Informe Guanacaste

8/17/2019 Informe Guanacaste

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UNIVERSIDAD DE COSTA RICA

ESCUELA CENTROAMERICANA DE GEOLOGÍA

GEOMORFOLOGÍA: G-0316

Profesora: Dra. Isabel Arozarena Llopis

Profesor guía: Lic. Luis Gmo. Salazar Mondragón

INFORME GEOMORFOLÓGICO DE LA GIRA DE CAMPO A GUANACASTE

2/11/11

Estudiante: Carlos Solís Rojas

A76346

Ciudad universitaria Rodrigo Facio; San Pedro, Montes de Oca


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CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN

El presente capítulo reúne los aspectos básicos de la zona de observación y del trabajo realizado en

el mismo. Se ubican de la forma más general posible los lugares de afloramiento durante la gira, ver figura 1.

1.1 Ubicación geográfica de la zona visitada.

La zona de estudio comprende desde

localidades de la provincia de Alajuela como Palmares

y San Ramón, hasta localidades de la provincia de

Guanacaste.

1.2

Objetivos

Objetivo general:Realizar integración de conceptos relativos a la relación entre la morfología del terreno y el tipo de roca queconforma el relieve.

Objetivos específicos:

Relacionar las diferentes tipos de morfologías. Ubicar los afloramientos en las hojas topográficas respectivas.

Obtener mapas geomorfológicos de las zonas analizadas a partir de los apuntes de campo.

Recopilar datos geológicos y geomorfológicos.

Recolección de muestras para su descripción en el informe de campo.

Ubicación geográfica en el mapa. Reconstruir la historia geológica del área visitada con base en la información obtenida en el campo.

Observar y relacionar las formas del terreno con lo visto en clase (teoría).

Medir dimensiones de formas y calcular líneas estructurales.

Integrar conclusiones sobre las distintas formaciones geológicas aflorantes en las zonas visitadas.

Dominar el fenómeno de erosión por la actividad del mar y la corriente en las zonas costeras.

Fig. 1: Ubicación del área de estudio y rutas de acceso. Tomado

y modificado de: www.mapasdecostarica.info/


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1.3 Metodología

El método de trabajo es la descripción de las formas en cada uno de los puntos (afloramientos)

observados en los tres días de duración de la gira. En los tres días los métodos utilizados fueron: la

observación directa de las formas, dibujo de esquemas de campo, recolección de muestras con la piqueta,

mediciones con cinta métrica, uso de la brújula y del folleto de teoría para comparación; además, se trabajó

en la zona de la costa y se utilizaron principalmente los instrumentos de medición, esquemas de los

afloramientos y lápices de color para pintar sobre las hojas topográficas.

En general la metodología que se sugiere es:

Localización en las hojas topográficas. Observación.

Dibujo esquemático del sitio y del relieve (indicando el norte y una escala aproximada).

Tipo de roca y la formación a la que pertenece.

Discusión. Mapa geológico a partir del mapa topográfico.

1.4 Materiales:

Parte de las hojas topográficas del IGN escala 1: 50 000: Barba, Naranjo, Barranca, Cañas, CarrilloNorte, Diriá, Curubandé, Matambú y Talolinga.

Libreta de campo.

Lápiz de dibujo y de colores.

Cinta métrica.

Piqueta.

Brújula.

Lupa 10x – 20x.

Chaleco.

Folleto de laboratorio y teoría de geomorfología. Leyenda geomorfológica

1.5 Rutas de acceso:

El recorrido inicia desde San José tomando la ruta 1, carretera Interamericana hasta la provincia de

Alajuela. Desde Alajuela hasta Palmares y Naranjo por la ruta 1 de la Interamericana. Finalmente

continuando por la Interamericana hasta la provincia de Guanacaste visitando distintas localidades como

Cañas, Liberia, El Coco, Filadelfia, Santa Cruz y Nicoya (ver figura 1).

CAPÍTULO 2: GEOMORFOLOGÍA LOCAL Y REGIONAL

Hoja Barba


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Sector meridional del Piedemonte Volcánico Cuaternario relativo a los volcanes Poás, Barva y asociados

(modificado de Bergoeing & Malavassi, 1982)

Ubicación: La unidad cartografiada forma parte de los depósitos del flanco S de los estratovolcanes actuales

y extintos (Platanar-Porvenir-Viejo, Poás-Congo, Barba-Cacho Negro, Zurquí y sector occidental del Volcán

Irazú) de la Cordillera Volcánica Central (modificado de Bergoeing & Malavassi, 1982). Limita al Sur con la

Falla Alajuela, por ende con la Meseta Volcánica del Valle Central. Al Norte colinda con los macizos del

Barva y Poás.

Morfografía. Unidad definida y modificada de Bergoeing & Malavassi (1982), exponen que el relieve es

ondulado con cauces profundamente entallados debido a la erosión. Según Obando (2004) a partir del

centro de emisión volcánica del Barva se encuentran drenajes radiales con dirección NE - SW caracterizados

por profundos cañones, con aumento de la capacidad erosiva al incrementar la altitud (ríos Ciruelas,

Alajuela, Itiquís, Guararí y otros); Hacia el S y W del Volcán Barva las laderas denudacionales tienen

topografía suavizada por lo que las pendientes varían de suaves (0° - 5°) a moderadas (25°-30°), buzantes

hacia el SW (Obando, 2004). Madrigal & Rojas (1980) sostienen que las laderas del sector sur del Poás son

debidas exclusivamente al acúmulo de coladas lávicas con cierta influencia denudacional.

