Resumen cronoestratigráfico de las rocas ígneas de Costa Rica basado en dataciones radiométricas

Journal of South American Earth Sciences, Vol. 6, No. 3, pp. 151-168, 1992 Printed in Great Britain

0895-9811/92 $5.00+.00 © 1993PergamonPress Ltd & Earth Sciences& ResourcesInstitute

R e s u m e n cronoestratigr,Sfico de las rocas igneas de Costa Rica basado en dataciones radiom tricas G. E. ALVARADO1, S. KUSSMAUL2, S. CHIF~A3, P.-Y.GILLOT4, H. APPEL5, G. WORNER5 y C. RUNDLE6 1Dept. G-eologia,Instituto Costarricense de Electricidad, Apdo. 10032, 1000 San Jos6, Costa Pica 2Escuela Centroamericana de Geologfa, Apdo. 35, 2060 Universidad de Costa Pica, San Jos6, Costa Pica 3CNR, Centro di Studio per la Stratigrafia e Petrografia deUe Alpi Centrali, via Mangiagalli 34. Milano. Italy 4Centre de Faibles Radioactivites, CEA/CNRS, Cen Saclay 91191. Gif Sur Yvette, France Slnsititut ftlr Geowissenschaften, Posffach 3980, Universi~t Mainz, D-6500 Mainz, Germany 6Isotope Geoscience Laboratory, British Geological Survey, Keyworth, Nottingham NG12 5GG, UK

(Received July 1991; Revision Accepted June 1992) R e s u m e n - - E l presente trabajo recopila los resultados de aproximadamente 160 dataciones radiom6tricas K-Ar y U-Th que se han realizado en Costa Rica en los tiltlmos 20 a~os. Con base en estas dataciones y e n relaciones estratigr~ificas se estableci6 un cuadro eronoestratigr~ifico sobre la evoluci6n del ma~natismo desde el Mesozoieo hasta el presente. Las rocas fgneas del Jur~ico hasta el Oligoceno se caracterizan por su tendeneia toleftica. A partir del Mioceno tardfo predominan rncas de la serie calcoalcalina y la actividad volc~lica culmina en el Pleistoceno con la erupci6n de grandes volumenes de ignimbritas en la parle norte y central de Costa Rica y la edificaci6n de los estratovoleanes de las cordilleras de Guanaeaste y Central; algunos de estos volcanes siguen activos. Las rocas alcalinas son subordinadas y se concentran principalmente en la vertiente Caribe. En la parte sur de Costa Rica se encuentran frecuentemente intrusiones plut6nicas, prineipalmente del Mioceno tardfo. E1 histograma con las dataciones reeopUados indica varias rases con una actividad vole/mica m,'is fuerte. A b s t r a c t - - B a s e d on a recompilation of about 160 K-Ar and U-Th armlyses of igneous rocks and their stratigraphic relationships, a synthesis of the magmatic evolution of Costa Rica is presented, The igneous rocks of Jurassic to Oligocene age belong principally to the tholeiitie series. Widespread talc-alkaline volcanism started in the late Miocene and culminated during the Pleistocene in the northern and central part of Costa Riea with the eruption of large volumes of andesitic to rhyolitic ignimbrites and the development of the stratovolcanoes of the Cordillera de Guanacaste and Cordillera Central; some of these volcanoes are still active. Alkaline rocks are subordinate and concentrated on the Caribbean side of Costa Rica. Plutonie intrusions, mainly of late Miocene age, are frequent in the southern part of Costa Rica. The histogram of the available data indicates some periods of more intensive volcanic activity.

INTRODUCCION

los cuales no llegaron a set publicados por 61 por ser poco com'iables. Los datos finales se publicaron en Bellon y Toumon (1978) y e n Bellon et al. (1983).

EN EL PRESENTE trabajo se compilan y analizan sin6pdcamente todas las dataciones K-At y U-Th realizadas en rocas de Costa Pica hasta el afio de 1990. Se presenta un cuadro cronoestratigrafico de la evoluci6n de las rocas fgneas en el dempo y el espacio, asf como sus relaciones estradgr~tficas, Este trabajo suministra un banco de datos, base para futuras investigaciones radiom6tricas o geol6gicas el1 general, ClUeindudablemente permitirAn aflnar las conclusiones aquf presentadas.

Hay que tomar en consideraci6n que los resultados radiom6tricos de Costa Pica, compilados en el presente trabajo, corresponden a muestras recolectadas por diferentes personas, en contextos geol6gicos variados durante los tiltimos 20 a~os y clue, a su vez, fueron analizados en laboratorios diferentes y bajo t6cnicas (roca total, fases mineral6gicas y vidrio) y est~ndares variados. Por ello, para llegar a correlaciones m~is fehacientes, se requiere de un estudio sistem~tico, tanto en el campo como en el laboratorio. Por otto lado, hay que considerar que las tobas son casi siempre desfavorables para datar, porque parte del Ar que est~l contenido en los liticos y e n el vidrio de la matriz se transforma f~icilmente en arcillas o recristaliza con el tiempo. Por ello es que los datos de los cuadros no pueden ser tornados con la misma confiabilidad y 6sta no es expresada por el error analitico reportado. A pesar de todos las

