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Revista de Biología Tropical, ISSN: 2215-2075 Vol. 69(Suppl. 2): S36-S59, October 2021 (Published Oct. 30, 2021)

Naturaleza y estructura geológica del borde costero

del noroeste de Costa Rica

Juan Pablo Solano

1,2

; https://orcid.org/0000-0001-5498-9924

Ana Teresita Aguilar

; https://orcid.org/0000-0003-3567-2504

María del Pilar Madrigal

1,3

; https://orcid.org/0000-0002-2089-0560

Wendy Pérez

; https://orcid.org/0000-0002-1982-0979

Carlos Alonso Vargas

; https://orcid.org/0000-0002-6079-3765

María Marta Chavarría

; https://orcid.org/0000-0001-6378-1893

Percy Denyer

1,3

; https://orcid.org/0000-0002-8006-9889

1. Centro de Investigación en Ciencias Geológicas, Universidad de Costa Rica, San José, Costa Rica;

jpsm6400@gmail.com, percy.denyer@ucr.ac.cr, anatere.aguilar@gmail.com, mariadelpilar.madrigal@ucr.ac.cr

2. Universidad Autónoma de San Luis Potosí, San Luis Potosí, México; A332913@alumnos.uaslp.mx

3. Escuela Centroamericana de Geología, Universidad de Costa Rica, San José, Costa Rica; percy.denyer@ucr.ac.cr,

mariadelpilar.madrigal@ucr.ac.cr

4. Erwatec Ingenieurgesellschaft GmbH, Kiel, Alemania; wenppf@yahoo.com

5. Barrick Gold Corporation, Toronto, Ontario, Canadá; alonsovcr@gmail.com

6. Área de Conservación Guanacaste, Guanacaste, Costa Rica; mmchava@acguanacaste.ac.cr

Recibido 01-XII-2020. Corregido 28-I-2021. Aceptado 24-II-2021.

ABSTRACT

Geological background and structure of the northwestern coastline of Costa Rica

Introduction: The Costa Rican northwestern coastline has a wide geological uniqueness that exhibits rocks

from different environments such as abyssal plane, continental slope, continental platform, volcanic eruptions

(effusive, explosive, and submarine), coastal, erosional (fluvial and gravitatory), intrusions, and upper mantle

rocks.

Objective: To present the geologic state of the art of the northwestern coastline of Costa Rica through the bib-

liographic review of geochemical, petrologic, structural, paleontological and geochronological data.

Methods: A bibliographic revision was done to propose a state of the art of northwestern coastline of Costa Rica.

Results: The geologic record shows eleven stages from the Jurassic to the Holocene. These stages were

regrouped from petrologic, structural, geochronologic, stratigraphic and paleontological interpretations in three

depositional stages and four compressive tectonic phases.

Conclusions: The first depositional stage is volcanic with oceanic affinity between the Jurassic and Upper

Cretaceous. The second has a sedimentary predominance with an age range between the Upper Cretaceous

and the Miocene. The last depositional stage is a volcanic (effusive and explosive) from the Pliocene until the

present. The tectonic phases are associate with different interactions between tectonic plates. The first phase

triggered the Santa Elena Ophiolite obduction during the Early Cretaceous. The second phase occurred in the

Early Upper Cretaceous – Campanian and is recognized by its current position and surrounding structures. The

third phase lasted from the Upper Eocene until the Miocene and its main result was the folding of the Bahía de

Salinas sedimentary rocks. Finally, the Quaternary phase created a tilt axis and the aperture for the deposition of

pyroclastic density currents in front of the Guanacaste volcanic ridge.

Key words: Santa Elena ophiolite; geologic history; stress; volcanic eruption; Guanacaste; tectonic phase;

sedimentary rock.

Solano, J. P., Aguilar, A. T., Madrigal, M. P., Pérez, W., Vargas,

C. A., Chavarría, M. M., & Denyer, P. (2021). Naturaleza

y estructura geológica del borde costero del noroeste de

Costa Rica. Revista de Biología Tropical, 69(Suppl. 2),

S36-S59. https://doi.org/10.15517/rbt.v69iS2.48306

https://doi.org/10.15517/rbt.v69iS2.48306

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El contexto geológico del sector noroeste

de Costa Rica comprende rocas de edades

entre el Jurásico y el Holoceno (~201.3 Ma –

actualidad). El basamento está constituido por

rocas de afinidad oceánica con una edad entre

el Hauteriviano y el Cenomaniano (~132.9 –

~93.9 Ma; Madrigal, Gazel & Denyer, 2019).

La continuación del registro geológico está

dada por rocas sedimentarias de diversos oríge-

nes que abarcan del Cretácico Superior al Oli-

goceno (100.5 – 23.03 Ma; Aguilar & Denyer,

2019). Con el final del registro sedimentario,

hubo un cambio de régimen en los depósitos,

con predominancia a rocas extrusivas de tipo

piroclástico y en menor cantidad coladas de

lava durante el Plio – Pleistoceno (5.33 – 0.012

Ma) (Alvarado & Denyer, 2019; Barrantes,

2018; Solano, Denyer, & Pérez, 2019; Solano,

Denyer, Pérez, Lücke, & Madrigal, 2019).

Seguido a esto, se presentaron eventos

preferencialmente efusivos y en menor medi-

da extrusivos de la Cordillera de Guanacas-

te (Alvarado & Denyer, 2019). El final del

registro litológico lo comprenden los procesos

de denudación activa y reciente (Aguilar &

Denyer, 2019; Alvarado & Denyer, 2019).

Estas rocas han sido afectadas por diversas

etapas de compresión y tensión producto de

esfuerzos regionales, lo cual ha provocado su

configuración actual.

Se seleccionó como área de estudio las

hojas cartográficas, a escala 1:50 000, Bahía

Salinas, Murciélago, Peñas Blancas y Santa

Elena del Instituto Geográfico Nacional, debi-

do a que, en estas cuatro hojas se presenta el

registro litológico con edades desde el Jurásico

(rocas más antiguas de Costa Rica: ~190.8 Ma)

al Holoceno (época en la que nos encontra-

mos en la actualidad) aflorante en la costa del

noroeste de Costa Rica (Fig. 1).

Por tanto, esta investigación presenta la

caracterización de las rocas y eventos geoló-

gicos del área de estudio sobre los cuales se

desarrolla la biósfera actual, mediante datos

de tipo cartográfico, geoquímico, petrológico,

estructural, paleontológico y radiométrico, con

el fin de reconstruir los eventos, productos

y etapas de deformación desde el Jurásico

a la actualidad.

MATERIALES Y MÉTODOS

Se desarrolló una síntesis geológica del

área de estudio para un público biológico y de

ciencias afines, a diferencia de la propuesta de

Denyer (2019), que es para un público geoló-

gico. Este estado del arte tiene como base estu-

dios recientes de los autores en la región, así

como otras publicaciones afines. La propuesta

presentada se acompaña de figuras explicativas

para la representación clara y sencilla de las

condiciones geológicas y tectónicas aconteci-

das con el paso del tiempo.

Los estudios desarrollados abarcan diferen-

tes ramas geológicas como: tectónica, geología

estructural, petrología ígnea y sedimentaria,

geoquímica, geocronología, paleontología y

estratigrafía, y fueron presentados mediante

libros, artículos científicos y tesis. Las referen-

cias bibliográficas que fueron la base para esta

síntesis son: Aguilar y Denyer (2019); Alvara-

do y Denyer (2019); Alvarado y Gans (2012);

Andjić, Baumgartner-Mora, y Baumgartner

(2016); Astorga (1987); Baumgartner y Denyer

(2006); David (2005); Denyer y Gazel (2009);

DeWever, Azéma, Tournon, y Desmet (1985),

Escuder-Viruete, Baumgartner, y Castillo-

Carrión (2015); Gazel, Denyer, y Baumgartner

(2006); Madrigal et al. (2019); Solano, Denyer,

Pérez, et al. (2019); y Tournon (1984).