Tipo de roca: Depósitos alternos de lavas, cenizas, lahares y depósitos torrenciales de ríos (modificado de

Bergoeing & Malavassi, 1982). Según Ruiz et al., (2010) las coladas lávicas que conforman el flanco sur del

Poás están cubiertas por la Unidad Toba de Lapilli Poás (Pleistoceno tardío a Holoceno), compuesta por

piroclastos con tamaños de ceniza y lapilli, con espesores superiores a 7 m. Además Obando (2004) define

como unidad geomórfica el campo de piroclastos (2 capas de 15 y 8 m de espesor máximo) que cubre las

litologías subyacentes de los flancos W y S del volcán Barva.

Morfogénesis y edad : Es resultado del apilamiento de coladas lávicas desde el nacimiento hace poco menos

de 1.5 m.a de los estratovolcanes actuales y extintos (o dormidos) que definen la Cordillera Volcánica

Central (según dataciones en Alvarado et al., 1992). Para el Volcán Poás Ruiz et al., (2010) denotan tres fases

temporales en el desarrollo del macizo iniciando hace casi 1 m.a, sin embargo los depósitos mas antiguosque pudieron estudiar en el flanco sur son del Pleistoceno Medio (0.6 m.a), correspondientes a la Unidad

Andesitas La Paz (o Paleo Poás según otros autores) mientras que los depósitos mas recientes tienen de 40

000 a 2000 años (Unidad Toba de Lapilli Poás).

Falla de Alajuela

Ubicación: Tiene un rumbo variable entre E – W y WNW que se extiende por unos 20 Km desde la ciudad de

Grecia al Oeste hasta la ciudad de Santa Bárbara al Este (Montero et al., pág. 15, 2010).

Morfografía: De propagación inversa (con ángulo bajo por definición), plano de falla buzante hacia el Norte.

El escarpe conspicuo hacia el centro (con alturas entre 150 y 200 m) y atenuado al alejarse a los bordes,

constituye el límite Sur del Volcán Poás (Montero et. al., 2010). Particionada debido a fallas neotectónicas

de esfuerzos transcurrentes; la atraviesan con rumbos grosso modo N –S por lo que se le ha descrito en

planta con patrón festoneado o en bloques (Salazar, com. oral 2011; Montero et. al., 2010). El escarpe

constituye el flanco de un anticlinal por lo que el área de falla -de 3Km de ancho según Salazar (com. oral,

2011)- es el techo de un pliegue originado por el encabalgamiento del bloque que contiene al Volcán Poás


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sobre la Meseta Ignimbrítica del Valle Central. Por esta razón existen represamientos y cuencas en los

techos de los sinformes, en la parte trasera del escarpe (Montero et al., 2010).

Existen fracturas en el área de falla paralelas al escarpe principal que parecen ser fallas normales

debido a las formas en horst y graben que se observan. Sin embargo corresponden más a grietas causadas

por relajación de la estructura al cesar el encabalgamiento del bloque Norte (Salazar, com. oral, 2011).

Salazar (com. oral, 2011) describe el lado Oeste del escarpe como más erosionado y con los ríos

bastante encajados mientras que el lado Este más juvenil, con los ríos no tan encajados. Sin embargo,

Montero et. al., (2010) publican que en el sector de Santa Bárbara el escarpe se encuentra enmascarado

debido a coladas del Volcán Barba.

Adicionalmente se le puede considerar como un límite de depresión volcano-tectónica según la

Carta Geomorfológica de Italia debido a ser también límite de la Meseta Ignimbrítca del Valle Central,

relleno volcánico de la Depresión Tectónica Central (comúnmente llamada Valle Central). La fuerte

pendiente ha sido interpretada como terrazas de lago y de río, alineamientos de frentes de coladas de lavas

y como falla normal (Montero et al., 2010).

Morfogénesis: Surge la interrogante sobre las causas -en orden cronológico- del comportamiento tectónico

de la falla Alajuela y demás fisuras aledañas del sistema neotectónico del Poás: Por esfuerzos tectónicos

regionales, actividad volcánica o ambas (Montero et al., 2010).

Tipo de roca: Coladas lávicas del Poás, Barba y probablemente del Viejo-Porvenir-Platanar; depósitos

aluvionales y lacustres afloran en diferentes localidades (Montero et al., 2010). En el techo o área de falla

sobresalen los flujos de detritos (debris flows) y depósitos lacustres en las partes sinformes según Montero

et. al., (2010).

Edad: 0.04 m.a < x = Pleistoceno < 0.3 m.a (Montero et. al, 2010). Edad a favor de un escarpe de línea de

falla debido a la intensidad del clima tropical sobre el cual se ha ubicado Costa Rica desde sus etapas de

formación. Se ha publicado que la falla podría haberse bifurcado desplazando un vector de deformación más

hacia al frente respecto al del escarpe principal (Montero et. al, 2010) aunque no se cuenta con suficientes

datos para corroborarlo con certeza. Por lo tanto puede ser debido a la inactividad de la falla: Se haerosionado el escarpe de falla y han quedado

remanentes de su antigua posición; entonces las

pocas evidencias de un escarpe producido por

bifurcación pueden ser las del escarpe de falla. Sin

embargo, se ha asociado actividad secundaria

reciente con esta falla según Montero et al., (2010)

por lo que también podría asociarse la bifurcación del

escarpe principal con los esfuerzos del Pleistoceno

tardío-Holoceno.