No se incluye dentro del presente cuadro a la mayoria de los datos presentados en el Diagn6stico del Sector Minero de Costa Pica (An6nirno, 1978), republicadas con algtmas modificaciones por Weyl (1980), S~ienz (1982) o Ch~ives (1987), dado que muchas de estas corresponden con muestras de procedencia o posici6n estratigr~ifica imprecisa o con los resultados preliminares (comunicaciones verbales) del petr61ogo Jean Tournon, algunos de

Address all correspondence and reprint requests to Dr. Siegfried Kussmaul: telephone [506] 257941; fax [506] 342347; Bitnet: SKUSSMAU@UCRVM2 151

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Fig. 2. Distribuci6n de las unidades litoestratigr~ificasigneas de Costa Rica (en blanco rocas sedimentarias). Para su edad ver Fig. 1.

limitaciones expresados, las edades disponibles permiten definir tm cuadro cronoestratigrNico preliminar de la evoluci6n magmlitica de Costa Rica (Fig. 1).

CUADRO CRONOESTRATIGRAFICO A continuaci6n expondremos un an~llisis cronoestratigr/tfico de los resultados radiom6tricos acorde con el contexto geol6gico, empezando por las unidades m~is antiguas.

Supergrupo Papagayo (Jurdsico-Eoceno)

Consiste en una serie de coladas de basaltos toleRicos, alcalinos y calco-alcalinos asociados con sedimentos abisales y brechas de diversos origenes. Est~t intruido por

cuerpos granodioriticos, gabr6icos, diques de diabasa y de picrita: localmente est~t sobrecorrido por peridotitas y rocas asociadas (Dengo, 1962; Toumon, 1984; Baumgarther et al., 1984: Wildberg, 1984; Meschede et al., 1988). Aflora en las peninsulas de Santa Elena, Nicoya, Osa y e n los promotorios de Herradura y Quepos (Fig. 2). Diversos autores hart considerado err6neamente todas estas rocas como un complejo ofiolRico s.s. Sin embargo, unicamente los basaltos de la Unidad Matapalo (= Nicoya Inferior) y p~u~e de la Unidad Esperanza (= Nicoya Superior) corresponden con corteza oce~nica (MORB), mientras que los demos son basaltos con afinidad a los arcos volclinicos (VAB), tal y como lo e x p o n e n Wildberg (1984) y Meschede et al. (1988). Por ello, consideramos que es mtts conveniente utilizar los hombres de Complejo Igneo B~isico (Goossens et al., 1977) o Supergrupo Papagayo (Baumgarmer et al., 1984).

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Peridotita de Santa Elenea. Consiste en harzburgitas y dunitas serpentinitizadas, cortadas por diques dolerRicos, anfibolitas y pequetlos cuerpos plut6nicos. Las anfibolitas muestran una composici6n quimica del tipo MORB (Meschede et al., 1988) y fueron datadas en 88.8 Ma (Cuadro 1), o sea el lfmite Turoniano-Coniaciano (Bellon y Tournon, 1978); muchos de los diques doleriticos y gabr6icos tienen afmidad al quimismo de los arcos volcanlcos (VAB; Wildberg, 1984). Las peridotitas sobrecorren en direcci6n al sur-suroeste a tin complejo volcano-sedlmentario (Toumon y Azema, 1980; Bourgois et al., 1984; Meschede et al.. 1988) cuya edad maxima alcanza el Jur~isico Inferior (DeWever et al., 1985). Ktiypers (1979) ubica la edad del sobrecorrimiento en el Santoniano tardio. Unidades Matapalo y Esperanza. La Unidad Matapalo consiste predominantemente de basaltos, gabros, plagiogranitos y diabasas, geoquimicamente afines ill MORB y unos pocos basaltos alcalinos oce~nicos de intraplaca (WPA) extruidos a una profundidad inferior a los 1000 metros (Wildberg, 1984; Meschede et al., 1988). Las radiolaritas e s t ~ casi siempre en contacto tect6nico con los basaltos y se extienden desde el Jur,'tsico Inferior hasta el Cret~ico Inferior (Baumgartner et al., 1984; DeWever et al., 1985), La mayoria de los basaltos de la Unidad Esperanza poseen caracteristicas de basaltos del tipo VAB y unos pocos del tipo MORB, por 1o que se supone que representan un arco insular intraoce/mico que se form6 durante el Cre~cico Tardio (Wildberg, 1984; Meschede et al., 1988). Las radiolaritas dentro de la Unidad Esperanza tienen edades entre el Santoniano y el Campaniano (Baumgartner, 1984). Dataciones de basaltos dieron edades entre 72.5 y 30 Ma (Cuadro 1; Barry Escalante, 1969; Berrang6 et al.,1989; Appel, 1990). Estas grandes diferencias se deben probablemente a la alteraci6n muy fuerte o a un efecto t6rmico desconocido, o a ambos, posterior a la formaci6n del Complejo. Sin embargo, no se puede excluir la presencia de un volcanismo calco-alcalino a partir del Cret~cico terminal, sobreimpuesto a estas unidades, debido a que Kiiypers (1979) menciona clastos andesiticos con homblenda en los sedimentos del Cret~cico Superior. Un volcanismo submarino del Terciario temprano tambi6n se ha observado en otras partes de Costa Rica (Baumgarther et al., 1984; Toumon, 1984; Berrang6 et al., 1989; Cervantes, 1989). Complejos B(tsicos de Quepos, Golfito y Osa. Segtin Meschede et al. (1988) los basaltos masivos de Quepos fienen un car~tcter geoqufmico del tipo VAB, comparable con los basaltos de la Unidad Esperanza. Otros basaltos, especialmente los componentes de las brechas, tienen afinidad a los basaltos WPB (Wildberg, 1984; Meschede et al., 1988; Appel, 1990) y se caracterizan por su alto contenido de fenocdstales de olivino y su contenido m ~ alto de TiO2 (Toumon, 1984). La edad de los basaltos es Paleocena (Azema et al., 1983; Baumgartner et al., 1984). Los basaltos, doleritas y gabros de Osa y Golfito son quimicamente similares a las rocas de la Unidad Espe-