DESCRIPCIÓN LITOESTRATIGRÁFICA

El extremo noroeste de Costa Rica se

encuentra conformado por una amplia variedad

de rocas entre ígneas y sedimentarias. Estas

rocas han sido afectadas por procesos tectóni-

cos y estructurales complejos que propician su

arreglo actual. Un modelo geológico regional

simplificado es presentado en la Fig. 1. y en la

columna estratigráfica de la Fig. 2.

Ofiolita de Santa Elena

Complejo Acrecional de Santa Rosa y Bre-

cha Tectónica: De manera general, el Complejo

Acrecional de Santa Rosa se encuentra confor-

mado por rocas producto de la acumulación

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de sedimentos en el fondo oceánico y su pos-

terior litificación (pelagitas), rocas volcánicas

producto de erupciones locales (petit-spot) y

brechas polimícticas, es decir con clastos de

diverso tipo. Descripciones detalladas de estas

rocas fueron presentadas por Baumgartner y

Denyer (2006), Denyer y Gazel (2009), Tour-

non y Bellon (2009), y Madrigal et al. (2019).

Respecto a su edad, los depósitos han sido

datados de la siguiente manera: radiolaritas

Fig. 1. Modelo geológico actual del noroeste de Costa Rica. Simplificado de Denyer (2019). La topografía y los buzamientos

en el perfil geológico fueron exagerados 1.5X. Av.: Avalancha, Fm.: Formación, D.: Depósitos, Bas.: Basaltos, Is.: Islas, C.:

Complejo, Ac.: Acrecional.

Fig. 1. Geological model of Northwest Costa Rica. Simplification of Denyer (2019). Topography and dips with an

exaggeration at 1.5X in the geologic section. Av.: Avalanche, Fm.: Formation, D.: Deposits, Bas.: Basalts, Is.: Islands, C.:

Complex, Ac.: Accretional.

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(Fig. 3D; Jurásico Medio – Cretácico tem-

prano) y varias fases de basaltos alcalinos a

nivel de fenocristales (anfíboles) y roca total

(177,0 – 104,3 Ma: Jurásico temprano terminal

a Cretácico temprano terminal; Baumgartner,

Flores, Bandini, Girault, & Cruz, 2008; Buchs

et al., 2013; DeWever et al., 1985; Madrigal

et al., 2019; Schmidt-Effing, 1980a; Schmidt-

Effing, 1980b).

Estas rocas son producto de diferentes

procesos. Para la Brecha Tectónica, Madrigal

et al. (2019) indican que es producto de la

interacción entre el Complejo Acrecional de

Santa Rosa y el Nappe de Santa Elena. Por

Fig. 2. Columna estratigráfica. La edad del Complejo Acrecional de Santa Rosa corresponde a los sedimentos asociados al

periodo de la acreción del Nappe de Santa Elena y no a su rango de edad completo. Fm.: Formación, C.: Complejo, Ac.:

Acrecional.

Fig. 2. Stratigraphic column. The Santa Elena Accesonary Complex (Complejo Acrecional de Santa Rosa) age corresponds

to sediments associated to the accreation of the Santa Elena Nappe (Nappe de Santa Elena). Fm.: Formation, C.: Complex,

Ac.: Accretional.

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otra parte, las rocas del Complejo Acrecio-

nal de Santa Rosa presentan varias génesis,

como las pelagitas, que son producto de la

acumulación de sedimentos en el fondo oceá-

nico que posteriormente tuvieron procesos de

metamorfismo de baja temperatura (Escuder-

Viruete & Baumgartner, 2014). Los basaltos

alcalinos son montes submarinos acrecionados

(Buchs et al., 2013; Geldmacher, Hoernle, Van

Den Bogaard, Hauff, & Klügel, 2008; Hauff,

Hoernle, & Bogaard, 2000; Tournon, 1994).

Estos montes submarinos son relacionados

con petit-spots producto de fallamiento nor-

mal en la cercanía de una zona de subducción

(Hirano, 2011). Estos petit-spots fueron com-

probados por Buchs et al. (2013) a partir de su

firma geoquímica. Además, Buchs et al. (2013)

ahondan en la génesis de los petit-spots para la

Ofiolita de Santa Elena, y detallan en que son

producto de la fragmentación de la corteza a

consecuencia de la reorganización tectónica del

basamento del Pacífico y no son cercanos a una

zona de subducción.

Nappe de Santa Elena: Es un terreno alóc-

tono de rocas ultramáficas intruidas por rocas

máficas que cubren un área de 180 km

(Fig.

3B, Fig. 3E; Tournon, 1994). Madrigal et al.

(2015) establecen un ambiente de formación

extensional, según datos geoquímicos y estruc-

turales, donde una parte del manto superior de

la Tierra fue exhumado a la superficie terrestre.

Esta exhumación probablemente sucedió entre

el Aptiano y el Campaniano (Baumgartner &

Denyer, 2006; Denyer & Gazel, 2009; Pindell,

1988; Tournon, 1994).

El cuerpo principal de este nappe se

encuentra conformado de peridotitas serpen-

tinizadas, dunitas, gabros pegmatíticos, dole-

ritas y diques basálticos (Denyer & Gazel,

2009). Estos son descritos a continuación.

(1) Peridotita: corresponde a una secuencia

de rocas ultramáficas que incluye las perido-

titas serpentinizadas, con lentes de dunitas,

ortopiroxenitas y cromitas (Denyer & Gazel,

2009; Escuder-Viruete et al., 2015; Gazel et

al., 2006; Tournon, 1994; Tournon & Bellon,

2009; Zaccarini et al., 2011). Las peridotitas

son rocas comunes en el manto terrestre y no

en la corteza, y su emplazamiento en superficie

está dado por mecanismos litosféricos comple-

jos y anómalos. Este grupo principal de rocas

ultramáficas se encuentran intruidas por dos

fases: diques de gabro pegmatítico y diques de

dolerita. Las fases intrusivas se caracterizan

por ser magmas que cruzan y cortan rocas

preexistentes; en este caso, magmas que atra-

viesan el cuerpo principal de peridotita. (2)

Diques de gabro pegmatítico: se emplazaron

en el momento en que las peridotitas se estaban

solidificando, es decir son eventos sincrónicos;

sin embargo, las peridotitas son ligeramente

más antiguas (Gazel et al., 2006). Han sido

descritos a profundidad por Gazel et al. (2006);

Tournon (1994); y Tournon y Bellon (2009).

(3) Diques de dolerita: son una fase intrusiva

posterior, es decir se emplazaron posterior a

la litificación de los gabros pegmatíticos y las

peridotitas (Fig. 3B; Gazel et al., 2006). Denyer

y Gazel (2009); Gazel et al. (2006); Madrigal et

al. (2015); Tournon (1994); Tournon & Bellon

(2009) presentan descripciones geológicas de

estos diques, y fueron datados por Madrigal et

al. (2015) con un promedio de 121 Ma.

Complejo Ígneo Estratificado de Bahía

Nancite: El complejo se encuentra en bahía

Nancite y está constituido por dos generacio-

nes de diques: doleritas y basaltos olivínicos

diferenciados por su contenido mineralógico

(Arias, 2002; Gazel et al., 2006; Tournon,

1994). Los basaltos y plagiogranitos fueron

descritos por Arias (2002), Denyer y Gazel

(2009), Gazel et al., (2006), Madrigal et al.

(2019), y Tournon (1994). Los gabros de este

complejo fueron datados por Hauff et al. (2000)

en 124 ± 4 Ma mediante

Ar/

Ar.

Basaltos de las Islas Murciélago: Son

basaltos con una estructura predominantemen-

te en almohadilla que es indicativa de efusión

y enfriamiento bajo el nivel del mar, por lo

que estos basaltos representan los depósitos

de erupciones volcánicas submarinas (Fig. 3a,

Fig. 3C). Son basaltos y traquibasaltos des-

critos por Gazel et al. (2006), Madrigal et al.

(2015), Tournon (1994), y Tournon y Bellon

(2009) y su edad es variable entre 109 ± 2 y

113 ± 3 Ma mediante

Ar/

Ar (Hauff et al.,

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2000; Madrigal, Gazel, Flores, Bizimis, &

Jicha, 2016).