Relleno volcánico, Meseta Ignimbrítica o Piso del Valle Central

Fig. 2: Posible bifurcación de la falla Alajuela. Tomado de

Montero et. al., (2010)


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Ubicación: Constituye las ciudades de Alajuela, Santa Bárbara, Heredia, San José. Según Salazar (com.

escrita, 2011) es limitado al S por el cañón fluvial del Río Virilla, los cerros del Grupo Aguacate y su

piedemonte, mientras que al W limita con el cañón fluvial de Río Grande y al E con aluviones recientes de

acumulación caótica. Al Norte se deduce que limita con la Falla Alajuela según Ruiz et al., (2010).

Morfografía: Superficie plana ondulada cortada por cauces y con lomas de baja altura. Incluye las faldas de

los cerros que la limitan (Madrigal & Rojas, 1980), lo cual implicaría un desajuste con Salazar (com. escrita,

2011) porque este considera el Piedemonte Volcánico Cuaternario (laderas de la Cordillera Volcánica

Central) ubicado al Norte y el Piedemonte Meridional al S, constituido por las faldas norte de la Serie Calco-

Alcalina del Grupo Aguacate (Alvarado et al., 1992).

Tipo de roca y edad : Ignimbritas, lavas y tobas cubiertas por ceniza de espesor variable. Al menos en el lado

sur tienen 100 m de espesor y descansan sobre rocas sedimentarias como la Formación Térraba y San

Miguel (Madrigal & Rojas, 1980).

Ruiz et al., (2010) definen la unidad como el Piso del Valle Central (P.V.C), compuesto por la

Formación Colima (previamente llamada Lavas Intracañón) de edad entre 0.758 m.a y 0.33 m.a; espesor

promedio de 100 m y compuesta por lavas porfiríticas en la base (Colima Inferior), ignimbritas (Miembro

Puente Mulas) en el medio, y lavas con textura fluidal en la parte superior (Miembro Colima Superior). Sobrela Fm. Colima ubican la Formación Tiribí (originalmente denominada Depósitos de Avalancha Ardiente) de

edad entre 0.33 y 0.3 m.a, compuesta por Ignimbritas.

Morfogénesis: Según Madrigal & Rojas (1980) el Valle Central es en realidad un graben o fosa tectónica

(horst) limitada por fallas que se extienden a todo lo largo del pie de la Sierra Volcánica Central y los Cerros

de Escazú, Tarbaca y otros. Creen que al hundirse el bloque a fines del Mioceno o principios del Plioceno se

dio lugar a un vulcanismo fisural que dio origen a la Cordillera Volcánica Central y a la Formación Pacacua al

Sur de la Meseta Ignimbrítica. Debido a que los afloramientos datados por Alvarado et al (1992) y Ruiz et al

(2010) no superan los 1.5 m.a se considera que esta actividad volcano-tectónica correspondería con el

estadio de puente-istmo o cordillera montañosa del Plioceno al reciente según Seyfried & Sprechmann

(1985).

Fig. 3: Vista en planta del sector reconocido en campo de la Hoja Barba 1: 50 000


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Hoja Naranjo

Depresiones de acumulación volcano-lacustre (modificada de Bergoeing & Malavassi, 1982)

Ubicación: Mitad izquierda de la Hoja Topográfica Naranjo 1: 50 000. Las ciudades de San Ramón y Palmares

están ubicadas en cada una. Al W de San Ramón se ubica el Río Barranca, el área se ubica en el extremo W

del Valle Central (ver fig. 2).

Morfografía: Son estudiadas 2 planicies dentro de 2 tipos -a grandes rasgos- de topografía montañosa: a

diferencia del cuadrante SW de la Hoja Naranjo 1: 50 000 (al sur de las depresiones), el área presenta

pendientes y relieves mas suavizados. En el cuadrante NE de la hoja los drenajes son radiales alargados hacia

el SW por ser el flanco suroeste del Poás. Al S de Palmares los Cerros del Aguacate presentan una topografía

y pendientes más accidentadas, además drenajes entre dendríticos lo cual indicaría litologías muy

uniformes, resistentes y en este caso rocas ígneas homogéneas, donde no hay control estructural

(Arozarena, com. escrita 2011). Lo anterior debido a encontrarse las anormales planicies sobre el

Piedemonte Meridional Oeste, muy cerca del limite con el Piedemonte Volcánico Cuaternario (ver fig. 2).

El valle de San Ramón tiene una forma longitudinal N – S con aproximadamente 15 Km2 mientras

que el de Palmares es ovalado con alrededor de 14 Km2

. Uno al lado del otro, separados entre si por unaserie de cerros no mayores a 1 Km

2 orientados en 1 dirección, pertenecientes al Piedemonte Meridional

Oeste (ver fig. 2). De N a S, Cerros: San Isidro, Piedra Grande, Alto La Cima y La Cruz.

