándolo comoFormación Punta Carballo. Sin embargo, este au-tor nunca publicó formalmente sus ideas.

Kuijpers (1979) retoma la definición deMadrigal (1970) y realiza un estudio sedimentoló-gico detallado. Le cambia el nombre al miembrosuperior, denominándolo Miembro Roca Carballo,con el fin de evitar confusiones con el nombre dela formación. Este autor hace columnas detalladas,


cartografía ambos miembros, en una zona de unos5 km2, y da conclusiones sobre el ambiente de de-positación de ambos miembros, lo cual se detalla-rá más adelante, en la descripción de los miembros.

Fischer (1981) sugiere, dentro de un es-quema regional del Mioceno de Costa Rica, quela Formación Punta Carballo representa la conti-nentalización de las cuencas del pacífico central,lo cual implica una inversión en cuanto a la posi-ción estratigráfica de los miembros de la forma-ción, es decir, que El Miembro Mata de Limónsobreyace al Miembro Punta Carballo.

Posteriormente, Laurito (1988a, b) proponela inclusión de un nuevo miembro infrayacente atoda la secuencia, al que denomina Miembro Cale-tas. Además, al igual que Fischer (1981), conside-ra que Punta Carballo subyace a Mata de Limón.

Denyer et al. (1987) nominaron otromiembro en la Formación Punta Carballo, elMiembro Cerro Lagarto; sin embargo, es difícilubicar estratigráficamente esta unidad dentro delcuadro estratigráfico regional, por lo que única-mente se presume como un equivalente lateral dePunta Carballo.

Sprechmann et al. (1994), en su cuadro decorrelación estratigráfica, consideran a la Forma-ción Punta Carballo constituida por el MiembroCaletas (inferior) y el Miembro Roca Carballo(Superior), con una edad Miocena Inferior/Me-dio y dejan a Mata de Limón como una unidadPliocena, equivalente lateral de la FormaciónMontezuma, que sobreyace disconformementea Punta Carballo. Por otro lado, estos mismosautores utilizan la nomenclatura de MiembroCañamazo, para referirse al denominado ante-riormente como Cerro Lagarto, y lo ubicantemporalmente como Mioceno Inferior/Medio.

Fischer & Aguilar (1995) hacen un estu-dio paleontológico de una sección del MiembroRoca Carballo y consideran que la edad de RocaCarballo debe extenderse hasta el Mioceno Supe-rior, lo que concuerda con Fischer (1981) yAmann (1993).

A partir de las investigaciones que se hi-cieron para esta publicación, en que los autoresparticiparon junto con los estudiantes, resumidasen los informes (Campo II, 1997; Campo II,1998), se ha concluido que Madrigal (1970) yKuijpers (1979) estaban en lo correcto al definir

la posición estratigráfica de los miembros de laFormación Punta Carballo, es decir, Punta Carba-llo sobreyaciendo a Mata de Limón (Fig. 2). Sinembargo, las observaciones de Laurito (1988a, b)eran también correctas, ya que el Miembro Matade Limón descansa concordantemente sobre unaunidad marina, muy similar a Roca Carballo, cuyoafloramiento es muy poco extendido. Por su im-portancia conceptual, el mismo se ha denominadoMiembro Icaco (Fig. 2). Por otro lado, también escierto que el Miembro Roca Carballo está sobre-yacido por sedimentos de origen continental, co-mo parte de la colmatación normal de la cuenca.Estos sedimentos han sido nominados como unnuevo miembro, el Miembro Paires. Este panora-ma es parte del “rompecabezas geológico” que sepresupone al confrontar los fenómenos sedimenta-rios en un ambiente geotectónico muy activo, don-de el efecto de los cambios relativos del nivel delmar son enfatizados o disminuidos por los levan-tamientos y hundimientos tectónicos.

MIEMBRO ICACO

Esta unidad se denomina formalmente eneste trabajo.

Estratotipo: Acantilado entre las playas Tivives eIcaco (457,1/207,6) (Fig. 3).

Descripción: Consiste de un afloramiento deaproximadamente 7 m de espesor (Figs. 3 y 4) deintercalaciones de estratos de areniscas con mu-chos foraminíferos planctónicos y lutitas, de co-lor gris. Arenisca gruesa gris verdosa con abun-dantes Thalassinoides ramificados, con diámetrohasta de 10 cm, tubos principales perpendicula-res a la estratificación. Ophiomorpha nodosa,tanto en cortes longitudinales como transversa-les, cuyo aspecto general se observa en la figura5. Algunos lentes de conglomerados con clastosmilimétricos de composición variable y nivelesde arenisca brechosa.

Aspectos regionales y específicos: Es un aflora-miento localizado. Sin embargo, se ha descrito co-mo una unidad aparte por representar un ambientemarino, estratigráficamente por debajo de las facies


rojas continentales del Miembro Mata de Limón, locual puede haber sido la causa de que algunos auto-res lo hayan interpretado como parte del MiembroRoca Carballo (Laurito, 1988b), también de un am-biente marino somero. Esto tiene serias implicacio-nes en la posición estratigráfica relativa de los dosmiembros Mata de Limón y Roca Carballo.

Edad geológica: Mioceno Inferior, con base enlas relaciones estratigráficas.

Relaciones estratigráficas: No se observa el con-tacto inferior, mientras que el superior es un con-tacto neto con el Miembro Mata de Limón, me-diante la presencia de una toba de lapilli acrecionaly troncos (xilópalos) en posición vital (Fig. 4).

Ambiente de depositación: Alta energía, posible-mente litoral somero.

Antecedentes: Laurito (1988b) interpreta que es-te miembro es la parte superior de Roca Carballo.Campo II (1997) hace la distinción estratigráficade esta unidad por primera vez.

MIEMBRO MATA DE LIMÓN

Fue nominado formalmente por Madrigal(1970), aunque no diferenció los miembros en sumapa.

Estratotipo: Madrigal (1970) se refiere al “… li-toral al sur del estero de Mata de Limón.” Lo cual

Fig. 3: Afloramiento del Miembro Icaco (parte inferior). Lacapa blancuzca superior es un estrato tobáceo con gran can-tidad de troncos en posición vital del Miembro Mata deLimón (ubicación: 457,1/207,6).