Rocas sedimentarias

Formación El Viejo: Su principal litología

corresponde a calizas producto de la litificación

de arrecifes coralinos de edad Campaniano

(Aguilar & Denyer, 2019; Denyer, Aguilar, &

Montero, 2014; Malavassi, 1961; Pons, Vicens,

& Schmidt-Effing, 2016; Schmidt-Effing,

1974). Estos arrecifes fueron gobernados por

bioconstrucciones de rudistas y nerineas, mis-

mos que se extinguieron a finales del Cretá-

cico (Fig. 4; Aguilar, 1990). Schmidt-Effing

(1974) caracteriza su ambiente de formación

como arrecifes coralinos con aguas claras en

movimiento, a una temperatura mínima de 24

°C y una profundidad no mayor a los 70 m.

Algunos estudios importantes sobre estas rocas

Fig. 3. Litologías características del área de estudio. A. Vista panorámica de las Islas Murciélago. B. y E. Intrusiones

de dolerita en peridotitas. C. Basaltos en almohadilla de las Islas Murciélago. D. Radiolaritas en estratos verticales del

Complejo Acrecional de Santa Rosa. F. Depósitos de tempestitas. G. Duna fósil.

Fig. 3. Characteristic lithologies of the studied area. A. Panoramic view of Murciélago Islands. B. and E. Doleritic intrusions

on peridotites. C. Murciélago Islands pillow lavas. D. Vertical strata of radiolarites of the Accretionary Complex of Santa

Rosa. F. Tempestites deposits. G. Fossil dune.

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son los de Andjić et al. (2016); Azéma et al.

(1985); Baumgartner et al. (1984); Bourgois

et al. (1984); Calvo (1987); Flores, Denyer,

y Aguilar (2003); y Hoffstetter, Dengo, y

Weyl (1960).

Formación Santa Ana: Son depósitos

interpretados como flujos de escombros (debris

flow) y brechas de talud emplazados en los

márgenes de plataformas carbonatadas (arre-

cifes coralinos de la Formación El Viejo)

a consecuencia de retrabajo y periodos de

levantamiento tectónico (Fig. 4; Calvo, 1987;

Jaccard, Münster, Baumgartner, Baumgartner-

Mora, & Denyer, 2001). Según asociaciones

paleontológicas su edad varía del Campaniano

tardío al Maastrichtiano (Aguilar & Denyer,

2002; Baumgartner-Mora & Denyer, 2002;

Flores et al., 2003; Jaccard et al., 2001). En

esta formación se han descrito conglomerados,

brechas y areniscas con detritos calcáreos, sedi-

mentarios e ígneos; además, de lutitas rojizas y

calizas rojas (Aguilar & Denyer, 2019; Andjić

et al., 2016; Denyer et al., 2014; Flores et al.,

2003; Hoffstetter et al., 1960). Algunas de

estas litologías presentan bioturbación y otras

son interpretadas como pelagitas y eventitas

(Denyer et al., 2014). La distribución espacial

de esta formación no se visualiza en el mapa

geológico (Fig. 1), debido a efectos de la

escala de trabajo.

Formación Piedras Blancas: Son rocas

resultado de la litificación de material biogé-

nico y granos de tamaño limo y arcilla en el

fondo oceánico y márgenes continentales, es

decir sedimentación hemipelágica y pelágica

(Aguilar & Denyer, 2019; Azéma et al., 1985;

Baumgartner et al., 1984; Calvo, 1987; Flores

et al., 2003). Su edad está delimitada entre

el Campaniano Superior y el Maastrichtiano

Inferior (Aguilar & Denyer, 2019). Las litolo-

gías que la componen son calcilutitas, lodolitas

con vetas de calcita, areniscas, lutitas, calizas

silíceas pelágicas y pedernales (Aguilar & Den-

yer, 2019; Andjić et al., 2016; Astorga, 1987;

Calvo, 1987; Flores et al., 2003).

Formación Rivas: En la Formación Rivas

se incluyen depósitos de deslizamientos y

corrientes de turbidez depositadas en el talud

continental (Fig. 4; Aguilar & Denyer, 2019;

Andjić et al., 2016; Astorga, 1987; Baum-

gartner et al., 1984). Previo a su litificación,

estos depósitos fueron afectados por deforma-

ción sinsedimentaria que se expresa en forma

de slumps (Aguilar & Denyer, 2019). Sus

rocas corresponden a areniscas (con meteori-

zación esferoidal), lutitas, calcilutitas, lutitas

volcaniclásticas, areniscas tobáceas, calizas

hemipelágicas, areniscas conglomerádicas y

conglomerados (Andjić et al., 2016; Baumgart-

ner et al., 1984; Zoppis de Bracci & Del Giu-

dice, 1958). Su edad varía entre el Cretácico

Superior y el Paleoceno (Andjić et al., 2016;

Auer, 1942).

Formación Brito: Estas rocas correspon-

den a turbiditas al igual que los depósitos de

la Formación Rivas (Fig. 4, Fig. 5A y Fig.

5B); sin embargo, se encuentran interrumpidas

por horizontes de material biogénico y granos

de tamaños muy pequeños o hemipelagitas

(Andjić et al., 2016; Astorga, 1987). Además,

los depósitos superiores evidencian procesos

de somerización (Aguilar & Denyer, 2019);

es decir muestran la presencia de rocas forma-

das a poca profundidad bajo el nivel del mar.

Respecto a su edad se ubican entre el Eoceno

temprano y el Oligoceno temprano (Andjić et

al., 2016; Dengo, 1962; Hayes, 1899; Ranero

et al., 2000). Entre sus litologías se han reco-

nocido areniscas (arcosas líticas y wackas

tobáceas), lutitas, calizas (en su mayoría como

lentes), conglomerados, brechas, lodolitas y

limolitas (Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et

al., 2016; Dengo, 1962; Hoffstetter & Zoppis

de Bracci, 1960).

Formación Junquillal: Aguilar & Denyer

(2019) asocian estos depósitos con tempestitas.

Las tempestitas o tormentitas son depósitos

formados bajo condiciones de tormentas en

zonas marino-someras, posiblemente en etapas

de descenso del nivel del mar (Fig. 4, Fig.

5C; Aguilar, Denyer, & Arredondo, 2020). Su

rango de edad se encuentra entre el Paleoce-

no Superior – Eoceno Inferior al Oligoceno

Inferior (Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et

al., 2016; Malavassi, 1961; Zamora, Méndez,

Barahona, & Sjöbohm, 2004). Las rocas que

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conforman esta formación son conglomerados,

areniscas finas a gruesas (arenitas y arcosas líti-

cas), lutitas (lodolitas) y calcirruditas (Baum-

gartner et al., 1984; Andjić et al., 2016; Aguilar

& Denyer, 2019).

Formación Punta Pelada: Andjić et al.

(2016) identifican una zona genética desde

prearrecifal – plataforma a arrecife coralino

(Fig. 5D). Por otra parte, Aguilar & Cortés

(2001) relacionan estas rocas con ambientes de

poca profundidad con influencia de corrientes

fuertes, un aporte terrígeno continuo, cambios

frecuentes de energía en el medio y cambios en

el nivel del mar (Fig. 4). Litológicamente, está

conformada por calizas biodetríticas, areniscas

calcáreas, conglomerados, calizas masivas y

calizas brechosas, todos con bioconstrucciones

de corales y algas (Aguilar & Cortés, 2001;

Aguilar & Denyer, 2019; Andjić et al., 2016;

Calvo, 1987). La edad de estas rocas ha sido

estimada para el Oligoceno según asociaciones

paleontológicas (Andjić et al., 2016; Hoffstet-

ter & Zoppis de Bracci, 1960).

