INTRODUCCIÓN

La presente investigación muestra, a par-tir del modelo de elevación tridimensional,rasgos geomorfológicos megascópicos asocia-dos al flanco Sur del macizo del volcán Barva.El modelo de elevación fue creado a partir delmapa topográfico a escala 1 : 50 000 (hojaBarva), con curvas de nivel cada 20 m, utili-zando el método conocido como red triangu-lada irregular o “triangulated irregular net-

work (TIN)”. La calibración y comprobación decampo tanto topográfica como geológica, fuerealizada para la mayoría del área modelada.Para la zona con topografía abrupta que abarca elcostado este del macizo del Barva, la cual es unazona de selva virgen abundate, no se realizócomprobación topográfica, excepto a lo largo dela carretera que conduce de San José a Guápiles.Los datos litológicos fueron tomadas de la litera-tura existente, por ejemplo Alvarado (2000),Pérez (2000) y Soto (1994).

MEGA-RASGOS GEOMORFOLÓGICOS DEL MODELO DE ELEVACIÓN DIGITAL, ASOCIADOS AL VOLCAN BARVA

Luis Gmo. Obando A.

Escuela Centroamericana de Geología, Apdo 214-2060. UCR.E-mail: lobando@geologia.ucr.ac.cr

(Recibido 14/2/05; Aceptado 17/3/05)

ABSTRACT: The digital-elevation model have been made using the topographic map. The model shows follo-wing mega-features 1) Gentle denudational slopes, located towards south and west of Barva volcano. The drai-nage pattern is radial and this mega-feature is formed by recent pyroclastics that overlays lava flows. 2) Strongdenudational slopes, located towards east of Barva volcano, the drainage pattern is radial and parallel and thetopography is abrupt and eroded, probably ancient, formed by a possible debris avalanche. Another mega-fea-ture is Alajuela Fault, a inverse fault that produced a recumbent fold. This fold is represented by a high scarp. Keywords: Barva volcano, Costa Rica, digital elevation model, mega-features, debris avalanche.

RESUMEN: El modelo de elevación digital a partir del mapa topográfico mostró mega-rasgos que geomorfo-lógicamente corresponden con las siguientes tipos de laderas: 1) Laderas denudacionales de topografía suaviza-da hacia el sur y oeste del volcán Barva, las cuales tienen un patrón de drenaje radial, un extenso campo de piro-clastos recientes los cuales recubren coladas de lavas. 2) Laderas denudacionales de topografía abrupta y escar-pada hacia el este de dicho volcán, formadas en depósitos de avalancha (debris avalanche) y cortadas por dre-najes de tipo radial y paralelo. En este modelo, es notoro la Falla de Alajuela, una falla inversa que genera unpliegue volcado representado por un fuerte escarpe de dirección grosea este-oeste.Palabras clave: Volcán Barva, Costa Rica, modelo de elevación digital, mega-rasgos, depósitos de avalancha.

Revista Geológica de América Central, 31: 81-86, 2004ISSN: 0256-7024

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MEGA-RASGOS GEOMÓRFICOS

A partir del modelo tridimensional (Fig. 1a yb), es fácil notar como la topografía muestra dosmega-rasgos principales: Laderas denudaciona-les de topografía suavizada hacia el sur y oestedel volcán Barva y laderas denudacionales detopografía abrupta y escarpada hacia el este.

Laderas Denudacionales de TopografíaSuavizada:

Son laderas que conforman el flanco sur yoeste del macizo del Volcán Barva; presentanuna topografía relativamente suave, disectadapor los colectores principales. En estas laderas,el desarrollo urbano es importante. Los cultivos

Fig. 1: Modelo de elevación del terreno. Flanco sur del macizo del volcán Barva.

83OBANDO: Mega-rasgos geomorfológicos del volcán Barva

más relevantes son café y en las partes más altasse desarrolla al actividad pecuaria. En la cima delmacizo, se ha creado el Área de Conservación dela Cordillera Volcánica Central (Parque NacionalBraulio Carrillo y la Reserva Forestal CordilleraVolcánica Central), cubierto por una selva densade bosque primario.