Fig. 4: Columna del Miembro Icaco y base del MiembroMata de Limón (457,1/207,6).

Fig. 5: Bioturbación en el afloramiento del Miembro Icaco(457,1/207,6).


debe corresponder con el tramo entre playa Co-rralillo y puerto Caldera, que describe Kuijpers(1979). Con los cambios efectuados por la cons-trucción del puerto de Caldera y las modifica-ciones ambientales, estos afloramientos son dedifícil acceso, por lo que se propone un paraes-tratotipo en el corte de carretera Orotina-Calde-ra (461,2/211,2), donde se observan las caracte-rísticas litológicas que diferencian claramenteesta unidad (Figs. 6 y 7)

Descripción: En términos generales el MiembroMata de Limón corresponde con rocas volcani-clásticas: brechas conglomerádicas (debris flowsy pumice flows), areniscas y limolitas con un típi-co color rojo y/o morado, a veces verdoso, cuan-do está enriquecido en vidrio volcánico pumíceocon intercalaciones de tobitas blancuzcas y algu-nos conglomerados verdosos. Afloramientos ais-lados de ignimbritas (algunas con estructurasprismáticas aún reconocibles) y tobas con lapilliacrecional también están presentes, así como xi-lópalos. Madrigal (1970) describe una sección de

unos 50 m, mientras que Kuijpers (1979) presen-ta una sección medida de 65 m. El espesor totales difícil de estimar por el plegamiento que pre-senta y lo discontinuo de los afloramientos, sinembargo, se estima que su espesor debe ser cer-cano a los 300 m.

Madrigal (1970) describió el MiembroMata de Limón como “… una secuencia de sedi-mentos volcánicos estratificados, dentro de losque hay una dominancia de limolitas y areniscastobáceas que se estratifican con brechas y con-glomerados de la misma naturaleza.”

Kuijpers (1979) describió este miembrode la siguiente manera: “Las rocas exhiben unasedimentación cíclica, caracterizada por alter-nancias de conglomerados verdes y series dearcillita roja... los ortoconglomerados con frag-mentos angulares de hasta varios decímetros dediámetro.” En este trabajo se prefiere el uso debrecha en lugar de conglomerado, debido a lagran angulosidad de los fragmentos. Cada ciclose inicia con una brecha conglomerádica verdo-sa, con fragmentos decimétricos, constituidos

Fig. 6: Columna estratigráfica del Miembro Mata de Limón,en la carretera Orotina-Caldera (461,2/211,2).

Fig. 7: Fotografía que muestra un espesor de unos 5 m, conel aspecto general del afloramiento (461,2/211,2).


por andesitas, fragmentos intraformacionales,nódulos ferruginosos, troncos y, en menorcuantía, basaltos y radiolaritas. Las brechas sonmucho más abundantes en la base de la unidad.Las areniscas verdes son volcaniclásticas, conestructuras como: laminación paralela y estrati-ficaciones cruzada y ondulada. Las arenas bre-chosas rojas se intercalan con las limolitas rojasy/o moradas, contienen plagioclasas idiomórfi-cas, piríboles y andesitas, así como algunos nive-les de lapilli acrecional; ocasionalmente presen-tan estructuras de bioturbación (Ophiomorpha;Fig. 8).

Algunas litologías de Kuijpers (1969) sereinterpretan, como se puede observar en la figu-ra 9, donde se incluyen brechas pumíticas, ignim-britas y debris flow de pómez. Los rellenos de ca-nal son frecuentes en esta unidad, como se puedeobservar en las figuras 10 y 11.

Aspectos regionales y específicos: Muy desta-cante la presencia de lapilli acrecional en tobi-tas, ignimbritas y debris flows, evidenciando unvulcanismo activo durante la depositación deesta unidad. En el estratotipo, Madrigal (1970)describe la presencia de xilópalos. En la base,sobreyaciendo al Miembro Icaco, destaca lapresencia de un bosque fósil, con troncos en po-sición vital (Laurito, 1988a).

La distribución espacial de esta unidad esbastante reducida, solo se ha observada en las ho-jas Barranca y Miramar.

Fig. 9: Detalle de una secuencia volcanoclástica con en lalocalidad tipo (norte de playa Corralillo) y parte de lascolumnas de Kuijpers (1979). Presenta una reinterpretaciónde la litología mostrada por Kuijpers (1979).

Fig. 10: Relleno de canal en lo alto de la sección mostrada enla figura 6 (461,2/211,2). El canal tiene un espesor máximode unos 2 m.

Fig. 11: Relleno de canal en la base de Mata de Limón (nortede playa Coralillo). Nota: las perforaciones en la roca, que seobservan en la foto son de origen antrópico.

Fig. 8: Bioturbación Ophiomorpha nodosa en la base delMiembro Mata de Limón, localidad tipo, norte de playaCorralillo.


Edad geológica: Con base en dataciones radio-métricas no publicadas (P. Gans, com. pers.,2002) y las relaciones estratigráficas, se le asig-na una edad Miocena Inferior.

Relaciones estratigráficas: Su contacto inferiorcon el Miembro Icaco es neto (Figs. 3 y 4). Elcontacto superior es transicional con el MiembroRoca Carballo; la aparición del primer nivel deostras se define como el inicio de Roca Carballo.

Ambiente de depositación: Aluvial, con ríos entre-lazados (Kuijpers, 1979), con gran influencia vol-cánica (ignimbritas, tobas, lahares). Laurito (1988)lo describe como de abanico deltaico mareal. Ade-más, la ocurrencia de tobas y un bosque en posi-ción vital evidencia un ambiente continental.

Antecedentes: Madrigal (1970) definió la unidadcomo Miembro Mata de Limón, Baxter (1975,1976) describe algunas secciones y le asigna elrango de formación, Kuijpers (1979) hace un es-tudio sedimentológico y utiliza el rango demiembro. Fischer (1981) hace un estudio paleo-geográfico del Mioceno en que asume que las fa-cies aluviales a continentales (Miembro Mata deLimón) sobreyacen a las facies marinas (Miem-bro Roca Carballo). Laurito (1988a, b) hace unanálisis sedimentológico regional y considera, aligual que Fischer, un comportamiento regresivode la Formación Punta Carballo. Sprechmann etal. (1994) consideran más bien que Mata de Li-món es tan joven como el Plioceno y es un equi-valente de la Formación Montezuma, separadodel Miembro Roca Carballo, por una disconfor-midad. Campo II (1997) hacen la cartografía delsector oeste de la hoja Barranca. Campo II(1998) estudian los afloramientos orientales de lahoja Baranca.