Eventos extrusivos de tipo explosivo

y rocas asociadas

Los eventos volcánicos extrusivos de tipo

explosivo se refieren a aquellos que generan

depósitos piroclásticos producto de erupciones

volcánicas ricas en ceniza, pómez y fragmentos

de roca (Fig. 4). Estos tipos de erupciones son a

consecuencia del colapso de columnas de tefra,

explosiones laterales o el colapso de edificios

volcánicos, domos y coladas de lava (Branney

& Kokeelar, 2002). Los depósitos explosivos

reconocidos en esta investigación corresponden

a la Meseta Volcánica de Santa Rosa, en su

mayoría conformada por la Formación Baga-

ces, y el abanico formado por la Formación

Liberia (Dengo, 1962). Dóndoli (1950) es el

primero en mencionar las formaciones Bagaces

y Liberia como toba gris y toba blanca respecti-

vamente. Algunas consideraciones petrológicas

y volumétricas fueron expuestas por David

(2005); Deering, Vogel, Patino, y Alvarado,

(2007); Gillot, Chiesa, y Alvarado (1994);

Fig. 4. Diagrama esquemático de ambientes de formación de rocas ígneas y sedimentarias en un arco de islas como el

documentado en el noroeste de Costa Rica del Cretácico tardío al Cuaternario.

Fig. 4. Schematic diagram of the environments of formation of igneous and sedimenatry rocks in the northwest of Costa

Rica from Late Cretaceous to the Quaternary.

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Tournon (1984); Vogel, Patino, Alvarado, &

Gans (2004); y Vogel et al. (2006).

Formación Bagaces: Denominada formal-

mente por Dengo (1962) como Formación

Bagaces, la propuesta estratigráfica más recien-

te para esta formación es de Barrantes (2018),

Alvarado y Denyer (2019) y de Solano, Den-

yer, Pérez, et al. (2019). Es común que estos

depósitos ignimbríticos andesíticos a riolíti-

cos presenten niveles vitrofíricos, desgasifica-

ción, diaclasamiento, lajeamiento y disyunción

columnar, además sus clastos principales son

de pómez, clinopiroxeno y ortopiroxeno (Fig.

5E; Aiazzi, Fiorletta, Civelli, Chiesa, & Alvara-

do, 2004; Alvarado & Denyer, 2019; Barrantes,

2018; Bohnenberger, 1968; Civelli et al., 2005;

Fig. 5. Litologías características del área de estudio. A y B. Estratos de la Formación Brito. C. Estratos de la Formación

Junquillal. D. Rocas de la Formación Punta Pelada. E. Depósitos de la Formación Bagaces. F. Vista al cerro El Hacha y el

volcán Orosí desde la Meseta Volcánica de Santa Rosa.

Fig. 5. Characteristic lithologies of the studied area. A, B. Strata of the Brito Formation. C. Junquillal Formation strata. D.

Punta Pelada Formation rocks. E. Bagaces Formation deposits. F. Panoramic view with El Hacha mount and Orosí volcano

from the Meseta Volcánica de Santa Rosa.

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David, 2005; Dengo, 1962; Gillot et al., 1994;

Herrera & Vargas, 2012; Kempter, 1997; Moli-

na, Martí, Aguirre, Vega, & Chavarría, 2014;

Semm, 2005; Setzer, 1994; Solano, Denyer,

& Pérez, 2019; Szymanski, Patino, Vogel, &

Alvarado, 2013; Tournon, 1984; Zamora et al.,

2004). Alvarado y Gans (2012) mencionan un

rango de edades en los depósitos piroclásticos

entre 4.87 y 2 Ma.

Formación Liberia: Comprende las rocas

piroclásticas con edades entre 1.81 y 0.6 Ma

nombradas de base a techo como: (1) Capa

Verde, Capa Santa Fe y Toba Santa Fe, (2) Toba

Río Liberia, (3) Toba Salitral, (4) Toba Buena

Vista y (5) Toba La Ese (Alvarado & Denyer,

2019; Alvarado & Gans, 2012; Chiesa, Civelli,

Gillot, Mora, & Alvarado, 1992; Deering et al.,

2007; Gillot et al., 1994). Petrográficamente,

son riolitas con cristaloclastos de cuarzo, bio-

tita y anfíbol (Alvarado & Denyer, 2019; Boh-

nenberger, 1968; Chiesa et al., 1992; Deering et

al., 2007; Deering, Vogel, Patino, Szymanski,

& Alvarado, 2012; Dengo, 1962; Hallinan &

Brown, 1995; Kempter, 1997; Zamora et al.,

2004; Molina et al., 2014).

Depósitos epivolcaniclásticos: Alvarado &

Denyer (2019) los identifican como depósitos

fluviales, aluviales y laháricos de granulome-

tría variada y de tipo sinvolcánico; es decir,

corresponden a la erosión de las litologías de

origen volcánico. Barrantes (2018) fuera del

área de estudio los reconoce y caracteriza como

depósitos fluviales.

Rocas efusivas y eventos relacionados

Formación Monteverde: Definida como

formación por Chaves y Sáenz (1974). Se

compone de rocas a consecuencia de erupcio-

nes volcánicas efusivas, es decir coladas de

lava por origen central y fisural (Fig. 4; Aiazzi

et al., 2004; Chaves & Sáenz, 1974; Gillot et

al., 1994). Esta actividad volcánica fue entre

hace 2.18 y 1.13 Ma (Alvarado & Gans, 2012).

Algunos centros eruptivos cercanos al área de

estudio son el cerro El Hacha, Peña Bruja y

Alto Filipinas (Fig. 5F; Alvarado & Denyer,

2019). Las rocas de esta formación son en su

mayoría andesitas (Alvarado & Denyer, 2019;

Chiesa, Alvarado, Pecchio, Corella, & Zanchi,

1994; Cigolini & Chaves, 1986; Kussmaul,

Tournon, & Alvarado, 1994).

Brecha La Cortina: Es un depósito de ava-

lancha de escombros volcánicos (Fig. 4; Alva-

rado & Denyer, 2019). Estos depósitos suelen

estar asociados con grandes deslizamientos.

En este caso en específico, corresponde a un

megadeslizamiento asociado al cerro El Hacha

o una estructura caldérica cercana al noreste

del centro poblacional de La Cruz.; litológica-

mente, se trata de brechas polimícticas y poli-

modales, con una edad de 1.3 Ma (Alvarado &

Denyer, 2019).

Lacustre Loma Camastro: Se reconocen

como sedimentos epivolcaniclásticos intercala-

dos con diatomitas (Alvarado & Denyer, 2019;

Gómez, 1992; Zamora et al., 2004). Su génesis

se refiere a paleolagos y fluviolacustres pro-

ducto de acumulaciones de agua, limitadas por

barreras físicas a consecuencia del vulcanismo

con edad entre 1.48 y 1.1 Ma (Alvarado &

Denyer, 2019; Gamboa, 2013; Zamora et al.,

2004). Esta unidad no está representada en el

mapa geológico (Fig. 1), debido a que la escala

de trabajo no permite su visualización.

Paleo y Neo Orosí: Es un conjunto de

edificios volcánicos erosionados compuestos

por el volcán Orosí, el cerro Orosilito, cerro

Pedregal y el cerro Cacao (Fig. 5F; Alvarado,

1984; Alvarado & Denyer, 2019; Chiesa et al.,

1994). Alvarado y Gans (2012) resumen la

historia geológica del macizo: (1) vulcanismo

Paleo-Orosí, representado por los restos del

volcán Orosilito; (2) Neo vulcanismo con los

conos Orosí y Cacao; (3) Colapsos sectoriales

producto de la erosión de los conos principales;

y (4) reactivación con las coladas de lava en

el Cacao. Se compone de andesitas, andesitas

basálticas, basaltos, variedad de rocas piroclás-

ticas y epiclásticas (Alvarado, 1984; Chiesa

et al., 1994; Kussmaul et al., 1994; Tournon,

1984; Zamora et al., 2004).

Depósitos recientes

En este apartado se incluyen depósi-

tos con sedimentación activa y de reciente

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litificación, es decir de edad Pleistoceno Supe-

rior – Holoceno.