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ranza (Wildberg, 1984). Berrang¢ y Thorpe (1988) las caracterizan como del tipo MORB con afinidad a los basaltos derivados por la subducci6n (VAB) y mencionan la existencia de algunos basaltos alcalinos del tipo WPB. Berrang6 et al. (1989) presentan 21 dataciones K-Ar de la peninsula de Osa (Cuadro 2) y distinguen tres pertodos con actividad/gnea (78.0 + 2, 60.2 + 7.6 y 44.1 :!:4.4 Ma). Sin embargo, nosotros no observamos estos periodos de m,'ixima actividad, y adem~is, tomando en cuenta la poca exactitud de los an~isis debido a la fuerte alteraci6n de las rocas, t~uicamente se puede deducir de clue hubo tma actividad magm~itica desde el Senoniano hasta el Eoceno tardfo con un aparente mLximo durante el Paletr~no-F_xx:eno temprano. Las edades coinciden con las dataciones paleontol6gicas de los sedimentos contempor~tneos al volcanismo (Lew, 1983; Azema et al., 1983; Baumgarmer et al., 1984).

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E1 Volcanismo en las Cordilleras de Talamanca y Costeaa

E1 volcanismo de la Cordillera de Talamanca es poco conocido. Dengo (1962) menciona de la cuenca de Lim6n tobas, aglomerados y coladas de lava, asociados a sedimentos marinos del Eoceno. Tournon (1984) describe de la Fila Matama basaltos alcalinos en almohadillas del Eoceno. Cervantes (1989) encontr6 lavas en almohadillas del Eo~no medio en la regi6n del rio Pacuare (estribaci6n noroeste de Talamanca). La mayorfa de las lavas de Talamanca presentan una fuerte alteraci6n hidrotermal y estan intruidas por diques diab,'isicos y stocks gabr6icos-granitoides del Mioceno superior por 1o cual la edad del volcanismo tiene que ser mayor. Los pocos datos geoquimicos existentes indican la presencia de tres series magm~iticas en Talamanca: toleitica, calco-alcalina y alcalina (Kussmaul et al., 1991). La andesita ~lcida (PA-12, Cuadro 3) datada en 16.9 Ma (BeUon y Toumon, 1978) contiene m~is del 50% de vidrio sano y se encuentra en una zona con muchas pequeftas intrusiones y una alteraci6n hidrotermal propilitica. Pensamos m~ts bien que esta andesita es contempor~inea a los "Domos Daciticos" post-intrusivos Pleistoc~nicos, los cuales describe Ballmann (1976) en los altos del Rio Lori. Las lavas y conglomerados volc~inicos del Plioceno superior hasta Pleistoceno son del tipo calco-alcalino. En la parte meridional de la cordillera, los sedimentos piedemontanos son muy extendidos y compuestos principalmente por clastos de andesitas con homblenda y coladas locales (Toumon, 1984; Alvarado et al., 1986) que fueron datadas en 2.6 Ma (Bellon y Tournon, 1978). Su composici6n petrogr,~fica y quimica es similar alas lavas de los estratovolcanes Cuaternarios Bart~ y Tisingal eu Panam~l (DeBoer et al., 1988). En las estribaciones septentrionales caribegtas de la Cordillera de Talamanca se presenta en el Plioceno inferior un volcanismo alcalino, contempor/meo a una actividad intrusiva de caracter alcalina en la misma zona (Toumon, 1972, 1984).