MIEMBRO ROCA CARBALLO

Kuijpers (1979) denomina formalmenteesta unidad para referirse a las mismas litologíasa las que Madrigal (1970) se había referido comoMiembro Punta Carballo, esto para evitar confu-sión de nomenclatura con la Formación PuntaCarballo.

Estratotipo: Madrigal (1970) lo ubica en losacantilados al oeste de Caldera, lo cual corres-ponde con el sitio conocido como Roca Carballo(Fig. 12) (455,6/214,8). Kuijpers (1979) presentavarias columnas medidas desde el estratotipo de-finido por Madrigal, hasta playas de Doña Ana(455,3/215,4). Por tratarse de una secuencia con-tinua con un buen detalle descrito, se consideraque el estratotipo debe corresponder con la se-cuencia sedimentaria aflorante desde Roca Car-ballo hasta playas de Doña Aña.

Descripción: Corresponde con una secuencia delutitas, areniscas, conglomerados, brechas y to-bas. Las lutitas son gris verdosas, silíceas y conlaminación paralela. Las areniscas son gris azula-das con estratificación centimétrica. Los conglo-merados son verdosos, con una estratificacióndecimétrica a métrica, constituido por fragmen-tos de lava centimétricos (Campo II, 1997). Kuij-pers (1979) describe un nivel de tobita vítrea de50 cm de espesor y dos horizontes centimétricoscon gran concentración de fósiles. Dentro de losconstituyentes destacan fragmentos de andesitas,plagioclasas, conchas y troncos.

Dentro de las estructuras sedimentarias seobservan laminación paralela, estratificacióncruzada y ondulada, así como bioturbación Op-hiomorpha y Thalassinoides (Kuijpers, 1979).

Madrigal (1970) reporta espesores medi-dos de unos 80 m, Kuijpers (1979) de 65 m, am-bos en la localidad tipo. Haciendo un cálculogrosero en una sección aparentemente continuaen el río Paires (467,0/216,7 y 467,7/218,6) sepuede especular que el espesor total debe ser depor lo menos 300 m.

Fig. 12: Aspecto morfológico del Miembro Roca Carballo,que con su bajo ángulo de buzamiento forma acantiladosabruptos y superficies relativamente planas, en su localidadtipo (455,6/214,8).


Con respecto a sus biocomponentes sepueden citar gran cantidad de moluscos. Haas(1942) publicó una amplia lista; Woodring(1978) presentó 47 diferentes especies de molus-cos de la localidad tipo. En una sección del ríoEsparza, Fischer & Aguilar (1995) describen laasociación bentónica del bivalvo Nuculana fun-dationis.

Dentro de esta unidad existen diversas fa-cies, aparentemente laterales, que varían desde li-tologías muy finas y oscuras en la sección del ríoPaires, depositadas en un ambiente de baja ener-gía, hasta litologías que indican un ambiente demucha más energía en Doña Ana.

a) Facies Río Paires (467,1/217,15) - Río Espar-za (Fig. 13) (462,3/218,3)

Consiste de alternancias de areniscas me-dias a finas, en estratos centimétricos, color gris-verdoso sanas, pardo oscuro alteradas, areniscasmedias fosilíferas (foraminíferos). Contiene in-tercalaciones de conglomerados con matriz dearena gruesa, de areniscas finas tobáceas colorgris blancuzco y areniscas muy finas, color grisoscuro con mucha materia orgánica. Los contac-tos son netos y ondulados o erosivos. En la basese encuentran fragmentos de ramas fosilizadas,en algunos casos con perforaciones de Teredo yfragmentos de concha. Hacia la parte superioraumenta el número de moluscos, muchos preser-vados como moldes internos y algunos conser-van la concha. Entre los géneros reconocidos es-tán: Arca, Nuculana, Chione (Lirophora), Dosi-nia, Pecten, Cardita, Tagelus, Tellina y las espe-cies Dosinia delicatissima, Nuculana fundatio-nis, Clementia dariena, Semele claytoni, entrelos bivalvos. Muchos bivalvos se encuentran conlas valvas enteras y unidas, a pesar de tener unaconcha muy delgada y frágil, incluso algunos,posiblemente, se encuentran en posición vital.Los gasterópodos están mal representados, en-contrándose generalmente restos de Conus, Tu-rritella, Ficus. Además, en algunas partes hay te-nazas de cangrejo. Se encuentran también arenis-cas claras con muchos icnofósiles, principalmen-te Thalassinoides y Ophiomorpha.

b) Facies Doña Ana (455,3/215,4) Consiste de arenisca de grano medio a

grueso, espesores de decimétricos a métricos, co-lor verde a gris verdoso claro, con abundantesrestos de fósiles recristalizados, principalmentefragmentos de moluscos (Turritella sp., Turrite-lla abrupta, Polinices sp., Ficus carbacea, Cas-sis reclusa, Malea camura, Cancellaria (Naro-na) sp., Solenosteira alternata, Melongena sp.,Clementia dariena, Anadara (Rasia) sp., Chionesp. y otros bivalvos indeterminados), foraminífe-ros, restos de equinodermos, tenazas de cangre-jos y placas de balanídeos. Niveles de acumula-ción de conchas, con espesores decimétricos, conevidencias de corrientes fuertes, como la existen-cia de conchas de Pinna metidas una dentro de laotra, de mayor tamaño. Estratos de decimétricosa métricos con bivalvos, en su mayoría en posi-ción vital, entre ellos el género Atrina.