En este mega-rasgo se pueden observar lossiguientes sub-rasgos asociados:

Patrón de drenaje radial

Representado por líneas relativamente rectasde dirección recurrente noreste-suroeste a partirdel centro de emisión volcánica (cráteres volcánBarva). Estos rasgos lineales corresponden conlos ríos principales como Tambor, Itiquís,Alajuela, Guararí y Ciruelas. Los procesos erosi-vos han hecho que estos drenajes generen profun-dos cañones de pendiente elevada, los cuales sehacen más profundos hacia la cima del volcánBarva, debido a la erosión persistente de las capasde piroclastos, relativamente poco consolidadosque recubre todo esta topografía suavizada.

Campo de piroclastos

Unidad geomórfica que recubre gran partedel flanco sur y oeste del volcán Barva.Litológicamente se compone de tobas cineríticas,tobas arcillosas, transición de toba a suelo y lapi-lli. El trabajo de campo mostró dos secuenciasbien diferenciables de piroclastos: 1) piroclastosbasales y 2 ) piroclastos superiores.

Los piroclastos basales, más antiguos, tien-den a ser relativamente consolidados y localmen-te duros, con espesores máximos de 15 m(Alfaro, 2003; Vargas, 2003). Se las encuentrahacia el sur por ejemplo, sobre ellos, se han cons-truido la ciudad de Heredia y otros poblados.

Los piroclastos superiores son inconsolida-dos y sus espesores son irregulares y pueden lle-gar hasta 8 m. Ambas secuencias están separadaspor una capa guía de lapilli fino a grueso, por logeneral inconsolidado (Barahona, 2003; Rojas,2003). Los piroclastos recubren prácticamente la

totalidad de las litologías infrayacentes, esto es,lavas intercaladas con piroclastos más antiguos,las cuales solo afloran por erosión en los caucesde los ríos.

El Campo de Piroclastos (Fig. 1b) está for-mado por laderas denudacionales de pendienteentre muy suave a suave (0°-5°) y moderadas(5°-30°). En general presentan una topografíasuavizada y regular, presentando en algunoscasos reptación moderada a fuerte y deslizamien-tos de suelo tipo rotacional. Además, las laderasse encuentran alineadas en dirección noreste-suroeste. Presentan localmente, un patrón de dre-naje desde paralelo a dendrítico, lo cual corrobo-ra la uniformidad del material, así como la bajacapacidad de infiltración en esta unidad. Lasladeras de menor pendiente, por lo común,corresponden con los piroclastos de caída másrecientes. Laderas y colinas muy suavizadas eincluso redondeadas se observan comúnmentesobre el Campo de Lavas. Aquí se forman depre-siones propicias para la formación de pequeñoslagos efímeros (área del Campo de Lavas), for-mados en épocas lluviosas fuertes. Los materia-les que se observan en el campo son principal-mente tobas, lapilli y una transición de toba asuelo los cuales sobreyacen al Campo de Lavas.

Las laderas de pendiente moderada (5°-30°),son formas denudacionales con rasgos general-mente elongados, que se ubican en la parte cen-tral oeste y sur del área de estudio. Son productode un aumento en la intensidad de erosión (desli-zamientos) y meteorización y se encuentran liga-dos a alguna geoforma preexistente, como escar-pes formados por frentes de coladas.

Las pendientes aumentan fuertemente hacialos cauces de los ríos produciendo deslizamien-tos de suelo (Alfaro, 2003; Vargas, 2003).

En está unidad la escorrentía superficial seintensifica y la poca permeabilidad de los materialesy las pendientes de las laderas ocasionan que la can-tidad de agua infiltrada sea mínima. De este modo,las formas resultantes del terreno son producto de lainestabilidad de los materiales y la fuerte erosión.Alfaro (2003) logró medir una tasa de erosión máxi-ma visible de 9 cm al año, lo cual se evidencia enuna profundización rápida de las áreas sin coberturavegetal, por ejemplo, caminos sin cunetas.

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Campo de Lavas

Su morfología está representada por unaherradura abierta hacia el sur. Presenta en sucentro pendientes entre 0° y 10° grados, aumen-tando significativamente hacia los caños fluvia-les, los cuales tienden a ser poco profundos. Lageoforma esta cubierta por una delgada capa depiroclastos de caída, los cuales dejan ver aflora-mientos discontinuos de las lavas. Los frentes decoladas producen rasgos topográficos escalona-dos típicos. Es normal observar afloramientos enforma de cerros redondeados blocosos.