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Cronoestratigffffico de las rocas igneas de Costa Rica En la Cordillera Costeila afloran hasta 2000 m de turbiditas con mucho material volcanoclastico (Formaci6n Terrabti del Oligoceno hasta Mioceno medio), intruidas por la Formaci6n Gabro de Puerto Nuevo. E1 tamatlo de los granos y la abundancia de areniscas aumenta hacia arriba, lo cual Yuan (1984) atribuye a un relleno de la cuenca debido al aumento en la velocidad de la subducci6n hacia finales del Oligoceno, despu6s de que la Placa de Farallon se dividi6 en la Placa de Nazca y la de Cocos. Con base en la textura y composici6n quimica de las plagioclasas y piroxenos contenidos en las areniscas, Yuan (1984) concluy6 que estos sedimentos provienen de tm arco volcanico situado al noreste con un quimismo calcoalcalino. En la parte sureste encontr6 algunos piroxenos con tendencia alcalina y explic6 este magmatismo alcalino por la presencia de una falla transversal en tijeras ("hinge fault") o una velocidad menor de la subducci6n en esta regi6n. Coet(meamente al volcanismo alcalino en la Cordillera de Talamanca se tiene en la Cordillera Costeita el volcanismo calco-alcalino asociado a la Formaci6n Paso Real, la cual consiste en dep6sitos de pie de monte con facies volctmicas intercaladas, equivalente a la Formaci6n Suretka en el lado Caribe. Las lavas intercaladas dieron una edad de 5 Ma (Kesel, 1983) y son ricas en clinopiroxenos; cronol6gica y petrogffdicamente son similares a los basaltos de los Montes del Aguacate. En las estribaciones noroccidentales de la Cordillera de Talamanca y e n el borde sur del Valle Central hubo una fuerte actividad volc~tnica durante el Oligoceno y Mioceno. Segtin Rivier y Calvo (1988) la serie volcano-sedimentaria de la Formaci6n Pacacua, compuesta de conglomerados volcanicos, areniscas volc~inicas, tobas retrabajadas y lutitas, con intrusiones de diques y sills andesiticos mtis o menos contemportineos, se form6 debido a la subsidencia continua de un graben a lo largo de cuyos fallas se desarroll6 el volcanismo. En el Valle Central la Formaci6n Pacacua, que tiene un espesor m~imo de mtis de 4000 m6tros, es~ sobreyacida por las rocas volcfmicas del Grupo Aguacate (Rivier, 1979).

El Grupo Aguacate E1 Grupo Aguacate consiste de lavas bas~lticas y andesiticas, brechas, aglomerados, tobas y pocos sedimentos fluviales y lacustres intercalados (Dengo, 1962; Amos y Rogers, 1983); localmente se encuenlxan intercalaciones de ignimbritas, especialmente en la parte superior de la secuencia. Aflora en la Cordillera de Tilaran, los Montes del Aguacate y e n las estribaciones septentrionales de la Cordillera de Talamanca (Fig. 2). Schulz et al. (1987) iadican que la composici6n qutmica de las lavas varia con la ubicaci6n. Kussmaul et al. (1991), bas~ndose en dataciones radiom6tricas de Amos y Rogers (1983), en la composicipon q~_ffmica,en la alteraci6n de las rocas y e n las relaciones estratigraficas, subdividen al Grupo Aguacate en tres series magnatiticas principales (Cuadro 4).

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Serie Toleitica (Paleoceno.Mioceno). Consiste principalmente de basaltos toleiticos pobres en pot~sio, que muestran una alteraci6n hidrotermal muy fuerte; los aglomerados esffm subordinados. Probablemente a partir del Eoceno estas lavas edificaron un arco de isla primitivo en el ~'ea de la actual Cordillera de Tilaran. Los productos de erosi6n de estas islas se depositaron en el tirea del Tempisque (Seyfried y Sprechmann, 1985). En el Mioceno temprano ces6 la efusi6n de los magmas toleiticos y a partir del Mioceno tardio las rocas volcanicas tienen una composici6n mtis evolucionada y son de carticter calcoalcalino. Serie Calco-Alcalina (Mioceno Superior-Plioceno). Consiste de basaltos ricos en ~ilcalis hasta andesitas con fxecuentes intemalaciones de tobas, i~onimbritas,aglomerados, brechas y lahares. Conforman la totalidad de los Montes del Aguacate y cubren parcialmente a la serie toleitica m~s al norte. Serie Alcalina (Plioceno) . Tipicos basaltos alcalinos de edad Pliocena (Bellon y Tournon. 1978) han sido encontxados solamente en el puente de La Garita. Se trata probablemente de un sill que intruy6 alas rocas calcoalcalinas del Aguacate. La relaci6n gen6tica y el contexto geotect6nico de esta basanita con analcima con las rocas calco-alcalinas del Aguacate o las lavas alcalinas del lado Caribe se desconoce. A partir del Mioceno tardio (aproximadamente 7 Ma) hasta el Pleistoceno temprano hubo un volcanismo andesRico tanto en la Cordillera de Tilar~n como en los Montes del Aguacate. Esta actividad culmin6 con la formaci6n de la meseta andesitica de la Formaci6n Monteverde (Plioceno superior-Pleistoceno inferior). El contacto entre las lavas del Grupo Aguacate y las de la Formaci6n Monteverde es dificil de trazar ya que tanto su composici6n petrogr~ifica como quffnica es muy parecida. Sin embargo, localmente se encuentra un flujo de p6mez infrayaciendo a la Formaci6n Monteverde. Schulz et al. (1987) describen adem~s numerosos cuerpos intrusivos de composici6n riolitica los cuales relacionan con las mineralizaciones de oro en el Grupo Aguacate. La edad de las riolitas no es bien conocida, pero parece que algunas cortan tambi6n las andesitas de la Formaci6n Monteverde (Schulz et al., 1987). En efecto, Appel (1990) dat6 la dacita del domo de San Miguel (Alvarado, 1989) en, 0.7 Ma (Cuadro 4).