Fig. 13: Columna del Miembro Roca Carballo en el ríoEsparza.


c) Facies Caldera (Fig. 14) (457,3/213,0) Está constituida por una secuencia de are-

niscas volcaniclásticas de grano medio, bien a re-gular seleccionadas, en estratos centimétricos, grisverdosas, con intercalaciones de areniscas conglo-merádicas y conglomerados, en algunas partes conmucha materia orgánica vegetal, a veces con tron-cos, Thalassinoides verticales y algunos nivelescon Anomias y clastos bien redondeados, aisladosen una matriz de arena verdosa gruesa. Presentalaminación incipiente y restos de fósiles recrista-lizados, como: Chione, Veneridae, Anadara, Pi-tar, en acumulaciones de valvas sueltas. Además

Conus, Hiponix, nautiloideo: Aturia sp., tenazas decangrejo y restos de balanideos. Se presentan algu-nos niveles de concreciones. En la parte superior seencuentra un estrato de un metro de espesor de unacaliza bioclástica, color gris oscuro, muy resisten-te. Constituye un nivel muy continuo.

Otro afloramiento destacante está en lamargen derecha del río Barranca, bajo el puentede ferrocarril (Figs. 15 y 16).

Fig. 14: Columna en tajo frente a Caldera (457,3/213,0). Seobserva el contacto transicional entre los miembros Mata deLimón (inferior) y Roca Carballo (superior).

Fig. 15: Columna del Miembro Roca Carballo en la margenderecha del río Barranca, bajo el puente de ferrocarril(459,05/219,45).


Relaciones estratigráficas: Su contacto inferior estransicional con el Miembro Mata de Limón comopuede observarse en el tajo frente a playa Caldera(Fig. 15) (457,3/213,0). Su contacto superior con elMiembro Paires no se observa en sección continuapero, por la poca distancia entre los afloramientos,se considera que debe ser bastante abrupto en el ríoPaires, cerca de la carretera No. 11, entre Esparzay Jesús María (467,7/218,6).

Aspectos regionales y específicos: Esta unidadaflora únicamente en el noroeste de la hoja Ba-rranca y el suroeste de la hoja Miramar. Formaacantilados impresionantes en la zona de RocaCarballo, así como un paleo-acantilado frente ala población de Caldera, unos 300 m tierra aden-tro de la línea de costa actual.

Edad geológica: Hass (1942), con base en mo-luscos, le asigna una edad Mioceno Medio. Fis-cher & Aguilar (1995) infieren que la edad deRoca Carballo debe extenderse hasta el MiocenoSuperior, al igual que Fischer (1981) y Amann(1993). Según nuevas dataciones hechas con fo-raminíferos, por la Dra. M. Ibaraki, por interme-dio del Dr. R. Tsuchi IGCP National Committeeof Japan (Universidad Shizuoka- Japón) las loca-lidades de Caldera y río Paires dan una edad enel nivel N7 del Mioceno Inferior (com. esc.1999) (Cuadro 1). Por lo anterior se puede inter-pretar que esta unidad tiene una edad que varíaentre el Mioceno Inferior y puede extenderse,con seguridad, hasta el Mioceno Medio.

Ambiente de depositación: Llanura de marea, enuna bahía interna (Kuijpers, 1979; Laurito,1988), hasta esturario submareal (Fischer &Aguilar, 1995). Según Kuijpers (1979) y las ob-servaciones realizadas durante esta investiga-ción, la sección muestra una transgresión mari-na en la parte inferior y hacia arriba se hace ca-da vez más somero, culminando en una secuen-cia continental.

Antecedentes: Madrigal (1970) la nomina comoMiembro Punta Carballo, Kuijpers (1979) lecambia el nombre a Miembro Roca Carballo.Hass (1942), Fischer & Aguilar (1995) describenuna localidad faunística y, Campo II (1997) lacartografía en detalle.

MIEMBRO PAIRES

Se denomina al Miembro Paires formal-mente en este trabajo, como parte de la Forma-ción Punta Carballo.

Fig. 16: Contactos ondulados y aspecto noduloso de la partesuperior del Miembro Roca Carballo, en la localidad de Fig. 15.

Cuadro 1

Foraminíferos Miembro Roca Carballo

Especies Localidad LocalidadCaldera Río Paires

Globigerina brazieri xGlobigerina ciperoensis xGlobigerina nepenthoides xGlobigerina praebulloides x xGlobigerina selli xGlobigerina woodi x xGlobigerinoides immatulus xGlobigerinoides obliquus xGlobigerinoides sacculifer x xGlobigerinoides trilobus xGlobigerinoides obesa xGlobigerinoides birnageae x xGlobigerinoidesclemenciae xGlobigerinoides mayeri xGlobigerinoides poriphorondo xGlobigerinoides praescitula x xGlobigerinoides siakensis xGlobigerinoides zealandica xNeogloboquadrina continuosa xCatapsydrax stainforthi x


Estratotipo: cauce alto del río Paires (Fig. 17)(467,85/218,7 a 467,7/219,5).

Descripción: Corresponde con intercalaciones deareniscas algo calcáreas, tobitas violáceas, bre-chas finas con matriz tobácea de color morado,brechas verdosas con fragmentos volcánicos. Escomún encontrar niveles con lapilli acrecional,tanto en las brechas como en las tobas.

Las areniscas tienen estratificación deci-métrica, presentan laminaciones cruzadas y pa-ralelas, icnofósiles: Thalassinoides son muycomunes. Pasa a una brecha conglomerádicacon clastos centimétricos verde y violáceos deandesitas, areniscas y tobas.

En total se pudieron medir unos 50 m,aunque existen varias secciones del río sin aflo-ramiento.

Relaciones estratigráficas: Sobreyace al Miem-bro Roca Carballo, en un contacto inferido, aun-que bastante seguro, puesto que en una distanciade pocos metros, cambia la litología mantenientosu tendencia y ángulo de buzamiento. Es sobre-yacida en forma discordante por las vulcanitasdel Grupo Aguacate.

Aspectos regionales y específicos: Esta unidadpresenta afloramientos restringidos a los ríos Pai-res, Jesús María y Surubres. Su importancia radi-ca en que representa la colmatación de la cuencay el momento previo al dominio volcánico delGrupo Aguacate.

Edad geológica: Mioceno Superior basado en lasrelaciones estratigráficas.

Ambiente de depositación: Se interpreta como launidad que representa la colmatación de la cuen-ca, por lo que predominan los sedimentos aluvia-les de inundación con mucha influencia volcáni-ca y con ocasionales transgresiones.