Morfogénesis, tipo de roca y edad : Ambas depresiones corresponden con 2 calderas volcánicas rellenas con

sedimentos volcano-lacustres (diatomitas con 20 – 30 m de espesor sobre cenizas) del Pleistoceno (Salazar,

com. oral, 2011). Se encuentran separadas por un dique de basalto. 2 posibles causas del vaciamiento de la

cámara magmática y en este caso, consecuente culminación de la actividad volcánica son:

1. Repliegue del magma para ser emplazado en otra área (Salazar, com. oral, 2011);

2. Serie de 1 o mas eventos eruptivos con suficiente intensidad.

La edad de los colapsados conos volcánicos es del Plioceno (Bergoeing & Malavassi, 1982), al igualque el dique basáltico que los separa entre sí (Salazar, com. oral 2011). Al respecto Alvarado et al., (1992)

publican que cerca del borde W de la caldera de San Ramón (Tajo Santiago: 481.5 W; 228 N) las rocas tienen

una edad de 3.2 +- 0.2 m.a y como litología andesitas básicas. Además informan que el dique es de basalto

con 2.1 +- 1.3 m.a, lo cual concuerda con Salazar (com. oral, 2011). Las litologías son sutilmente distintas por

lo que el dique probablemente está algo desfasado a la formación de los conos, con lo cual queda dicho que

originalmente podría haber sido 1 cráter.

El Piedemonte Meridional Oeste corresponde a la Serie Calco-Alcalina del Grupo Aguacate -de edad

entre Mioceno Superior y Plioceno- (Alvarado et al., 1992). Consiste en basaltos ricos en álcalis hasta

andesitas con frecuentes intercalaciones de tobas, ignimbritas y otros. Cubre la totalidad de los Montes del

Aguacate y parte de la serie toleítica mas al Norte.


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Hoja Barranca

Barras de meandro del río Barranca

Ubicación: Hoja Barranca, 220, 5 N – 460.5 E (Hoja Miramar) hasta 219 N – 458.8 E.

Morfografía y génesis: Al menos para la primer barra de punto desde el Norte (Hoja Chapernal) la

verdadera causa de su origen es antrópica según Salazar (com. oral, 2011). Detalló que la artificial barra se

creó con el objetivo de construir el puente sobre el río con lo cual su cauce fue desviado hacia el NWacentuando notablemente un leve cauce meandriforme anterior. Para el resto de barras de punto el río las

produjo debido posiblemente a la influencia estructural que tuvo la topografía en el labrado del canal y/o la

posición muy próxima al nivel de base regional. Existe la posibilidad de un leve encajamiento

(evidenciado en la curva de erosión en 219.5 N – 460 E) por causas probablemente tectónicas: el nivel de

base retrocedió por levantamiento tectónico y el río aumentó su capacidad erosiva dando un leve

encajamiento de los meandros previamente formados. Tal vez por esa razón Salazar (com. oral, 2011) las

llamó terrazas fluviales.

Fig. 4: Mapa geomorfológico del Valle Central de C.R. Modificado de Bergoeing & Malavassi, 1982.

Nota: La unidad #6 se le ha denominado Piedemonte Meridional Oeste por ser la continuación de la #5. La diferencia

original se debe a ser distintas las litologías.


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Perfiles transversales del río paralelos al puente de la carretera son asimétricos debido a buzar las

rocas de los Miembros Roca Carballo (lado oeste) y Mata de Limón (lado este) hacia el NW (Fm. Punta

Carballo; Denyer et al, 2003).

Edad y tipo de roca: Depósitos aluviales del Cuaternario (Denyer et. al, 2003) forman el fondo del cauce

mientras que las laderas pertenecen a la Fm. Punta Carballo (Denyer et al, 2003) de edad Mioceno). El

Miembro Mata de Limón corresponde con rocas volcaniclásticas: brechas conglomerádicas (debris flows y

pumice flows), areniscas y limolitas con intercalaciones de tobitas blancuzcas y algunos conglomerados

verdosos (Denyer et al, 2003). El Miembro Roca Carballo corresponde con una secuencia de areniscas,

lutitas, conglomerados, brechas y tobas (Denyer et al., 2003).

Abanico aluvial activo del Río Barranca

Ubicación: Tentativamente a partir de la sección inferior del Río Barranca que inicia en 219.3 N; 459 E

(ápice). El limite oeste cerca de la línea ferroviaria (Madrigal y Rojas, 1980) mientras que al este colinda con

escarpes rocosos de la Fm. Punta Carballo.

Morfografía: Forma alargada con alrededor de 4 Km de largo y 1.5 Km de ancho máximo. Drenaje

entrelazado (resaltan barras longitudinales y terrazas fluviales) con cauces inactivos debido probablemente

Fig. 5: Vista en planta de la desviación artificial del río Barranca; Hojas Miramar y Barranca 1: 50 000. Tomado de

Google Earth.

N


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a cambios en el régimen fluvial, aporte sedimentario, actividades antrópicas, variaciones en el nivel de base,

entre otros.

Morfogénesis: Según Arozarena (com. escrita, 2011) el drenaje entrelazado es indicio de ríos con importante

suministro de sedimentos, sobretodo de fracciones gruesas, y pendientes acusadas mayores que en ríos

meandriformes. Se comprobó el flujo turbulento en campo y la topografía montañosa al norte por lo que es

de suponer que la composición granulométrica del aluvión sea acorde a lo expresado por Arozarena (com.

escrita, 2011) además de estar seleccionada por definición.