Volcanismo Intragraben En las llanuras del Caribe se levantan unos cerros y lomas constituidos pot lavas andesiticas pirox6nicas con andesitas hombl6ndicas y basaltos subordinados, intercalados con brechas y tobas e intruidos por pequellos cuerpos hipoabisales. Existen muy pocos anAlisisqufmicos (algunos de ellos in6ditos) y su edad rue estimada entre el Mioceno y el Pleistoceno inferior (Malavassi y Madrigal,

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Cronoestratigr~fico de las rocas fgneas de Costa Pica 1970; Madrigal y Rojas, 1980; Alvarado, 1984; Tournon, 1984; Obando, 1986).

Rocas lntrusivas Oligocenas-Neogenas

Las rocas plut6nicas m~is antiguas, fuera del Supergrupo Papagayo. fueron encontradas por la Refinadora Costarricense de Petroleo (RECOPE) en el Rio Lari, donde intmyeron sedimentos del Eoceno (Bottazzi, com. verbal, 1990). Se trata de granitos con hornblenda cloridzada (Cuadro 5; L6pez, com. escrita, 1982; S~nz. 1982). Adicionalmente, Appel (1990) dat6 un gabro del cerro K~muk en el limite Oligoceno-Mioceno (KAM-052. Cuadro 5). La edad Oligocena coincide tambi~n con las dataciones radim~tficas del Grupo Granodiorita de Petaquilla, Panama (Kesler et al., 1977). Por otro lado, consideramos clue la existencia de un arco volcanlco insular en el Exx~no, permitiria la explicaci6n de cuerpos plutdaicos del Oligoceno en el Rio Lari (Cuadro 5; Fig. 1). Los cuerpos intrusivos del NeXigenoesffm distribuidos a lo largo del eje central de Costa Rica en forma de pequeeios batolitos, stocks y diques (Fig. 2). Del Grupo Granito-Gabro de Talamanca se han publicado 10 dataciones radiom~tdcas provenientes de los alrededores de Tapantf, La Divisi6n, Santa Marfa de Dota y el cerro K~rnuk (Ballmann, 1976; Berrang~ y Whittaker, 1977; Bellon y Toumon, 1978; Bergoeing, 1982; Appel, 1990), cuyas edades varfan entre 11.5 y 7.9 Ma (Mioceno terdfo). En la estribaci6n occidental de la Cordillera de Talamanca, en los Cerros.de Escazti, se encuentran rocas intrusivas (Formaci6n Monzonita-Gabro de Escazti), petrogrftfica y cronol6gicamente diferentes a los de Talamanca (Kussmaul, 1987). Su edad es m~is reciente y varia entre 7.2 (Malavassi, en S(ienz, 1982) y 2.2 Ma (Bergoeing, 1982). En la Cordillera Costefla afloran gabros (Formaci6n Gabro de Puerto Nuevo) en forma de pequefios stocks, cliques y sills (Mora, 1979) y IX)COSproductos m~is diferenciados (Intrusivo China Kich~i) de probable edad Miocena temprano-medio. Rocas plut6nicas afloran tambi~n en la Cordillera de Tilar~n y e n los Montes del Aguacate. La Formaci6n Granito-Gabro de Guacimal ha sido datada entre 7.2 y 3.9 Ma (Schulz et al., 1987; Appel. 1990), y la FormaciOn Monzogabro de Desmonte en 2.1 Ma (Bellon y Toumon, 1978). La primera tiene un car~icter tfpicamente calcoalcalino (Cigolini y Ch~lves, 1986) y la segunda exhibe una tendencia alcalina (Kussmaul, 1987). Por tiltimo, en la regi6n del Caribe, entre Turrialba y Siquirres, Azambre y Toumon (1977) y Madrigal (1985) descdben rocas hipoabissles alcalinas clue intruyen a una serie de lutitas y margas del Mioceno inferior (Rivier. 1973). Casell (1986) reporm una edad de 4.5 Ma, asign~dosele el nombre de Formaci6n Teschenita de Guayacan (Kussmaul. 1987), contempor(mea con las facies volc~nicas alcalinas de la regi6n (Bellon y Toumon, 1978).

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Cordilleras Volcdnicas y Plataformas lgnimbdticas