La composición de las lavas varía de basal-tos a andesítas, frecuentemente vesiculares. Lasvesículas pueden ser irregulares de hasta 5 cmde largo y abarcar hasta un 30% del volumen dela roca (Barahona, 2003, Rojas, 2003). Las rocasde color gris claro a gris oscuro en superficiesana, por lo general porfiríticas, con fenocrista-les idiomórficos de feldespatos (0,5 cm de diá-metro) y piroxenos ocasionales, localmente enforma de prismas de enfriamiento. El espesor deestas coladas llegan hasta un máximo visible de35 m. Es frecuente observar autobrechas supe-riores y basales de hasta 1,5 m de espesor y acu-mulaciones discontinuas de bloques de lava(Barahona, 2003; Rojas, 2003).

De acuerdo con la cartografía geológica, ladistribución de estas coladas es amplia, ya quese pueden encontrar en gran parte del sector sur-sureste del área.

Falla Alajuela

La Falla Alajuela es un rasgo geomórficoque representa un escarpe de “falla inversa-plie-gue”. La falla inversa es profunda y no rompe ensuperficie, pero produce un pliegue anticlinalasimétrico de propagación y, precisamente eseste pliegue, quien produce el escarpe.

La estructura principal se compone de unanticlinal asimétrico cuyo flanco sur presentauna pendiente muy fuerte, buzante hacia el sur.El flanco norte tiene una pendiente más suave yligeramente inclinada hacia el norte. Este flancopuede tener asociado un sinclinal trasero.

La geoforma se caracteriza por presentaruna alineación en forma de herradura abiertahacia el sur y su altura topográfica llega a los140 m. Se encuentra disectado por algunas que-bradas y ríos con orientaciones noreste-suroes-te, por ejemplo, ríos Caracha, Tambor, Alajuelay Ciruelas.

Sus laderas son de pendiente fuerte, enmuchos casos arriba de los 20°, lo cual dejacañones fluviatiles profundísimos, como porejemplo en los ríos Itiquís y Ciruelas. En lasladeras de esos cañones, se pueden encontrardepósitos coluviales y depósitos asociados posi-blemente con antiguos deslizamientos. Regio-nalmente, esta es una de las estructuras tectóni-cas más importantes del Valle Central. Se extien-de desde Grecia hasta Santa Bárbara de Heredia,y atraviesa el flanco sur de los volcanes Poás yBarva, limitando al sur con el Valle Central(Montero, 2000) Puede presentar un ancho de 1 a2 km y una longitud de aproximadamente 24,5km (Mora, 1995).

Laderas Denudacionales de TopografíaAbrupta y Escarpada

Este mega-rasgo se observa hacia el este ysureste-este de los cráteres del volcán Barba.Los rasgos topográficos, se encuentran cubier-tos por una densa selva con bosque primario(Reserva Forestal Cordillera Volcánica Central)y por una topografía muy escarpada, con altu-ras que van desde los 900 m hasta los 2500m.s.n.m.. Son frecuentes los taludes verticalesa subverticales. La comprobación de campo serealizó solo a lo largo de la carretera que atra-viesa el Parque Braulio Carrillo de San Joséhasta Guápiles.

Los siguientes subrasgos son notorios:

Patrón de drenaje

Patrón radial, con profundos cañones fluviati-les, lo cual sugiere una topografía muy erosionada yprobablemente antigua. Los ríos principales que dre-nan esta región son Patria, Nuevo y General.

85OBANDO: Mega-rasgos geomorfológicos del volcán Barva

Laderas denudacionales de topografía abrupta

Esta geoforma tiene forma de herraduraabierta hacia el este y está bordeada por unescarpe de perímetro irregular, el cual tienealturas de hasta 300 m. Este rasgo representauna topografía erosionada y disectada y unainfluencia relativamente baja o ausente de lospiroclastos recientes emitidos por el volcánBarva. Hacia el sur se puede observar, un bordeescarpado (observable desde San José), endonde se destacan los cerros Chompipe (extre-mo oeste), Tibás, Turú, Caricias, Zurquí yHondura (extremo este) y en la parte central elcerro Achiotillal (Fig. 1a y b). No se descarta lapresenscia de estructuras caldéricas antiguas(Soto 1994, Pérez 2000).