En teoría las pendientes de un canal trenzado son mayores a las de uno meandriforme por lo cual

se puede hipotetizar que la meandromorfización del cauce aguas arriba obedece a causas estructurales.

Sobretodo porque las barras de meandro creadas naturalmente no son muy amplias. Sin embargo también

podría ser el caso de ser el cauce meandriforme aguas arriba más antiguo que el abanico aluvial. Las laderas

rocosas son de edad Mioceno, mientras que el abanico es del Cuaternario. El nivel de base en ese intervalo

definitivamente tuvo transgresiones.

Tipo de roca y edad: Depósitos aluvionales del Cuaternario según Denyer et al (2003)

Micro delta del río Barranca

Ubicación: 216 N – 455.5 E, Hoja Barranca.

Morfogénesis: Debido a la tipología tectónica de la costa pacífica de Costa Rica la misma es de tendencia a

presentar acantilados de origen estructural con influencia marina; al menos para las costas situadas cerca de

topografía montañosa como la Cordillera Costeña. La distancia que poseen los ríos para depositar su carga

es muy corta debido a la enorme proximidad de topografía montañosa a las costas del Pacífico Central. El

río Barranca hasta muy cerca de la costa deja de ser un flujo turbulento sufriendo una transición muy

abrupta a la zona inferior, con lo cual naturalmente invadiría la línea de costa para finalizar la depositación

de su carga sedimentaria, dando como origen al delta en cuestión.

Morfografía y tipo de roca: Con forma de cúspide arenosa, compuesta por depósitos aluvionales del

Cuaternario (Denyer et al, 2003).

Extremo Este del Cordón litoral de Puntarenas y antiguas líneas de costa de Barranca

Ubicación: Extremo NW de la Hoja Barranca 1: 50 000.

Morfografía: Relieve plano, las líneas de costa se sitúan desde Chacarita a la población de Barranca con un

contorno paralelo a la costa actual (Madrigal & Rojas, 1980). Alrededor de 8 Km

2

tiene el extremo este delcordón litoral de Puntarenas. Confluye con el abanico activo e inactivo del río Barranca.

Morfogénesis (Madrigal & Rojas, 1980): El Río Barranca desembocaba donde hoy se ubica el puente

ferroviario. Sus aportes sedimentarios eran distribuidos hacia el Oeste por las corrientes litorales. Esto

produjo el avance del terreno al mar en una forma intermitente y originando lomos o líneas de costa. En

determinado momento el desarrollo de la costa fue interferido por el Río Naranjo, cuyas aguas comenzaron


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a hacer que las partículas arrastradas golfo adentro fueran precipitadas cerca de su desembocadura lo cual

derivó en Puntarenas.

Edad: Pleistoceno (Madrigal y Rojas, 1980). Salazar (com. oral, 2011) mencionó que la forma corresponde al

abanico inactivo del Río Barranca. Se considera lógico sólo si esta forma es posterior a la formación del

cordón litoral debido a que un abanico aluvial debe ser construido sobre tierra firme, de lo contrario debería

ser llamado delta antiguo del río Barranca.

Estuario/estero de Mata Limón

Ubicación: 212.5 N – 459. 5 E; Hoja Barranca 1: 50 000.

Morfografía: De forma circular, 3.5 Km2 de área, sujeto a la acción del régimen mareal del área.

Morfogénesis: Un es

Tipo de roca: Depósitos aluviales del Cuaternario (Denyer et al., 2003).

Sinclinal Caldera (Denyer et al, 2003) y acantilados asociados

Ubicación: El sinforme forma parte de un sistema de pliegues con dirección grosso modo NW – SE, paralelos

a la fosa mesoamericana (Denyer et al, 2003).

Morfografía: El flanco (buzante hacia el NE) que es cortado por la línea de costa constituye una serie de

acantilados activos e inactivos. Algunos con plataformas de abrasión (playas) asociadas. Otros se adentran a

la zona de tierras emergidas renunciando a interacciones directas con el mar, acantilados abandonados o

inactivos.

Morfogénesis: Los acantilados constituyen la sección transversal del flanco del sinclinal de Caldera (Denyer

et al., 2003) que limita con la costa. De origen marino, mientras que el sinclinal es de origen tectónico. Los

acantilados abandonados (Salazar, com. oral 2011) también son de origen marino pero han retrocedido

probablemente debido a una regresión marina o levantamiento tectónico con componente horizontal

grosso modo NE – SW. Ahora son escarpes de erosión fluvial según la leyenda geomorfológica de Italia 1: 50

000.

Tipo de roca: Miembro Roca Carballo (secuencia de areniscas, lutitas, conglomerados, brechas y tobas;

Denyer et al., 2003).

Hoja Cañas

Cerro Pelado y próximos

Ubicación: Extremo sureste de Hoja Cañas 1: 50 000.


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Morfografía: Conjunto volcánico constituido por un “cono” principal (Cerro Pelado, erosionado por la

quebrada Agua Agria) con coladas de lava asociadas bien definidas al norte y suroeste (por ejemplo Loma

Rey). Además 2 o 3 “conos” lo rodean por el lado oeste, noreste y este (Madrigal y Rojas, 1980). La unidad

está limitada al norte y sur por los ríos Higuerón y San José, respectivamente (Madrigal y Rojas, 1980). Cerro

Pelado constituye la prominencia en el extremo izquierdo de la figura 6.