Antecedentes: Campo II (1997) hacen la primeradiferenciación de esta unidad, que Madrigal(1970) había cartografiado como parte de la For-mación Punta Carballo.

Fig. 17: Columna del Miembro Río Paires en su localidadtipo (467,85/218,7 a 467,7/219,5).


GRUPO AGUACATE

Estratotipo: Romanes (1912) menciona la locali-dad de los Montes del Aguacate y la confluenciade los ríos Virilla y Grande.

Descripción: De acuerdo con la composición pe-trográfica, Campo II (1998) diferenció dos lavasy una brecha volcánica: a) Andesita clinopiroxé-nica con textura seriada, b) Lava basáltica contextura seriada, rica en olivino y, c) Brecha vol-cánica autoclástica de dimensiones métricas.

Relaciones estratigráficas: Sobreyace discordan-temente a la Formación Punta Carballo. Es so-breyacida en diferentes tipos de discontinuidadpor las formaciones Esparta, Tivives y Orotina.

Aspectos regionales y específicos: En este estu-dio no se hizo gran detalle de esta unidad, que cu-bre toda la esquina noreste de la hoja Barranca.Algunos sectores presentan fuerte alteración hi-drotermal (silicificación y propilitización), enparticular alrededor de los focos eruptivos (do-mos?) de los cerros Pelón, Mondongo y Tinajita.Del Cerro Pelón parece desprenderse un flujo debloques y cenizas, que están completamente sili-cificados. Localmente parecen existir coladas an-desíticas frescas (p.ej. Finca San Bosco) que in-ducen a pensar en el vulcanismo de la FomaciónMonteverde. Estudios más detallados son reque-ridos en este sentido.

Edad geológica: Mioceno terminal hasta elPlioceno.

Ambiente de formación: Vulcanismo de arco concoladas de lava y productos piroclásticos y epi-clásticos subordinados.

Antecedentes: Nominada originalmente por Ro-manes (1912) como “Complejo volcánico de losMontes del Aguacate” o “Serie del Aguacate”.Dengo (1961) incluye en un mapa la Serie Volcá-nica Aguacate y Dengo (1962) se refiere a la For-mación Aguacate. Madrigal (1970) le da rangode Grupo. Alvarado (2000) se refiere a algunosfocos eruptivos antiguos.

IGNIMBRITA SURUBRES

Se considera una unidad informal, por lapoca información que se tiene sobre sus relacio-nes estratigráficas; sin embargo, se diferencia enel mapa geológico debido a sus características li-tológicas.

Estratotipo: Río Surubres, aguas arriba de la ca-rretera Esparza-San Mateo (473,95/215,5).

Descripción: Corresponde con un flujo piroclás-tico rico en biotita, con fiammes en su parte ba-sal, con fenocristales de biotita, anfíbol y plagio-clasas, escasas pómez amarillentas y fragmentoslíticos angulosos, flotando en una matriz (70%)gris de aspecto tobáceo, compuesta por vidrio,regular a bien soldada, con shards. Otros aflora-mientos de ignimbritas (flujos de pómez, ignim-britas con fiammes) afloran en la parte media delrío Páez y entre la quebrada Paso Agres y el ríoGrande de Tárcoles. El espesor observado es deunos 10-15 m.

Relaciones estratigráficas: Es sobreyacida dis-conformemente por las formaciones Tigre, Es-parta y presumiblemente por Tivives, Orotina ylos Depósitos de Avalancha Ardiente. Su contac-to inferior no se observó; se asume que sobreya-ce a Punta Carballo y Aguacate.

Aspectos regionales y específicos: Se presenta enafloramientos muy puntuales en los ríos Suru-bres, Jesús María y en el borde del rio Tárcoles.El vulcanismo ha de ser contemporáneo a otrasfases explosivas de la cordillera de Guanacaste,Tilarán y Central.

Edad geológica: Con base en las dataciones delas unidades superiores e inferiores (Alvarado etal., 1992; Pérez, 2000; Marshall, 2000) se consi-dera una edad entre 2 y 1,4 Ma.

Ambiente de formación: Flujos piroclásticos.

Antecedentes: Madrigal (1970) hace referencia auna ignimbrita que “ …se aparta del patrón…” deOrotina. Campo II (1998) la describe y localiza


otros afloramientos. Pérez (2000), Marshall(2000) describen otros flujos, como por ejemplolos ubicados en el puente de la quebrada PasoAgres.

FORMACIÓN TIVIVES

Romanes (1912) se refiere a un aglome-rado volcánico no estratificado con enormesbloques de roca volcánica. Dengo (1961) hacereferencias a un lahar sobre las ignimbritas deOrotina. Madrigal (1970) denomina formalmen-te a la Formación Tivives.

Estratotipo: Madrigal (1970) señala los acantila-dos de Tivives, en la desembocadura del río Je-sús María (459,7/205,2). Se considera que debeasignarse un paraestratotipo en la localidad delPeñón de Bajamar en playa Guacalillo(461,9/202,8).

Descripción: Litológicamente, está constituidapor una mesobrecha volcánica de clastos (30%),principalmente andesíticos y menos frecuente-mente ignimbríticos, de tamaño métrico hastacentimétrico, flotando en una matriz lítica-cris-talina, que representa un 70% del total de la ro-ca. Esta matriz está compuesta principalmentepor detrito volcánico de tamaño de ceniza conplagioclasas, piríboles, cuarzo y micas, así co-mo litoclastos lávicos, fiammes y pómez. Entrelos mesoclastos, un 40% presenta deformacióny están constituidos por tobas, brechas de lapi-lli pumícea, brechas de lapilli acrecional, bre-chas líticas y lavas. El 60% de los clastos son delava andesítica y no presentan deformación(Campo II, 1997).

El espesor de la Formación Tivives alcan-za los 100 m (Madrigal, 1970).

Relaciones estratigráficas: Sobreyace a la For-mación Punta Carballo, a la ignimbrita Surubresy al Grupo Aguacate con una discontinuidad tipodisconformidad. Es sobreyacida disconforme-mente por las formaciones Tigre, Avalancha Ar-diente y Orotina.

Aspectos regionales y específicos: Esta unidad esla que cubre la mayor área de la hoja Barranca.