Depósitos Laháricos y Avalanchas Vol-

cánicas: Los depósitos laháricos y de avalan-

cha volcánica presentan una génesis asociada

con la erosión y el efecto de la gravedad de

los edificios volcánicos Rincón de la Vieja

y Orosí – Cacao, mediadas por disparadores

como sismos, actividad volcánica o agentes

metereológicos (Fig. 4). En los depósitos de

avalancha volcánica es común reconocer hum-

mockys e imbricación en los lahares (Alvarado,

Vega, Chaves, & Vásquez, 2004; Zamora et al.,

2004). Alvarado y Denyer (2019) estiman una

edad entre Pleistoceno Superior y Holoceno

temprano. Algunas descripciones representati-

vas son las de Kempter (1997).

Dunas Fósiles: Se hace diferencia de esta

subunidad respecto a las demás porque se trata

de arenas litificadas ubicadas en las islas Mur-

ciélago (Fig. 3G). Su proceso de litificación se

produjo por splash marino y disolución parcial

de los fragmentos bioclásticos (Aguilar & Den-

yer, 2019). Estas arenas litificadas presentan

estratificación cruzada con ángulos de hasta

50° y tienen cementación por carbonato de cal-

cio (Denyer et al., 2006). Según dataciones de

C la edad máxima de las dunas varía entre 16

y 17 ka en función del evento paleo-climático

Heinrich 1 con direcciones de viento del NE al

SW (Denyer, Cortés, & Cárdenes, 2005).

Tempestitas: Son depósitos con evidencias

de transporte y depositación a consecuencia de

eventos ciclónicos con una edad aproximada de

hace 4.3 ka (Aguilar et al., 2020). Su ubicación

se detalla en el mapa geológico (Fig. 1) y la

figura 3F muestra una foto del afloramiento.

Depósitos no Consolidados: Estos depó-

sitos corresponden a acumulaciones de sedi-

mentos no litificados que se mantienen con

sedimentación activa al día de hoy. En esta

unidad se contemplan los depósitos aluviales,

dunas activas, humedales, depósitos coluviales

y depósitos de playa (Fig. 4).

BIOLOGÍA Y GEODIVERSIDAD

En el Área de Conservación Guanacas-

te se encuentran gran cantidad de paisajes

extraordinarios, ahí empieza una experiencia

geológica y biológica que da paso a confirmar

las interrelaciones entre la Geología y la Bio-

logía. Definitivamente, la geología influencia,

en parte, a las características biológicas de una

región, lo que es un factor determinante de

hábitats y especies, principalmente en cuanto a

la parte botánica (Cottle, 2004). También existe

una retroalimentación de los aspectos biológi-

cos hacia aquellos nichos geológicos, que son

influenciados por la erosión y meteorización

de plantas, así como la presencia de animales

en una región.

El término geodiversidad se puede definir

como la diversidad geológica de una región,

entendida como la variedad de rasgos geoló-

gicos identificados tras considerar su distri-

bución y frecuencia, así como estos ilustran la

evolución e historia geológica del territorio en

cuestión (Caravilla, Durán, & López-Martínez,

2008). Es así como se considera que el sustrato,

constituido primero por la roca y después por el

suelo resultante de la meteorización y erosión

determina parcialmente la vegetación.

La diversidad de formaciones geológicas

define el paisaje y así los diferentes bosques

que se desarrollan; porque los árboles, las pal-

mas, y en general, muchas plantas tienen sus

preferencias geológicas, incluso desde lejos

un buen observador puede distinguir estas

diferencias por la composición de especies

mediante rasgos como tamaño de árboles,

densidad de bosque o zonas con o sin pasto.

Por ejemplo, las rocas calcáreas o sedimentos

marinos, de las formaciones Rivas, Brito y

Junquillal son el sustrato característico de bos-

ques con una buena densidad de guayacán real

(Guaiacum sanctum) de la familia Zygophy-

llaceae (Barwick & Schans, 2004). Lo mismo

sucede con la palma Attalea rostrata (Standley

& Steyermark, 1946) de una apariencia gran-

de y masiva con palmas u hojas tan grandes

como 3.5 m.

Si se encuentra un rodal de roble encino

(Quercus oleoides) (Gallagher, 2020), muy

probablemente se puede asegurar que están

creciendo sobre un sustrato constituido por

rocas tipo ignimbritas o suelos cuya base son

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ignimbritas. De la misma forma, se puede ase-

gurar que si la densidad de cornizuelo (Vache-

llia collinsi o Vachellia cornigera; Boza, 2019)

es muy alta, el suelo es de origen ignimbrítico.

Esto resulta visible en las zonas a donde aflo-

ran las formaciones Bagaces o Liberia para el

área de estudio.

Las rocas provenientes del manto, común-

mente denominadas serpentinitas, que en este

trabajo corresponden con el Nappe de Santa

Elena, son un elemento sobresaliente, pues al

provenir de grandes profundidades (normal-

mente más de 40 km) su composición química

difiere sustancialmente de aquellas rocas for-

madas en la superficie terrestre. Entonces, por

su proveniencia no son de un carácter “ami-

gable” con la mayoría de la biota. Estas rocas

tienen una composición en la que el hierro y

el magnesio son muy altos relativamente en

comparación con el sílice, el calcio es muy bajo

con respecto al magnesio, así como tienen altos

niveles de níquel, cromo, manganeso y cobalto.

Kruckeberg (2002) sugiere un alto contraste

de vegetación entre suelos provenientes de

la meteorización de serpentinitas y aquellos

que no lo son, además, este autor señala la

existencia de especies endémicas en suelos de

afinidad serpentinitica. El tipo de vegetación

sobre las serpentinitas de la península de Santa

Elena es excepcionalmente baja y espinosa.

Es destacable, por ejemplo, que sobre estas

rocas del manto terrestre se encuentran cactus,

como el Melocactus curvispinus (CONABIO,

2020; Taylor, 1991); o bien, un arbusto deciduo

pequeño (1.5-4 m) como el Bursera schle-

chtendalii (Espinoza, Guadamuz, Pérez, Cha-

varría, & Masís, 2000).

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

Y TECTÓNICA

Este apartado tratará tres ámbitos impor-

tantes para la descripción geológica estructural

del área de estudio, que son los elementos

estructurales, las zonas morfotectónicas y las

etapas compresivas que han tomado lugar sobre

las rocas estudiadas. Los elementos estruc-

turales relevantes para el área de estudio son

(Fig. 1): (1) La falla Murciélago con una traza

este – oeste y que se encuentra parcialmente

cubierta (Denyer, Gazel, Aguilar, Madrigal,

& Chavarría, 2019). (2) El tren de pliegues

de Santa Elena, clasificado como disarmónico

asimétrico por sobrecorrimiento y compuesto

por el anticlinal Montes de Oro, el sinclinal de

Salinas, el anticlinal Descartes y el sinclinal

Junquillal (Denyer, Vargas, Lücke, & Solano,

2019). (3) El eje de basculamiento de tobas con

rumbo N 14 °W e inclinaciones de entre 0.8

y 1° hacia el E (Denyer, Vargas, et al., 2019).

(4) El Nappe de Santa Elena, que evidencia un

cabalgamiento producto de una falla inversa

con un basculamiento de hasta 30° al norte y

una ventana tectónica.

La morfología del área de estudio se puede

subdividir en cinco zonas morfotectónicas: (1)

Nappe, (2) tren de pliegues, (3) plataforma

ignimbrítica, (4) relictos volcánicos y (5) cordi-

llera volcánica de Guanacaste (Fig. 6).

La zona denominada Nappe corresponde

con la sección que comprende a la Ofiolita de

Santa Elena. Es una zona escarpada y afectada

intensamente por procesos erosivos. Su altura

máxima es el cerro El Inglés de ~525 m s.n.m.

y presenta una leve inclinación hacia el norte.

El tren de pliegues (secuencia de rocas

deformadas de manera ondulante que varían

entre sinclinales y anticlinales) es la segunda

zona y afecta geológicamente a las rocas sedi-

mentarias (Cretácico Superior – Paleógeno) del

área de estudio. Estas rocas fueron afectadas

por una compresión que las deformó hasta el

punto de poder visualizar una estructura sinuo-

sa en los depósitos. La deformación provoca

que estos terrenos tengan una gran variación

en su elevación como se muestra en la Fig. 6A

con diferencias de elevación de hasta ~310 m.