Edad de la forma y morfogénesis: Sobre el conjunto volcánico Alvarado et al., (1992), publican 2 dataciones

radiométricas justo después de los límites de los ríos Higuerón y San José, ambas dentro de la época

Plioceno. El conjunto volcánico pertenece a la Serie Calco-Alcalina del Grupo Aguacate de edad Mioceno

Superior – Plioceno (Alvarado et al., 1992).

Aunque la morfología y geología regional sugieren al Cerro Pelado como un volcán extinto, pocos

estudios en detalle se han realizado para discernir si es un domo, cuello o cono volcánico silicificado por

alteración hidrotermal (Aiazzi et al., 2004). Lo mismo con los cerros próximos, no han sido estudiados

detalladamente como para concluir su morfogénesis.

Independientemente de la morfología original, es de suponer que la formación de un relicto

volcánico implica una tasa de inactividad absoluta para que la erosión pueda labrar la forma. Además la

denudación de una prominencia (en este caso volcánica) también es función de la intensidad del clima de la

región. C.R desde sus etapas de formación se ubica en zona tropical por lo que se puede hipotetizar a

grandes rasgos que un volcán del Plioceno (5.3 – 1.8 m.a) erosionado “hasta la raíz” requiere un clima

intenso. También influyen el tipo de actividad volcánica, dimensiones de la forma, aspectos petrográficos

(composición, dureza, permeabilidad, relaciones texturales, densidad de oquedades o diaclasas

prexistentes), entre otros factores. El alcance de factores relativos a la resistencia de la forma frente a su

denudación en climas tropicales, puede ser menor que en otros climas.

Tipo de roca: Andesitas (Alvarado et. al., 1992) profundamente alteradas por la fase fumarólica de la

senectud de su actividad (Madrigal y Rojas, 1980). Las lavas de Higuerón pertenecientes al Grupo Aguacate

(datadas entre 8.7 – 3 m.a: Mioceno Superior - Plioceno) constituyen el basamento de las Brechas Lávicas

(Grupo Aguacate: Plioceno) y Rocas Silicificadas de Cerro Pelado (Grupo Aguacate: Plioceno) según Aiazzi et

al, (2004). Está rodeado por depósitos fluviales y lacustres antiguos de rango amplio de edad: entre Mioceno

y Pleistoceno (Aiazzi et al., 2004).

Fig. 6: Reconocimiento en campo de Cerro Pelado y próximos; Hoja Cañas 1: 50 000.


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Cerro Coronación: Cono piroclástico

Ubicación: 272,8 N; 420 E; Hoja Cañas.

Morfografía: Alrededor de 1,2 Km de largo en dirección NE – SW, 500 m de ancho y 120 m de alto; regla

general para conos piroclásticos según Salazar (com. oral, 2011): “Alto es 1/10 del largo”. Rumbo grosso

modo del cono NE-SW. Los materiales fueron aprovechados por lo que sólo queda la chimenea. Posee unaalteración biogénica debido a que está cubierto por vegetación de estructura simple. Además presenta

fracturas debido al enfriamiento del magma en su interior (Salazar, com. oral, 2011), confundible con planos

de falla.

Morfogénesis: Cono de proceso(s) eruptivo(s) efímero(s) debido al poco desarrollo del conducto volcánico

(Salazar, com. oral 2011).

Edad : Una datación absoluta que proviene de la colada basáltica de dicho cono arroja una edad de 1,38 m.a:

Pleistoceno (Garder & Turrin en Alvarado et al., 1992). El cono pertenece a la Fm. Monteverde de edad

Pleistoceno (1.16 +- 0.18 m.a; Gardner & Turrin en Alvarado et al., 1992).

Tipo de roca: Las lavas radiométricamente datadas son basaltos toleíticos (Aiazzi et al., 2004) mientras queel cono es de composición andesítica (Gardner & Turrin en Alvarado et al., 1992).

Colada de lava asociada al Cerro Coronación

Ubicación: 273 - 275 N; 418 - 420.5 E. Hoja Cañas 1: 50 000.

Morfografía: De relieve aplanado con pendientes de 0 a 3°. Cubre un área aproximada de 5 Km2. Dirección

del flujo curvada hacia el NW.

Morfogénesis y edad: Única colada de lava asociada al Cerro Coronación según Aiazzi et al., (2004, ver mapageológico y columna estratigráfica).

Tipo de roca: Basaltos toleíticos (Aiazzi et al., 2004).

Paleo-Abanico de Cañas y/o abanico sobre Formación Bagaces (Madrigal y Rojas, 1980)

Ubicación: Según el mapa geológico de Aiazzi et al., (2004) la ciudad de Cañas se ubica sobre el final de su

ápice (de alrededor de 8 a 10 Km de largo). Va desde 269 N – 425 E extendiéndose hasta algo mas allá del

río Bebedero sobre el extremo SW de la Hoja Cañas.