Edad geológica: Marshall et al. (2003), basadoen dataciones radiométricas Ar/Ar, consideranuna edad entre 1,7 y 1,12 Ma.

Ambiente de formación: Madrigal (1970) lo in-terpretó como un lahar. En este trabajo se inter-preta como producto de un debris avalanchetransformado en debris flow. Esto tomando encuenta la presencia de estructuras en mosaico,megabloques, bloques estratificados, falla-miento intrabloque, bloques deformados y nodeformados. Se relaciona con las etapas tem-pranas del vulcanismo de la cordillera Centralen su facies distal.

Antecedentes: Madrigal (1970) nominó launidad, Campo II (1997) y Campo II (1998) la des-criben detalladamente. Marshall (2000) la dató.

FORMACIÓN OROTINA

Se redefine la Formación Orotina, deno-minada por Dengo (1961), pues se elimina la par-te superior, que se incluyó, con base en los datosde Pérez (2000) y Marshall (2000) dentro de laFormación Avalancha Ardiente.

Estratotipo: Dengo (1961) hace referencias a losafloramientos de los ríos Jesús María y Machuca.Una buena localidad, que es un paraestratotipoPérez (2000), es el afloramiento sobre la quebra-da Honda, camino a la Universidad para la Paz,en la hoja Río Grande.

Descripción: Pérez (2000) las describe como ig-nimbritas de color gris celeste, con fiammes deobsidiana, bombas escoriáceas negras de tamañocentimétrico, pómez amarillentas alargadas, conuna matriz tobácea fina, que contiene plagioclasay piroxenos; Pérez (2000) mide un espesor de 42m en Hacienda Vieja.

Relaciones estratigráficas: Sobreyacen a la For-mación Punta Carballo y al Grupo Aguacate. Es


sobreyacida disconformemente por las formacio-nes El Tigre, Tiribí (que en su facies distal es de-nominada Orotina por Pérez, 2000) y Esparta.

Aspectos regionales y específicos: En el este dela hoja Barranca se observan diferentes ignimbri-tas, que deben pertenecer a distintos flujos. Eneste trabajo se han agrupado bajo el nombre deOrotina, pero estudios ulteriores probablementeencuentren que existen diferentes eventos.

Edad geológica: Edad cercana a 400 000 añoscon base en las dataciones radiométricas (Mars-hall, 2000).

Ambiente de formación: Flujo piroclástico.

Antecedentes: Alfaro (1913) menciona algunoscortes de ferrocarril. Dengo (1961) describió las“Ignimbritas de Orotina”. Madrigal (1970) se re-fiere a la Formación Orotina. Marshall (2000)presenta dataciones radiométricas. Pérez (2000)hace una descripción detallada y un análisis re-gional; mide algunas secciones.

DEPÓSITOS DE AVALANCHA ARDIENTE (FORMACIÓN TIRIBÍ)

En este trabajo preferimos, al igual queKussmaul & Sprechmann (1982), el uso delnombre Avalancha Ardiente, pues la nomenclatu-ra de Williams (1952) tiene prioridad sobre Tiri-bí (Fernández, 1968).

Estratotipo: Fernández (1968) ubica la seccióntipo entre el embalse y la casa de máquinas de laplanta eléctrica Electriona. Echandi (1981) citatres paraestratotipos: a) 150 m E de la estaciónferroviaria Ciruelas, b) sobre el río Ciruelas bajoel puente del ferrocarril y c) tajo sobre el caminoque conduce a la planta Electriona.

Descripción: Son ignimbritas con disyunción co-lumnar, un espesor total de unos 100 m, ocasio-nalmente se encuentran en facies poco soldadas ypoco compactadas. Pérez (2000) la describe de lasiguiente manera: “Presentan textura eutaxítica y

están conformadas por gran cantidad de fiammesde obsidiana (10-40%) y líticos lávicos (5%) enuna matriz vidriosa color gris claro a negro, ricaen cristales de plagioclasa. Microscópicamente,se observan fiammes de vidrio pardo oscuro(15%), líticos (5%) y cristales de plagioclasa(10%), clinopiroxeno (5%), magnetita (2%) y ac-cesorios en una matriz de vidrio pardo rojizo pá-lido, en bandas y con esquirlas de vidrio.”

En el área de estudio son ignimbritas gri-ses, con fiammes y pómez negras, en general conpocos y pequeños líticos, algunas separadas pordepósitos fluviales (debris flows e hiperconcen-trados) y lacustres (tierra de diatoméas), con es-pesores que no superan la decena de metros. Lafacies más representativa y mejor mapeada, co-rresponde con las facies distales de las ignimbri-tas del Valle Central, que se canalizaron por elvalle del río Grande.

Relaciones estratigráficas: En la hoja Barrancayace discordante sobre la Formación Punta Car-ballo y disconforme sobre las formaciones Tivi-ves y Orotina.

Aspectos regionales y específicos: Según Pérez(2000) estos flujos se originaron en el paleo vol-cán Barva y se encañonaron en el río Grande deTárcoles, por donde llegaron a la hoja Barranca,hasta casi alcanzar la costa. Marshall (2000)considera que rellenaron el cauce de algunosríos que actualmente representan relictos de laerosión negativa de los cauces y por esto tienencaracterísticas geomorfológicas tan especiales,por lo que este autor la denominó como SnakeFlow, dado que rellenó un sistema fluvial meán-drico, dando una forma de afloramientos dis-continuos serpenteantes.

Edad geológica: Según Pérez (2000), con baseen datos radiométricos, su edad es de 324 000años (ver también Gans et al., 2003 y Vogel, enprensa).

Ambiente de formación: Pérez (2000) se refierede la siguiente manera: “Las características deldepósito (p. ej. grandes diferencias en soldadura,compactación, espesor, el aspecto caótico, entre


otros) sugieren que la erupción fue muy rápida yviolenta. El flujo tenía gran movilidad y, en algu-nos sectores estaba altamente fluidizado, por loque discurrió por el cañon del río Grande de Tár-coles y llegó casi a la costa.”