Las cordilleras volc~nicas activas de Costa Pica son dos: la de Guanacaste y la Central, las cuales poseen plataformas ignlmbrtticas, especialmento desarrolladas en el sector pacffico, posiblemente por condiciones topogr~icas aptas para la ca~alizaci6n de los flujos en este sector. En Guanacaste encontramos muchos flujos ignimbriticos soldados y pumtticos (Meseta de Santa Rosa. entre la Cruz y Caflas) intercaladas con lavas y sedimentos continentales, sobreyaclendo a rocas sedimemarias del Pale6geno y del Ne6geno (Dengo. 1962, Tournoa, 1984; Chiesa et al., 1987). Su edad se remonta desde hace 8 Ma (Cuadro 6; Gillot et al.. 1990 y ell preparaci6n) en uno de los flujos dacfticos m~ts antiguos denominado Carbonal (sensu Chiesa et al.. 1987) hasta 0.6 Ma (Bellon y Toumon, 1978). Uno de estos flujos posee una amplia distribuci6n espacial, aflorando tambi~n en la vertiente oriental, en el Lrea de Upala y se caracterfza por sex un flujo de p6mez riodacftica rica en biotita (Chiesa, 1991). que ha sido datado en aproximadamente 1.5 Ma (Gardner y Turin. com. escrita, 1990; Gillot et al., en preparaci6n). Otros flujos pirocl~ticos asociados a las erupciones explosivas que produjeron la Caldexa de Guayabo, sobreyacen a este nivel gu[a ell el sector pacifico del complejo del Miravalles y fueron datados entre 1.4 y 0.6 Ma (Gillot et al.. en preparaci6n). Los flujos l~ivicos intraiLmimbrfticos del Plioceno, datados pot Gardner y Turin (com. escrita, 1990) provienen de los cerros de Bebedero (al sur de Callas) que se levantan en la costa pacifica, muy al SSW de la cordillera de Guanacaste. Domos daciticos hasta rioliticos afloran en frente al volc~m Rinc6n de la Vieja (domos de Ca~as Dulces) y e n la Cordillera de Tilaffm (Dengo 1962; Alvarado, 1984; Toumon, 1984; Schulz et al., 1987). El campo de domos de Cafias Dulces se remonta a 1.5-1.6 Ma (ICE, 1976; Bellon y Tournon, 1978) y parecen sex una fase extrusiva ~ida desgasificada en sitios pr6ximos al emplazamiento de nubes ardientes (Alvarado, 1984; Tournon, 1984; Chiesa et al., 1987), muy probablemente est~n edificados sobre el borde de la caldera que gener6 el flujo dodacldco rico en biotita que di6 una edad de 1.5-1.8 Ma. La Cordillera de Guanacaste empez6 a edificarse en los albores del Cuaternario encima de un basamento volc~ico P l i ~ n i c o (paleovolcanismo en la Caldera de Guayabo, 2.3 + 1 Ma; ICE, 1976). De los volcanes de la Cordillera de Guanacaste s61o el Pinc6n de la Vieja esta acdvo. El volc~m Arenal, en actividad desde hace m~ls de 23 a~os, se sittta entre las dos cordilleras volcfmicas y se distingue de las dos por estar compuesto por andesitas y andesitas basalticas pobres en K. Allegre y Condomines (1976) calcularon nna edad initial de 35,000 ~os. aunque Melson et al. (1989) y Borgia et al. (1988) lo situan en el Holoceno (unos 3000 a/tos). Es evidente una migraci6n de la actividad volcfmica hacia el NNW durante el Cuatemario (v~ase Fig. 3, no. 9, p. 165). Gillot et al. (en preparaci6n) dat6 una andesita cerca de la Laguna Poco Sol ClUeprobablemente pertenece a la Formaci6n Moil-

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teverde en 1.2 Ma, una lava del Cerro Los Perdidos en aproximadamente 0.1 Ma (Cuadro 7) y una lava de la base del Cerro Chato en 0.038 Ma. Segdn Borgia et al. (1988) los volcanes Arenal y Chato presentan caracteristicas petroqufmicas similares y los dos volcanes podrian compartir una misma fuente magm~itica subcortical. Resulta interesante sefialar que durante los primeros dias de actividad del Volcan Arenal en 1968, Minakami et al. (1969) ubicaron sismos tipo A entre 1 y 10 km de profundidad por debajo del Chato. La Cordillera Central entr6 en actividad posiblemente despu~s de la de Guanacaste. Los testigos de tm paleovolcanismo en el espinaso de la Cordillera Central son los volcanes erosionados del conjunto de ZurquI (Cuadro 8; 0.5 Ma; Bellon y Tournon, 1978) y los Cerros Palmira (0.35-0.28 Ma; ICE-ENEL, 1988). Allegre y Condomines (1976) calcularon la edad del magma clue form6 la c~mara magm~ttica del volc(m Irazti y que suponen que se origin6 por la fusi6n parcial del manto bajo un equilibrio radioactivo en 140,000 afios, mientras clue la del volcan Po~tsindican en 50,000 afios. Muestras de los volcanes Platanar, Porvenir, Congo, Laguna Hule y del Turrialba dieron edades K-Ar negativas (ICE-ENEL, 1988; Reagan, en preparaci6n). Un indicio de la actividad volc(mica m~is extendida hasta el presente en la Cordillera Central, podria ser la existencia de muchos volcanes con actividad hist6rica (Irazti, Po~s, Turrialba) o con actividad Holocena (Botos, Congo, Hule), fundamentada en muestras de 14C (Melson et al., 1986). Sin embargo, durante todo el Pleistoceno hubo una efusi6n de lavas andesiticas al NE y SW de la Cordillera Central, como testifican las andesitas que afloran en las estribaciones al none del volc~tnBarva, al contacto con Ins Llanuras de San Carlos (Estaci6n Biol6gica La Selva, cerca de Puerto Viejo de Sarapiqut, 1.2 Ma; Alvarado, 1990) y e n el basamento del Valle Central (Formaci6n Intracafi6n, 1.0 Ma; Bellon y Tournon, 1978). Las Lavas lntracafi6n se explican como efusiones fisurales (Protti, 1986; Kussmaul, 1988), al igual que las lavas de la Formaci6n Monteverde en la cordillera de Tilaran (Ch~ives y S~ienz, 1974). Tanto las lavas de la Formaci6n Intracafi6n en el VaUe Central como las lavas de La Selva, presentan composiciones qu/micas diferentes a la de los estratovolcanes actuales (Kussmaul, 1988; Alvarado, 1990). La andesita con anftbol de la base del volc~n Turrialba, datada en 2.15 Ma (Bellon y Tournon. 1978), posiblemente no guarda ningtma relaci6n con los estratovolcanes ya que casi todas sus lavas son del tipo pirox6nico. Esta andesita horablOadica podrla pertenecer al miembro calcoalcalino del Grupo Aguacate que se caracteriza en los Montes del Aguacate por la abundancia de hornblendas (Kussmaul et al., 1991). Tres dataciones radiom6tricas in6ditas realizadas a trav6s del ICE (1987) en el Geochron Laboratories Inc., provenientes de la regi6n de Zarcero-Ciudad Quesada, resultaron muy controversiales y de dudosa veracidad. Una de elias corresponde con un flujo de p6mez con biofita, recolectada cerca del Hospital de Ciudad Quesada (28.8 Ma), otra con un flujo de p6mez riodacttica cerca de Zarcero (11.1 Ma) y la tercera con la colada Sucre del vol-