Morfografía (Madrigal & Rojas, 1980): El ápice lo produce el río Cañas aproximadamente a partir de 425.5 E

– 269 N, la corriente continúa bordeando la ciudad hasta confluir con el río Bebedero cerca del extremo SW

de la Hoja Cañas. En las cercanías de Cañas tiene una elevación de aproximadamente 10 m sobre el río de

mismo nombre. Algunas pequeñas lomas al SE de Cañas con altura de 30 m sobre el río también pertenecen

al abanico. Superficie aplanada con una pendiente ligera hacia el SW y cortada por pequeñas quebradas.

Forma parte de la gran llanura aluvio-marina del Tempisque (Aiazzi et al., 2004). Presenta drenaje

con patrón dicotómico (Salazar, com. oral 2011).


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Morfogénesis: Sedimentos fluviales transportados y depositados por el Río Cañas, Corobicí, Tenorio, Piedras,

Bebedero y sus tributarios (Madrigal y Rojas, 1980). Se encuentra sobre la Fm. Bagaces, de edad Plioceno

(Aiazzi et al., 2004). Desde cantos aluviales muy gruesos hasta arenas y limos como sedimentos finos de

inundación (Aiazzi et al., 2004).

Tipo de roca: El abanico sobre la ciudad de Cañas tiene dominancia de fragmentos de piroclastos,

principalmente pedazos de pómez, toba y algunos de andesita (Madrigal y Rojas, 1980). El abanico sobre la

Fm. Bagaces también es de fragmentos volcánicos con dominancia de fracciones de andesita y basaltos con

tobas riolíticas. Todo engolfado en una matriz arcillosa (Madrigal y Rojas, 1980).

Edad : Los fragmentos de tobas y pómez que contienen provienen de las Formaciones Liberia y Bagaces, de

edad Plioceno por lo que debe estar entre Pleistoceno y Holoceno (Aiazzi et al., 2004).

Hoja Carrillo Norte

Cerros testigo del Complejo de Nicoya (Tabores y cerro de radiolaritas) y Fm. Bagaces

Ubicación: Madrigal y Rojas (1980) definen la unidad compuesta únicamente por cerros aislados del

Complejo de Nicoya (unidad 1.6). 3 prominencias observadas se encuentran en la Hoja Carrillo Norte, 2 justo

al lado norte del pueblo de Sardinal. Cerro de radiolaritas: 278.5 – 279.1 N; 356.7 – 356.9 E. Cerro Tabores:

279 N – 356 E. Un tercer cerro en 279 N - 362.5 E el cual no pertenece al Complejo de Nicoya. Ver Mapa

Geológico Hoja Carrillo Norte (1: 50 000; Denyer y Arias, 1993).

Morfografía: Tabores: 1 Km de largo, 0.5 Km de ancho, alto 85 m. Cerro de radiolaritas: 500 m de largo; 100

m de ancho y 40 m de altura. Sus alargamientos coinciden con la dirección estratigráfica general del

Complejo de Nicoya: NE –SW (Madrigal y Rojas, 1980). El rumbo y alargamiento también coincide a grandes

rasgos con la dirección estratigráfica de la sección de la fosa mesoamericana paralela a la costa pacífica deCosta Rica. Rodeados por depósitos aluviales cuaternarios (Madrigal y Rojas, 1980; Denyer y Arias, 1993: ver

mapa geológico). Laderas escarpadas.

El cerro en 279 N - 362.5 E tiene forma de L invertida, atravesado por la carretera que va a

Filadelfia. Tiene 1 Km de longitud y ancho entre 100 y 300 m. Está justo sobre una parábola de erosión

producida por estar el nivel de base regional influenciando la componente de erosión horizontal del río

Tempisque.

La unidad descrita por definición debe estar colmatada por sedimentos generados bajo las fases

denudacionales del ciclo geomorfológico (en este caso fluvial). La llanura aluvional del río Tempisque

justifica su nombramiento como cerros testigo.

Morfogénesis: Constituidos por materiales del fondo oceánico (corteza oceánica y sedimentos hadal-

pelágicos), los planos estructurales de los cerros al norte de Sardinal deberían estar en relación con los

movimientos corticales ascendentes y de plegamiento que sufrió la corteza oceánica mesozoica, a causa de

la subducción de la placa Cocos debajo de Caribe durante etapas de la formación del istmo

centroamericano. Denyer y Arias (1993) publican varios modelos geo-estructurales para la formación de la

Península de Nicoya, uno de ellos propone a la península formada bajo el modelo de prisma acrecional, cuña

de acreción o complejo de subducción. Asumiendo un basculamiento grosso modo hacia el este del

complejo ofiolítico, quedaría explicada la edad mayor (Jurásico) de las radiolaritas hadal-pelágicas frente al


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afloramiento de corteza cretácica (Cerro Tabores). Las radiolaritas jurásicas están al lado este del Intrusivo

Potrero (Cerro Tabores, Cretácico). Bajo esta hipótesis, las radiolaritas habrían formado parte de la cuña de

acreción de la corteza en subducción (más vieja), siendo arrancadas y colocadas por cabalgamiento sobre el

límite de la placa Caribe. Encima de la corteza cretácica. Posteriormente al cabalgamiento de las radiolaritas

en el Cretácico, se generó el plegamiento del Complejo Ofiolítico de Nicoya derivando en la península.

Edad y tipo de roca: Cerro Tabores: Cretácico; Radiolaritas: Jurásico (Denyer y Arias, 1993). Ambos cerros

pertenecen al Complejo de Nicoya.