La tercera zona es la plataforma ignim-

brítica. Se reconoce porque es una planicie

extendida hacia el este del área de estudio. La

planicie alcanza los 300 m de altura y es a con-

secuencia del emplazamiento de ignimbritas.

En la Fig. 6A y Fig. 6B se muestra cómo esta

planicie presenta una leve inclinación hacia el

este y como debajo de esta se encuentran rocas

sedimentarias asociadas al tren de pliegues.

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La zona de relictos volcánicos se ubica al

noreste del área de estudio. Esta morfología se

ha producido en las rocas efusivas más antiguas

del área de estudio, es decir, volcanes extintos

de hasta 2.18 Ma (Alvarado & Gans, 2012)

afectados por fuertes tasas de erosión. Por

tanto, su elevación general se encuentra por

debajo de los 450 m s.n.m. y poseen fuertes

pendientes (Fig. 6B).

La zona morfotectónica de las laderas de la

cordillera volcánica de Guanacaste, en especí-

fico del macizo Orosí – Cacao, se identifica en

el extremo SE del área de estudio y se abarca

parcialmente. Según la figura 6B alcanza ele-

vaciones de 300 m s.n.m., pero estas llegan a

ser mucho mayores y sus pendientes no presen-

tan cambios abruptos.

Para el extremo noroeste de Costa Rica se

han reconocido varias fases tectónicas compre-

sivas con las siguientes edades: (1) Cretácico

Inferior, (2) Cretácico Superior temprano –

Campaniano temprano, (3) Eoceno Superior

– Mioceno y (4) Cuaternario (Fig. 7).

Cretácico Inferior (Barremiano – Aptia-

no): su origen está inferido por la presencia de

un margen convergente entre las placas Fara-

llón y Norteamericana, en el cual interactuó la

Gran Provincia Ígnea del Caribe (Caribbean

Large Igneous Province: Astorga et al., 1991;

Azéma et al., 1985; Baumgartner & Denyer,

2006; Escuder-Viruete & Baumgartner, 2014;

Escuder-Viruete et al., 2015; Escuder-Viruete et

al., 2019; Gursky, 1988; Kuijpers, 1980). Una

placa tectónica es un fragmento de la corteza

Fig. 6. Perfiles topográficos. A. Perfil con dirección suroeste-noreste. B. Perfil con dirección oeste-este. Exageración vertical

a 2.0X. La ubicación de los perfiles se muestra en la Fig. 1. Las líneas punteadas indican la orientación y disposición de

las capas de roca.

Fig. 6. Topographic sections. A. Southwest-Northeast profile. B. West-East profile. Vertical exaggeration is 2.0X. Location

of the topographic sections is shown in Fig. 1. Dotted lines indicate orientation and disposition of rock beds.

Fig. 7. Fases tectónicas compresivas. Las flechas indican las orientaciones reales de las fases tectónicas.

Fig. 7. Compressive tectonic phases. Arrows indicate the real orientation of the tectonic phases.

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que se mueve a consecuencia de las corrientes

de convección en el manto superior. A partir de

esta interacción entre placas, se desarrolló un

efecto compresivo con dirección NNE-SSW

(Meschede & Frisk, 1998). Escuder-Viruete &

Baumgartner (2014) proponen una edad Barre-

miano – Aptiano. Algunos eventos específicos

datados fueron la acreción de los petit-spots

durante el Albiano y la exhumación de la

Ofiolita de Santa Elena hace ~124 Ma durante

el Aptiano Inferior (Escuder-Viruete & Baum-

gartner, 2014; Escuder-Viruete et al., 2015).

El principal producto de esta deformación se

encuentra en los depósitos más antiguos del

Complejo Acrecional de Santa Rosa (Baum-

gartner & Denyer, 2006).

Cretácico Superior temprano – Campania-

no temprano: se asocia con un cambio global

en los vectores de movimiento de las placas

tectónicas (Astorga et al., 1991; Gursky, 1988;

Meschede, Frisch, & Sick, 1988). Pindell et al.

(1988) atribuyen estos esfuerzos a la convergen-

cia entre las placas Farallón y Norteamericana.

Tournon (1994) indica una dirección N-S de los

esfuerzos según estrías de falla, y Meschede y

Frisk (1994) relacionan esta deformación con

el Escarpe de Hess. El sobrecorrimiento de la

Ofiolita de Santa Elena, Escuder-Viruete et al.

(2015) lo ubican entre el Cretácico Superior

temprano y el Campaniano tardío, según su

modelo geodinámico y las consideraciones de

Escuder-Viruete y Baumgartner (2014); Frisch,

Meschede y Sick, (1992); y Tournon (1994). El

sobrecorrimiento de la Ofiolita de Santa Elena

tuvo lugar entre el Cretácico Superior temprano

y el Campaniano tardío.

Eoceno Superior – Mioceno: se compuso

de esfuerzos NNE-SSW que generaron fallas

inversas y pliegues en las rocas sedimenta-

rias del Cretácico terminal – Paleógeno, con

orientación preferencial E-W (Astorga et al.,

1991; Denyer, Vargas, et al., 2019; Gursky,

1988; Kuijpers, 1980; Ladd, 1976; Meschede

& Frisk, 1998). Su génesis está dada por la

interacción convergente entre las placas Nor-

teamericana y Suramericana (Gursky, 1988;

Ladd, 1976).

Cuaternario: según las estructuras evi-

denciadas hacia el sureste del área de estudio

(eje de basculamiento y buzamientos foto-

geológicos en las rocas de las formaciones

Bagaces, Liberia y Monteverde) se evidencia

una compresión con una dirección aproximada

hacia el E.

HISTORIA GEOLÓGICA

La geología del sector pericostero del

noroeste de Costa Rica muestra eventos geo-

lógicos únicos respecto al resto del país. Estos

están resumidos en la Tabla 1.

Jurásico al Cretácico Inferior (~200 –

~100 Ma): Representa el inicio del registro

geológico en la región, con erupciones vol-

cánicas submarinas acontecidas en la placa

tectónica Farallón y dieron como resultado los

petit-spots (Fig. 8A). Contemporáneamente

se presentó la continua muerte de organis-

mos marinos de tamaños micrométricos, en su

mayoría radiolarios, que fueron depositados

con sedimentos finos en el piso oceánico,

cuya litificación de estos microcomponentes

genera rocas denominadas radiolaritas. Estos

productos conforman el Complejo Acrecional

de Santa Rosa.

Cretácico Inferior (145 – 100 Ma): En

esta época se infiere la formación de la Ofio-

lita de Santa Elena en el manto superior de la

Tierra. Esta ofiolita corresponde a un terreno

alóctono, que presenta al menos dos etapas

magmáticas: una del manto con intrusión de

diques de gabro pegmatíticos (emplazados

por diferencias de presión que permitieron su

movimiento por zonas de debilidad), y una

segunda etapa intrusiva de diques de dolerita.

Seguidamente, la ofiolita fue afectada

por esfuerzos tensionales a nivel geotectónico

(Fig. 8B), que generaron fracturas abiertas

de cientos de kilómetros. Las fracturas de

estas dimensiones pueden llegar a provocar

conexión del manto con la superficie terrestre,

es decir la emersión de estas rocas desde el

manto terrestre hasta la parte superior de la

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corteza terrestre. En el caso de la Ofiolita de

Santa Elena no se ha determinado aún si estos

ambientes extensionales se presentaron en una

dorsal medio-oceánica (MOR) – producto de la

separación de América del Norte de América

del Sur, o en una cuenca tras arco (back arc:

Madrigal et al., 2015).