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Volcanismo Alcalino Cuaternario del Caribe

A1 pie de la Cordillera Central y e n las llanuras del Caribe atioran basaltos alcalinos Cuatemarios (COHOSl~ivicos y pirocl~isticos), uno de ellos datado en 1.2 Ma (Cuadro 3; Bellon y Toumou, 1978), pero dicho volcanismo se puede haber extendido hasta el Cuatemario tardio, en vista de que algtmos cohos de pirocl~stos todavia conservan restos de cr~iteres (Toumen, 1972; Alvarado, 1989).

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Volcanismo Alcalino en la Isla del Coco

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La isla del Coco se localiza a 650 kmal SW del puerto de Puntarenas. Consiste en un cuerpo volcanico alcalino de intraplaca (basaltos y traquitas) desarrollado sobre la dorsal volcanica submarina del Coco en el Ocefmo Pacirico. Las dataciones radiom6tricas de esta isla suministradas por Dalrymple y Cox (1968) y pot Bellon et al. (1983) dan edades de alrededor de dos millones (Cuadro 9), mientras que su basamento es de edad Miocena (Hey et al., 1977), lo cual indica que este volcanismo no se emplaz6 en el punto caliente (dorsal) de las Galapagos, sino que es m~is reciente y local (Alvarado, 1984; Castillo et al., 1988), posiblemente asociado a una linea caliente (Alvarado, 1989).

CONCLUSIONES Alrededor de 160 dataciones radiom6tricas (K/At, U/ Th) se hun realizado en Costa Rica en los altimos 20 aflos

CronoestratigrGfficode las rocas igneas de Costa Pica Fig. 3. Ubieaci6nde las cordillerasvoleGmieasTerciarias y Cuaternariasy de los alineamientosde centros vole~ieos. Ejes vole6nieosde primer 6rden: A. OrosI-Cacao-Rine6nde la Vieja-SantaMafia B. Mixavalles-Tenorio C. Arenal-Chato D. Platanar-Po~s-Barva E. Irazt1-Turrialba Ejes volc~ficosdel segundoorden 1. Cerro El Hacha 2. Orosi-Orosilito-Cacao 3. Domosde CaflasDulces 4. Rine6nde la ViejwSantaMafia-Chato 5. Miravalles-Paleomiravalles-CaboMuco 6. Tenorio-Montezuma 7. Chopo-Corobicf 8. Monteverde 9. Poeosol-Perdidos-Arenal-Chato 10. Arenal 11. Porvenir-Platanar-Conosde Aguas Zarcas 12. SabanaRedonda-Po~s-Congo-Hule-Rto Cuarto 13. Monte de la Cruz-Barva-Cacho Negro 14. Irazti 15. Tortugero-Las Lomas Azules.

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1o cual permite establecer un cuadro cronoestratigr~fico general sobre la evoluci6n magm~iticaen el tiempo. Est~ claramente establecido la existencia de diferentes formaciones basalto-radiolarRicas desde el Jur~isico hasta el Eoceno, pero su interpretaci6n y contexto geotect6nico es tema atin abierto a discusi6n. Unicamente los basaltos de la Unidad Matapalo (= Complejo de Nicoya Inferior), la peddotita de Sta. Elena y pane de la Unidad Esperanza (= Nicoya Superior) son ofiolitas s.s., mientras que el resto de las unidadas son basaltos de arco de islas (Baumgartner et al., 1984; Wildberg, 1984; Meschede et al., 1988). Del magmatismo Terciario sabemos muy poco afro, especialmente para la regi6n de Talamanca y el ~irea trasarco (volcanismo intragraben). Parece que el volcanismo Eocono es mucho mas abundante de 1o conocido hasta la fecha. A partir del Cret~cico TardIo los sedimentos marinos son ricos en clastos andesfticos, lo cual sugiere la existencia de un arco de islas primitivo que con el tiempo se evolution6 hasta un arco de islas maduro tipo andino. La persistencia del magmatismo de arco de islas por espaeio de mas de 70 millones de afios ell tm area muy restringida, debi6 de favorecer el engrosamiento y la continentalizaci6n cortical. Durante el Miocono-Plioceno se da un profuso magmatismo (Grupo Aguacate, retie calco-alcalina y otras unidades coetaneas), en el cual el emplazamiento de los cuerpos plut6nicos mueslxa una cierta migraci6n desde el sureste (Cordillera de Talamanca y Costefla) hasta el noroeste (Cerros de Escaz'ti, Montes del Aguacate, Cordillera de T'dar/m). En las estribaciones de estas masas montaflosas, se da un magmatismo alcalino en el Plioceno