Antecedentes: Alfaro (1913) menciona “bancosde escorias volcánicas”. Schaufelberger (1931)describe las tobas volcánicas en los cañones delos ríos Tiribí y Virilla. Crosby (1945) describeuna toba andesítica con núcleos lenticulares deobsidiana y fragmentos de pómez. Dengo &Chaverri (1951) se refieren a “tobas volcánicas”.Williams (1952) la nomina como Depósitos deAvalancha Ardiente. Fernández (1968) la definecomo Formación Tiribí, en un trabajo con fineshidrogeológicos, su definición incluía dos miem-bros. Castillo (1969) las describe como tobas decorriente de piroclastos y presenta un mapa 1:50000. Echandi (1981) retoma la definición de Fer-nández (1968), pero define tres miembros. Pérez(2000) realiza un análisis detallado sobre el ori-gen de las ignimbritas del Valle Central.

FORMACIÓN TIGRE

Se nomina por primera vez esta unidad, elnombre corresponde a los excelentes afloramien-tos cerca de la población en la calle El Tigre.

Estratotipo: Uno de los mejores afloramientoscorresponde a un tajo abandonado bajando alcauce del río Grande de Tárcoles por la calle ElTigre (Fig. 18) (478,2/207,5).

Descripción: Está constituida por conglomera-dos y arenitas, de procedencia netamente volcá-nica (clastos de lavas y de ignimbritas). Losconglomerados tienen clastos centimétricos depómez gris cremosa y escorias, tienen buena es-fericidad y un contacto por matriz. La matriz escolor crema hasta grisácea, arenosa, correspondecon el 60 % de la roca. Microscópicamente lamatriz es vidriosa, en donde se observan plagio-clasas, hornblendas, olivinos idingsitizados y lí-ticos volcánicos. Dentro de las estructuras másdestacantes están laminación paralela, cruzada y

ondulada, así como canales de erosión. Se encon-traron improntas de hojas (Campo II, 1998). Suespesor es alrededor de los 50 m.

Relaciones estratigráficas: Sobreyace con unadiscontinuidad tipo disconformidad a la Forma-ción Depósitos de Avalancha Ardiente. Aunqueno está totalmente claro, debido a la calidad delos afloramientos, se asume, al igual que CampoII (1998), que está sobreyacida por la FormaciónOrotina.

Aspectos regionales y específicos: Estos depósi-tos deben corresponder con la desestabilizaciónde los sistemas de drenaje, después de las erup-ciones de flujos piroclásticos, por lo que no de-ben de tener gran extensión regional.

Edad geológica: Por correlación estratigráfica ybasados en las dataciones Ar/Ar (Pérez, 2000;Marshall, 2000) debe tener una edad igual o másjóven que 1,4 Ma.

Fig. 18: Columna esquemática de la Formación Tigre en sulocalidad tipo (478,2/207,5).


Ambiente de formación: Depósito continental deorigen fluvial que retrabaja a la Formación Ava-lancha Ardiente.

Antecedentes: Madrigal (1970) incluye estas ro-cas dentro de la Formación Tivives. Campo II(1998) describe esta unidad por primera vez. Pé-rez (2000) la incluye y describe en su propuestaestratigráfica volcánica regional.

FORMACIÓN ESPARTA

Madrigal (1970) nominó formalmente a laFormación Esparta, debido a que la ciudad de Es-parza (conocida como Esparta en los años 70’s)está asentada sobre esta unidad.

Estratotipo: Madrigal (1970) definió así la loca-lidad tipo: “Como sección tipo se escoge la situa-da a 1600 m al sur del parque de Esparta, sobreel camino que conduce a Chumical (Artieda),exactamente en la cuesta que desciende al río Es-parta.” Esta localización no es del todo clara, pe-ro se interpreta que esta localidad está en lascoordenadas 462,4/218,5.

Descripción: Madrigal la describió de la si-guiente manera: “Litológicamente es una “lavi-na“ con dominancia de fragmentos de basalto,ricos en fenocristales de augita hasta de 0.5 cmy basaltos de texturas más fina. El tamaño de losbloques alcanza los 40 cm, aunque la mayoríaestán dentro de los 10-15 cm; son subredondea-dos a subangulares.”

Se compone de clastos centimétricos, an-gulosos a subredondeados, con un máximo de 50cm, compuestos por lavas andesíticas porfiríticascon megacristales de plagioclasa, o bien con grancantidad de piroxenos, lavas vesiculares, cuarzolechoso y tobas. Algunos de los clastos presentanalteración hidrotermal. Los clastos representanun 30% del total de la roca. Los clastos flotan enuna matriz arcillosa (70%) café rojiza.

El espesor de esta formación puede al-canzar los 50 m, aunque puede ser tan delgadacomo 1 ó 2 m.

Existen dos niveles de terrazas, el nivel de200 m corresponde con la planicie descrita por

Madrigal (1970) como Formación Esparta, es el ni-vel sensu strictu. También se cartografió un nivelmás bajo, con características litológicas muy simi-lares, pero con una altura cercana a los 100 m, queen el mapa se indica como nivel 2. Estos nivelestambién fueron identificados por Marshall (2000).

Relaciones estratigráficas: Descansa en contac-to discordante sobre la Formación Punta Carba-llo o bien en disconformidad sobre las unidadesTivives, Orotina, Avalancha Ardiente, Tigre ySurubres.

Aspectos regionales y específicos: representaplanicies de depositación en proceso de erosión.Por esto las principales poblaciones de la hojaBarranca están asentadas sobre esta unidad, a sa-ber, Esparza, San Mateo y Orotina.

Como rasgo geomorfológico destacantede la región, una de las primeras menciones pro-viene de Cesar Dóndoli, que en 1958 la llamó la“Terraza de Esparta” y “Terraza de los 200 me-tros”, como fue mencionado por Madrigal (1970,p. 34). Madrigal la caracteriza como una típicameseta. Kruckow (1974) se refirió a la “Mesetade Esparza” y Fisher et al. (1994) y Marshall(2000) como “El Diablo surface”. Terrazas pare-cidas en edad se presentan en diversos sectores alo largo de la vertiente pacífica de Costa Rica.

Edad geológica: Con base en las dataciones ra-diométricas y conclusiones de Marshall (2000),se puede interpretar que el rango de edad del ni-vel 1 es entre 100 000 y 200 000 años, mientrasque el nivel 2 puede variar entre 60 000 y 125000 años.