En esta misma época se generaron otros

eventos ígneos a consecuencia de la actividad

volcánica no asociada con la Ofiolita de Santa

Elena, pero si típico en la corteza oceánica,

como: (1) el Complejo Ígneo Estratificado

de Bahía Nancite, que posiblemente emergió

por el mismo medio y al mismo tiempo que la

TABLA 1

Eventos geológicos singulares documentados en el noroeste de Costa Rica. Sup.: Superior, Dep.: Depositación

TABLE 1

Singular geologic events documented in the northwest of Costa Rica

Evento Edad (Ma) Mecanismo de formación Esquema

Primeros registros

geológicos

Pliensbachiano

(~190 - ~182 Ma)

La muerte de organismos

micrometricos representa una de

las formas de conformar rocas

sedimentarias.

Emersión de la Ofiolita

de Santa Elena

Aptiano (~124 Ma) Ambientes extensionales

asociadas a una dorsal media-

oceánica (MOR) o una cuenca tras

arco (back arc).

Comunidades bióticas Campaniano

(~84 - ~72 Ma)

Es el registro de las primeras

comunidades de corales en rocas

de Costa Rica reconocidas como

arrecifes de rudistas.

Depositación sedimentaria

y compresión

Cretácico Sup. a Mioceno

(~84 - ~5 Ma)

Primeramente sucedió la dep.

de sedimentos y posteriormente

aconteció un esfuerzo compresivo

SW-NE.

Vulcanismo explosivo Plio-Pieistoceno

(~5 - 0.6 Ma)

Registro de erupciones explosivas

de composiciones ácidas.

Coladas de lava Pleistoceno

(~2 - 0.6 Ma)

Flujos de lava que conformaron

la actual cordillera volcánica

de Guanacaste y el vulcanismo

anterior a esta.

Erosión volcánica Pleistoceno Sup.

y Holoceno

(0.129Ma - Actualidad)

Efectos de la meteorización y

erosión en los edificios volcánicos

Dunas fosiles

Holoceno (t < 0.01 Ma) Litificación de dunas por splash

marino y disolución parcial de los

fragmentos bioclásticos.

Tempestitas

Holoceno (t < 0.01 Ma)

Depósitos producto de eventos

ciclónicos.

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ofiolita, y (2) los Basaltos de las Islas Murcié-

lago, producto de erupciones submarinas tipo

gran provincia ígnea en la placa Pacífica.

Cretácico Superior (100 – 66 Ma):

Durante el Cretácico Superior las rocas de la

Ofiolita de Santa Elena comenzaron su traslado

tectónico desde el plano abisal, con profun-

didades entre 3 000 y 6 000 m b.n.m., hasta

una plataforma continental con profundidad

variable entre 0 y 200 m b.n.m. Esta plataforma

contenía condiciones favorables para el creci-

miento de comunidades de arrecifes dominadas

por rudistas y nerineas reconocidas hoy en día

como la Formación El Viejo (Fig. 8C).

En los bordes de estas plataformas es

común que se generen flujos de detritos y

avalanchas de escombros, emplazados y depo-

sitados en el talud continental, producto del

retrabajo de sedimentos y el levantamiento

tectónico por actividad sísmica. Este episodio

está representado por la Formación Santa Ana.

De forma sincrónica al crecimiento de arrecifes

y los episodios de retrabajo y sedimentación, se

dio el acarreo y posterior acumulación de mate-

riales finos a muy finos y biogénicos (muerte

de microorganismos) por acción de corrientes

marinas. Estos depósitos son identificados al

norte de la península de Santa Elena como la

Formación Piedras Blancas.

El traslado de las rocas del Nappe fue

consecuencia de una etapa con esfuerzos com-

presivos que generó un sistema de fallamiento

inverso, donde una litología o unidad de roca

más antigua se movió hasta quedar sobre una

litología más joven. Estos esfuerzos se asocian

al evento tectónico de inicios del Campaniano.

Este evento provocó la interacción entre la

Ofiolita de Santa Elena (litología más antigua)

y el Complejo Acrecional de Santa Rosa (litolo-

gía más joven), formando la Brecha Tectónica.

Paleoceno (66 – 56 Ma): Se formaron

depósitos de deslizamientos y corrientes de

turbidez en los taludes continentales (Fig. 8D).

Estos procesos ocurrieron por la inestabilidad

en los sedimentos, y fueron disparados por

sismos o cambios en el régimen y cantidad de

sedimentación por aporte de material terrígeno

relacionado a actividad volcánica y la acción de

la erosión. Estos depósitos son agrupados en la

Formación Rivas.

La depositación en ambientes más pro-

fundos en el perfil batimétrico respecto a los

depósitos del Cretácico Superior demuestran

una transgresión producida por la subsidencia

tectónica en la región estudiada. La subsiden-

cia tectónica es el progresivo hundimiento de

la corteza por el movimiento generado en las

fallas geológicas.

Eoceno (56 – 34 Ma): Representa una

época de somerización o regresión marina; es

decir, un cambio en los ambientes de deposita-

ción que varían desde profundos a someros con

abundancia de ondulitas (Fig. 8E). Las onduli-

tas se generan por movimientos tipo vaivén de

agua, como el movimiento del agua salada en

las playas. Estas rocas son nombradas como

Formación Brito.

El relleno de la cuenca se asocia a un cam-

bio en el régimen de depositación en la cuenca,

por aporte continuo de sedimentos desde un

arco de islas activo, o el evento tectónico a

mitad del Eoceno. Los eventos tectónicos son

sucesos donde se presentan cambios en las

condiciones de deformación que modifican el

patrón de esfuerzos y por tanto las condiciones

de depositación dentro de una cuenca. Algunos

ejemplos de eventos tectónicos son cambios

en la dirección de movimiento de placas tec-

tónicas, desplazamientos a lo largo de fallas o

levantamientos regionales. Este evento tectóni-

co marca el inicio de una fase compresiva que

dio origen al tren de pliegues entre el golfo de

Santa Elena y bahía de Salinas.

Oligoceno (34 – 23 Ma): Durante el

Oligoceno continuó el relleno de la cuenca

representado por la fase final de somerización.

Esta somerización a inicios del Oligoceno

está representada por depósitos con estruc-

turas sedimentarias que evidencian picos de

energía, corrientes multidireccionales y sedi-

mentos en suspensión, los cuales son típicos

de tormentas en zonas de poca profundidad

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Revista de Biología Tropical, ISSN: 2215-2075 Vol. 69(Suppl. 2): S36-S59, October 2021 (Published Oct. 30, 2021)

(Fig. 8F). Estos depósitos se identifican como

Formación Junquillal.

Para finales del Oligoceno el registro geo-

lógico lo comprende la Formación Punta Pela-

da. Durante esta época, predominó un ambiente

marino somero típico de arrecifes coralinos de

poca profundidad con influencia de corrientes

fuertes, un aporte terrígeno continuo, cambios

frecuentes de energía en el medio y cambios en

el nivel relativo del mar (Fig. 9A).

Mioceno (23.03 – 5.3 Ma): El Mioceno

no presenta registro litológico, por el levan-

tamiento abrupto asociado al final de la etapa

tectónica compresiva que generó el tren de

pliegues entre el golfo de Santa Elena y bahía

de Salinas (Fig. 9B).

Plioceno (5.3 – 2.58 Ma): La tectónica

compresiva durante el Mioceno contribuiría

a la elevación del arco de islas volcánico con

Fig. 8. Procesos depositacionales del Jurásico al Oligoceno Inferior.

Fig. 8. Depositional processes from Jurassic to Lower Oligocene.

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un sustrato de las sedimentitas plegadas, sobre

las cuales se depositaron los productos de las

grandes erupciones volcánicas explosivas (Fig.

9C). Este tipo de actividad permitió la colma-

tación de la cuenca y el término de la deposi-

tación bajo el nivel del mar. Además, generó

los relieves planos que dieron paso a la Meseta

Volcánica de Santa Rosa.