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(Toumon, 1984), que durante el Cuaternario parece estar regido pot una tect6nica N-S (Toumon, 1984; Alvarado et al., 1986). En este periodo tenemos tambi~n la efusi6n de enormes volumenes de isrnlmbritas, la extrusi6n de cuerpos ~idos menoms (domos y diques dacfficos-riolRicos) cn sitios pr6ximos a colapsos volcanotect6nicos y un volcanismo efusivo-fisural andesRico en la vertiente pacffica en frente al eje principal del arco volc~mico acfivo (v6ase Fig. 3), posiblemente asociado a fracturas corticales E-W hasta WNW-ESE (Formaciones Monteverde e IntracatI6n, lavas Intra-ignimbritas de Guanacaste). En Guanacaste y en la Cordillera de Tilar~m el flujo de p6mez biotttico y la Formacidn Monteverde, respectivamente, forman niveles guias quc, a groso modo, marcan la base cronoestrafigrafica del Cuatemario. Todo ello culmina con el inicio del desarrollo de los estratovolcanes actuales cuya edificaci6n continua hasta el presente. En los fdtimos 25,000 afios los volcanes de Costa Rica se caracterizaron por empciones explosivas de tipo fre~ltico y freatomagmdtico (ocasionalmente pliniano) que produjeron capas de tefras de calda y flujos pirocl~tsticos. De algunos volcanes se conocen coladas de lava prehist6ricas moffol6gicamentejovenes, como por ejemplo, la Colada Cervantes del Iraz~ y las coladas recientes del Arenal. aunque falta mucho por investigar con respecto a la historia de la mayoria de los volcanes. E1 volcanismo alcalino de las llanuras caribefias, igualmente se extendi6 hasta hace unos pocos miles de ~os. Aunque los datos son estadtsticamente insttficientes, parece clue en el Ne6geno existen varias rases de actividad vole/mica separadas por periodos de inactividad relativa

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Fig. 4. Distribuci6n de las edades radiom6tricas de las lavas, ignimbritas y rocas plut6nicas del Ne6geno de Costa Rica. Cfrculos, lavas subalcalinas; cuadrados, lavas alcalinas; cruces, rocas plut6nicas calco-alcalinas; tri,Sngulos,ignimbritas; punteado, rases principales de la aetividad vole~nica en la regi6n del Circumpacf.fico(segttn Kennett et al., 1977).

(Fig. 4). En el caso de las rocas pirocl~sticas soldadas se observa tma fuerte fase explosiva en el Mioceno tardfoPlioceno temprano, seguida por un periodo de calma relativa entre los 3 y 1.6 Ma. La erupci6n de flujos pirocl~ticos se inici6 nuevamente en el Pleistoceno temprano y dur6 hasta 0.15 Ma, probablemente en forma de pulsos que cada vez tenfan una duraci6n menor y eran interrumpidos por periodos de calma con una duraci6n entre 200,000 y 300,000 afios. Tambi6n en el caso de las lavas se observa tma pulsaci6n de la a c t i v i d a d volcfinica, aunque un p o c o desplazada con respecto alas empciones pirocl~isticas. Las edades existentes indican que las rases pirocl~isticas ocurrieron un poco antes de las rases efusivas y los intervalos de inactividad efusiva se ubican entre 4.4 y 3.5 M a y entre 1.0 y 0.6 Ma (Fig. 4). E1 cese de la actividad volcanica hace 1 Ma asi como tambi6n la falta de volcanes activos en la Cordillera de Talamanca, podria estar relacionado con la llegada de la Dorsal de Coco. A excepci6n de la lava de la caldera de Guayabo (2.3 + 1 Ma, Cuadro 6), todas las otras lavas del grupo de los estratovolcanes con edades mayores de 1.0 Ma e s t ~ alejadas de los estratovolcanes actuales y m~ls bi6n pueden ser relacionadas con otras unidades litoestratigrLficas. Asf, los actuales estratovolcanes empezaron a edificarse a partir de aproximadamente 600,000 ~ o s . Agradeetmtentos--Agradeeemos a los ge61ogos Alfredo Mainieri y Mayra Corella (Recu~os Geot6rmieos del ICE) su disponibilidad y cooperaei6n, al Dr. Thomas Gardner pot suministrar dataeiones preliminares, a la Embajada de Franeia en Costa Riea y al Departamento del ICE pot el apoyo logfstico y al Lie. Luis G. Obando por la colahoraei6n en la confeeei6n de 1as figuras. Este trahajo es una eontribuei6n a los proyeetos

246, Eventos Ne6genos del Pac~co en el Tiempo y el Espacio, y 249, Magmatismo Andino y Su Marco Tect6nico, del PICG y se realiz6 con el apoyo del Proyecto de lnvestigaci6n No. 113-81-001, Geologfa de Costa Rica, de la Vicerrectorfa de Investigaci6n de la Universidad de Costa Rica.

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