Litológicamente, se compone de basaltoscon olivino, andesítas basálticas y andesitas ylocalmente con textura afírica. Las intercalacio-nes de lavas y piroclastos son comúnes. Alvarado(2000) indica que en los cortes de carretera haciaGuápiles afloran hasta 5 flujos de lava super-puestos separados por piroclastos o autobrechas.

Laderas denudacionales de depósitos de avalancha

Conforma una topografía abrupta, pero susladeras estan ligeramente suavizadas. Tieneforma de herradura abierta hacia el este a partirde los cráteres del volcán Barva. Los colectoresprincipales han erosionado la estructura y sehan dispuesto paralelamente. Los ríos Nuevo,Patria, Calderón Muñoz, deben ser relativa-mente jóvenes ya que sus cauces no son tanprofundos y escarpados como los observadoshacia el sureste.

El Campo de Piroclastos se extiende hacia eleste formando una cuña entre las laderas de losDepósitos de avalancha y las laderas denudacio-nales de topografía abrupta (Fig. 1a y b). Estamisma situación ocurre hacia el lado norte devolcán Barva. Se observa claramente, como esteanfiteatro corta abruptamente el Campo dePiroclastos, dejando una depresión en forma deherradura (de al menos 3 km en su parte másancha), constituida por bordes escarpados de

hasta 200 m de desnivel. Este rasgo geomórficopresenta su ápice ubicado en el actual cráter delvolcán Barva. La base de esta herradura presentaladeras de topografía irregular suavizada (debidoa la escala) y con un patrón de drenaje paralelorelativamente joven. La geomorfología sugiereque este rasgo fue formado por un depósito deavalancha (debris avalanche), aunque se requie-re la comprobación de campo y el estudio de losdepósitos,

Cráteres del volcán Barva

Los cráteres del volcán Barva (apenas noto-rios en este modelo, Fig. 1a y b), fueron descritosentre otros por Protti (1986), Soto (1994),Alvarado (2000) y más recientemente Brenes,(2003), como cráteres cuspidales al macizo, endonde fluyeron múltiples coladas de lava andesí-tica y en forma radial a la cima. Coladas de lavafluyeron también de sus laderas, a partir de conosparasíticos (Colada Los Angeles). El CerroGuararí, ubicado hacia el oeste, es un antiguocono piroclástico abierto hacia el suroeste desdedonde fluyeron coladas de lava (Soto, 1994;Alfaro, 2003).

Laderas denudacionales del volcán Poás

Observables en el extremo noroeste de lafigura 1a y b, conformadas por un patrón dedrenaje radial. El estudio de campo muestraque están formadas por piroclastos de caída querecubren ligeramente coladas de lava de com-posición andesítica-basáltica con estructuramasiva y fluidal. Estas coladas muestran plie-gues y estructuras de cizalle interno que indi-can que durante su efusión, estas lavas eranmuy fluidas. Macroscópicamente presentan uncolor que varía de gris claro a oscuro (alaumentar al contenido de vidrio) en las superfi-cies sanas y tonos naranja a morado en las páti-nas de meteorización. Presentan una texturaafírica fluidal con muy pocos cristales milimé-tricos de plagioclasa y piroxenos dispersos enuna matriz vítrea.

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CONCLUSIONES

Los principales megarasgos observablesson: Laderas denudacionales de topografía sua-vizada y laderas denudacionales de topografíaabrupta. Dentro de los subrasgos más destaca-bles son la Falla de Alajuela, así como topografí-as en forma de herradura que sugieren un debrisavalanche así como el campo de lavas.

A partir de la modelación topográfica esposible determinar rasgos que son poco notoriosen los mapas topográficos y en el campo. Para elcaso del volcán Barva, los mega-rasgos geomór-ficos descritos anteriormente, reflejan claramen-te la superficie del terreno.

AGRADECIMIENTOS

Se agradece a la Vicerrectoría de Investiga-ción, UCR, por los fondos otorgados al proyectoNo. 113-A3-834: “Elaboración de un mapa geoló-gico de un área de 84 km2 del volcán Barva, SanJosé”. A los revisores anónimos del manuscrito.

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