Pleistoceno (2.58 – 0.01 Ma): A inicios

del Pleistoceno todavía imperaban las condicio-

nes de vulcanismo explosivo. Al mismo tiempo

hubo un cambio geotectónico en los esfuerzos

que provocó el eje de basculamiento, por ende

la leve inclinación de la Meseta de Santa Rosa

hacia el este franco. Se construyeron los edi-

ficios previos a la cordillera volcánica actual

(Formación Monteverde), con lavas predomi-

nantes y algunos eventos de ignimbritas y la

formación de calderas, y la construcción de la

cordillera volcánica de Guanacaste (macizos

Orosí-Cacao y Rincón de la Vieja).

En la etapa final del Pleistoceno y el inicio

del Holoceno se consolidó un predominio de

derrames lávicos o coladas de lava y depósitos

lacustres (Fig. 9D).

Holoceno (0.01 Ma – actualidad): El

Holoceno para el noroeste de Costa Rica

comprende el estado actual de evolución de

la Cordillera de Guanacaste, con fases cons-

tructivas (lavas predominantes y piroclastos

subordinados) y fases erosivas que incluyen la

génesis de eventos laháricos y de avalanchas

volcánicas como consecuencia de la denuda-

ción física y actividad eruptiva de los macizos

Orosí – Cacao y Rincón de la Vieja (Fig. 9E).

Otros depósitos fueron producto de la erosión

Fig. 9. Procesos depositacionales del Oligoceno Superior al Holoceno (presente).

Fig. 9. Depositional processes since Upper Oligocene to Holocene (present).

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y depositación eólica, que dieron lugar a dunas

y paleodunas, erosión gravitatoria con la frag-

mentación de las rocas para generar coluvios,

y erosión hídrica como lo son las tempestitas y

los depósitos aluviales, producto de la acumu-

lación de sedimentos finos a gruesos en zonas

donde se presenta agua en movimiento.

Conclusiones

El contexto geológico mostrado en esta

investigación presenta elementos geológicos

únicos a nivel nacional como las dunas fósiles,

depósitos producto de fuertes tormentas, rocas

del manto terrestre, rocas asociadas con la evo-

lución biótica de arrecifes coralinos dominados

por rudistas durante el Cretácico Superior

(hasta 83.6 Ma) y el plegamiento de rocas

sedimentarias que tuvieron procesos de erosión

y depositación, conformando una discordancia,

la cual luego fue parcialmente cubierta por

depósitos ignimbríticos voluminosos. Además,

en esta zona se tiene el reporte de la datación

más antigua de Costa Rica correspondiente al

Pliensbachiano – Jurásico Inferior (~190.8 –

~182.7 Ma: DeWever et al., 1985).

Esta investigación considera que las rocas

del área de estudio se pueden incluir en cinco

grupos según sus características: rocas de afi-

nidad oceánica u Ofiolita de Santa Elena,

rocas sedimentarias, eventos extrusivos de tipo

explosivo, rocas efusivas y depósitos recientes.

Además, las rocas del área de estudio eviden-

cian al menos cuatro fases compresivas: Cre-

tácico Inferior (~145 – ~100.5 Ma), Cretácico

Superior temprano – Campaniano temprano

(~100.5 – 72.1 Ma), Eoceno Superior – Mio-

ceno (37.8 – 5.333 Ma) y Cuaternario (2.58

Ma – hoy en día).

Las morfologías y la constitución de los

suelos son producto de los procesos geológicos

acaecidos en el noroeste de Costa Rica. Cada

una de estas fases tiene injerencias en el terreno

respecto a las especies vegetales encontradas

y el uso de la tierra. Por lo tanto, es posible

establecer una relación directa entre la geosfera

y la biosfera. Esta relación permite delimitar

cuatro zonas geológicas que según su afinidad

condicionan la vegetación y la fauna, por lo que

suelen ser fáciles de reconocer por sus cambios

abruptos. La primera zona está conformada por

las rocas de la Ofiolita de Santa Elena que no

permiten el desarrollo habitual de la vegeta-

ción, solamente árboles de tamaño pequeño,

por su alto contenido de magnesio y otros ele-

mentos. Las rocas sedimentarias representan la

segunda zona, que presenta una mayor afinidad

con los componentes bióticos. Por tanto, la

mayor diversidad de especies está presente a

donde afloran estas rocas. La tercera zona son

las planicies volcánicas producto de los eventos

extrusivos de tipo explosivo, las cuales limitan

esta diversidad y se reconoce vegetación con

ausencia de hojas o son de tamaño reducido.

Por último, las rocas efusivas con piroclastos

subordinados representan terrenos muy fértiles

con las condiciones ideales para el desarrollo

intenso de vegetación y cultivos.

Declaración de ética: los autores declaran

que todos están de acuerdo con esta publica-

ción y que han hecho aportes que justifican

su autoría; que no hay conflicto de interés de

ningún tipo; y que han cumplido con todos los

requisitos y procedimientos éticos y legales

pertinentes. Todas las fuentes de financiamien-

to se detallan plena y claramente en la sección

de agradecimientos. El respectivo documento

legal firmado se encuentra en los archivos

de la revista.

AGRADECIMIENTOS

A Karla Vásquez F., Yoselyn Álvarez S.

y Adrián Obando A. por sus valiosos aportes

durante la realización del texto de este artículo.

También a Róger Blanco y Alejandro Masís, del

Área de Conservación Guanacaste, por permitir

el desarrollo de esta investigación. Además,

a Marco Díaz Segura del Museo +UCR por

facilitar algunas fotografías mostradas en este

manuscrito y a los revisores anónimos por sus

valiosos aportes y comentarios en pro de mejo-

rar el documento final. Este artículo fue parte

del proyecto B0-242 del Centro de Investiga-

ción en Ciencias Geológicas de la Universidad

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de Costa Rica, titulado Fortalecimiento de la

investigación en Estratigrafía y Tectónica.

RESUMEN

Introducción: El noroeste de Costa Rica representa un

área con una alta riqueza geológica que evidencia rocas

generadas en diferentes ambientes, como plano abisal,

talud continental, plataforma continental, volcánicos con-

tinentales efusivos y explosivos, volcánicos submarinos,

costeros, erosivos fluviales, erosivos gravitatorios, de

intrusión y el manto terrestre.

Objetivo: Describir el contexto geológico actual del

noroeste de Costa Rica, mediante el análisis y recopilación

de datos de campo, geoquímicos, petrológicos, estructura-

les, paleontológicos y radiométricos con el fin de recons-

truir los eventos y etapas de deformación desde el Jurásico

a la actualidad.

Métodos: Se hizo una recopilación bibliográfica de estu-

dios en diversas ramas geológicas para establecer un estado

del arte del extremo noroeste de Costa Rica.

Resultados: La historia geológica representa el registro en

rocas desde el Jurásico al Holoceno – actualidad con once

etapas definidas a partir de interpretaciones petrológicas,

estructurales, geocronológicas, estratigráficas y paleontoló-

gicas agrupadas en tres etapas de depositación y afectadas

por cuatro fases tectónicas compresivas.

Conclusiones: Las etapas de depositación corresponden

con una primera etapa magmática con afinidad oceánica

entre el Jurásico y el Cretácico Superior, una segunda etapa

predominantemente sedimentaria con un rango de edad

entre el Cretácico Superior y el Oligoceno, y por último

una etapa volcánica efusiva – explosiva ubicada desde el

Plioceno hasta la actualidad. Las fases tectónicas se asocian

con diferentes eventos entre placas. La primera se dio en

el Cretácico Inferior y su principal resultado visible fue la

emersión de la Ofiolita de Santa Elena; la segunda sucedió

del Cretácico Superior temprano al Campaniano y su reco-

nocimiento está ligado a la posición actual de la Ofiolita de

Santa Elena y sus estructuras circundantes; la tercera fase

aconteció desde el Eoceno Superior hasta el Mioceno y su

principal producto fue la generación del tren de pliegues

sedimentarios del Golfo de Santa Elena a bahía de Salinas;

y por último se presenta una fase Cuaternaria que originó el

eje de basculamiento de los productos piroclásticos frente a

la cordillera volcánica de Guanacaste.

Palabras clave: Ofiolita de Santa Elena; historia geoló-

gica; compresión; erupción volcánica; Guanacaste; fase

tectónica; roca sedimentaria.

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