Ambiente de formación: Se interpreta que se ori-ginó como un depósito hiperconcentrado hastaun debris flow (Campo II, 1997).

Antecedentes: Madrigal (1970) la definió. Cam-po II (1997) y Campo II (1998) la describen nue-vamente, pues no había sido mencionada en lassíntesis estratigráficas que se realizaron en losaños 80’s e inicios de los 90’s. Marshsall (2000)presenta un análisis tectónico con base en uncartografiado y dataciones radiométricas.


TERRAZAS ALUVIALES HOLOCÉNICAS

Existen varios niveles de terrazas de depo-sitación fluvial, presumiblemente holocenas enlos márgenes del río Barranca, que se encuentranunos 80 m por encima del nivel actual del río. Es-to demuestra un rejuvenecimiento reciente de lared fluvial. Los clastos son desde centimétricoshasta métricos, en general con contacto de clas-tos, cuya constitución es predominantemente delas lavas del Grupo Aguacate. Estas terrazas fue-ron cartografiadas por Marshall (2000).

ALUVIONES Y MANGLARES

Depósitos aluviales extensos se formaronen las desembocaduras de los ríos Barranca y Je-sús María, que en sus puntos más cercanos a lacosta forman manglares de varios kilómetros cua-drados de extensión, como el de Mata de Limón.

DESCRIPCIONES ESTRUCTURALES

Falla Barranca: Se compone de una falla prin-cipal que se descompone en dos ramales, unamuy rectilínea con rumbo N40oE y otra curva,cuya traza llega a ser N70oE, que pasa ligera-mente al norte de la ciudad de Esparza. Aparececartografiada desde el mapa de Dóndoli et al.(1968). Madrigal (1970) escribió: “La falla delBarranca se hace notoria al observar la interrup-ción en la secuencia de los sedimentos a uno yotro lado del puente de la Carretera Interameri-cana.” Al NE de esta falla se encuentran las tie-rras bajas de Barranca, la barra arenosa de Pun-tarenas y prácticamente no vuelve a aflorar laFormación Punta Carballo. Fisher et al. (1998)indican un movimiento vertical en que el bloquenoroeste baja con respecto al sureste. Denyer etal. (2003) le dan un movimiento sinestral. Los me-canismos focales presentados por Marshall (2000)sugieren un movimiento transtensivo y se conside-ra una falla cuaternaria (Denyer et al., 2003).

Falla Jesús María: Se compone de dos trazas,una con rumbo N45oE, que se ramifica en otra

N60E. La falla Jesús María es trazada por Madri-gal (1970). Marshall et al. (2003) y Denyer et al.(2003) indican un movimiento vertical, en que elbloque SE baja con respecto al NE. Destaca el he-cho de que los afloramientos del Miembro Matade Limón terminan abruptamente al sureste de lafalla, en donde se ha desarrollado el estero Tivi-ves. Es una falla cuaternaria (Denyer et al., 2003).

Falla Tárcoles: Su rumbo varía de N40oE aN55oE. Aparece desde el mapa DGMP (1963).Tiene un movimiento sinestral (Denyer et al.,2003), lo cual se puede comprobar con estrías ho-rizontales que se observan en un tajo abandonado(478,2/207,5), que es la localidad tipo de la For-mación Tigre. Marshall (2000) indica un movi-miento vertical, en que el bloque NW baja conrespecto al SE, lo cual deja un graben con la fa-lla Jesús María, por donde fluyó la Formación Ti-vives, por lo que se le llama el graben de Tivives.Es una falla cuaternaria (Denyer et al., 2003).

Falla Turrubares: Es una falla de rumbo N10oE.Es ubicada por Marshsall (2000), quien indica unmovimiento vertical, en que el bloque W bajacon respecto al E. Según W. Montero (com. oral,2003) es una falla muy importante.

Fallas normales en el graben de Tivives: Seisfallas con rumbo principalmente NE son trazadasentre las fallas Jesús María y Tárcoles. Tienenmovimientos verticales, como lo determinóMarshall (2000), con base en la cartografía de te-rrazas cuaternarias.

Horst de Barranca: Entre las fallas Barranca yJesús María quedó un alto estructural que es jus-tamente donde están las mejores exposiciones dela Formación Punta Carballo. En este bloque senota una compresión con dirección NE-SW, que,puede haber estado relacionada con el evento tec-tónico mencionado por Denyer & Arias (1991), elcual debe haber ocurrido en el rango entre el Mio-ceno Superior Terminal y el nicio del Plioceno.Esto con base en Denyer & Arias (1991) y la da-tación que presenta Marshall (2000, muestraCR94-13) de Grifo Alto, que dio 5,01±0,11 Ma y,Grifo Alto se depositó después de la compresión.


Fallas del horst de Barranca: Se trazaron cincofallas. Dos fallas con rumbos N60oW y N50oW.Madrigal (1970) las había cartografiado y consi-deraba que formaban el pilar de Artieda. Sin em-bargo, por lo menos en el caso de la falla Artie-da, se concluyó que es una falla inversa de altoángulo. Otras tres fallas son de desplazamientode rumbo con rumbos N50oE (sinestral), N83oE(dextral) y N87oE (dextral). Esta última presentaestrías visibles y una zona de falla de 10 m, don-de en el acantilado norte del playa Icaco ocurrenfrecuentemente derrumbes.

Pliegues del horst de Barranca: Son tres sincli-nales y cuatro anticlinales, todos pliegues suavesy abiertos de rumbo N40oW a N50oW. El anticli-nal y sinclinal que se localizan más al norte yahabían sido cartografiados por Madrigal (1970).El sinclinal Caldera presenta la particularidad deser buzante al NW, por lo que el Miembro Matade Limón bordea los afloramientos del MiembroRoca Carballo. Dos pliegues menores entre puer-to Caldera y Tivives explican el afloramiento tanextendido en el acantilado.

AGRADECIMIENTOS

A M. Ibaraki (Universidad Shizuoka, Ja-pón) por clasificar los foraminíferos y determinarlas edades. Este trabajo es resultado del proyectode investigación 113-90-071: “Análisis geoes-tructural comparado de Costa Rica”.

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