El cerro aislado sobre la parábola de erosión del río Tempisque pertenece a la Fm. Bagaces (ver

mapa geológico de Carrillo Norte: Denyer y Arias, 1993).

Llanura aluvial del río Tempisque

Ubicación: Separa la Península de Nicoya del resto del territorio nacional. El punto de referencia de la figura

7 es 282 N – 362.1 E, en la Hoja Carrillo Norte 1: 50 000

Morfografía: La unidad se inicia unos 8 Km al norte de Guardia y se extiende hacia el sur por 60 Km hasta

llegar al Golfo de Nicoya. Su máxima elevación es de 50 m.s.n.m.; Los principales rasgos observados son:

cauce y meandros encajados con barras de punto notorias, terrazas estructurales y fluviales, barras

longitudinales, cerros aislados (probablemente por ser una zona en etapa madura del ciclo fluvial) además

de colmatados de sedimento fluvial proveniente del río (modificado de Madrigal y Rojas, 1980).

Fig. 7: Terrazas estructurales –primer plano-

y fluviales -al fondo- del río Tempisque;

Hoja Carrillo Norte 1: 50 000.


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Morfogénesis y tipo de roca (modificado de Madrigal y Rojas, 1980): Sedimentos principalmente volcánicos

depositados vertical (agradación) y lateralmente por el Río Tempisque a lo largo del tiempo. Granulometrías

riolíticas a andesíticas a excepción de las vecindades de cerros constituidos por rocas sedimentarias -Barra

Honda, Caballito, Rosario, Piedras- donde el material formador del suelo aluvial son areniscas, lutitas y

fracciones de caliza. Las terrazas estructurales y meandros encajados observados son sobre la Fm. Bagaces

según Salazar (com. oral 2011).

Con respecto al origen de la depresión sobre la cual está la llanura Madrigal y Rojas (1980) publican

que podría ser una fosa tectónica.

Edad: Según Madrigal y Rojas (1980) los sedimentos más recientes son provenientes de la Cordillera

Volcánica de Guanacaste, de edades entre Plioceno a Pleistoceno. Por ende la llanura debe ser de edad

Pleistocena.

Afloramiento de la sub-unidad plana (2.2 P; Madrigal y Rojas, 1980) de la Meseta de Santa Rosa

Ubicación: La Meseta de Santa Rosa constituye la plataforma pacífica de la Sierra Volcánica de Guanacastecon 100 Km de longitud desde La Cruz hasta Cañas; aflora como pedimento en la Sierra Volcánica de

Guanacaste y continúa como meseta volcánica hasta constituir el límite E de: la llanura aluvial del Río

Tempisque al sur y la Península de Santa Elena al norte (ver Mapa Geomorfológico Hoja Liberia 1: 200 000).

El afloramiento visitado se encuentra en 285.3 N; 365 E y pertenece a la sub-unidad plana (2.2 P)

según Madrigal & Rojas (1980; ver Mapa Geomorfológico Hoja Liberia 1: 200 000). Es la más extensa, la

carretera que va a Santa Cruz la atraviesa hasta la población de Guardia.

Morfografía: Superficie a grandes rasgos plana con escalonamientos escarpados (decrecientes de norte a

Sur) en distintos sectores (niveles superiores de la Fm. Liberia) y patrón de drenaje rectangular por fracturas

de enfriamiento (Salazar, com. oral 2011). Madrigal & Rojas (1980) la subdividen en tres unidades de

acuerdo a variaciones en la forma del relieve debido probablemente a cambios litológicos. La unidad visitadase caracteriza por ser la menos cortada por cauces con laderas verticales y escalonados, tiene interfluvios

planos muy anchos (hasta 5 Km) en algunos sectores debido a la permeabilidad del sustrato primordial -

ignimbritas de la Fm. Bagaces según Salazar (com. oral, 2011), Denyer & Arias (1993) y los Mapas Geológicos

Hoja Liberia 1: 200 000 y Hoja Carrillo Norte 1: 50 000-. La altura promedio de la meseta es de 225 m

(Madrigal y Rojas, 1980).

Morfogénesis y edad : Las ignimbritas de la Fm. Bagaces constituyen la mayoría de la Meseta de Santa Rosa,

así como la litología del afloramiento visitado. La emisión de ignimbritas de la Fm. Bagaces se llevó a cabo

durante un periodo (relativamente prolongado) de entre 7.5 m.a +- 2 m.a (Mioceno tardío) hasta 0.637 +-

0.04 m.a (Pleistoceno) a partir de la misma fisura cortical que dio origen a la Sierra Volcánica de Guanacaste,en los albores del Cuaternario (Madrigal y Rojas, 1980; Alvarado et al., 1992). La Fm. Liberia sobreyace a las

ignimbritas de la Fm. Bagaces por lo que son de edad: 0.01 m.a < x = Pleistoceno < 0.637 +- 0.04 m.a. La

meseta sobreyace rocas sedimentarias del Paleógeno y Neógeno (Alvarado et al., 1992).

Se observaron fracturas hexagonales en el afloramiento visitado, típicamente producidas al

desgasificarse la masa lávica al enfriarse (Salazar, com. oral 2011). Parte de ese gas podría haber sido

aportado por una evaporación del río Tempisque así como de cualquier otro río con caudal suficiente que se

encontrara en el área inicial cubierta por el material (modificado de Salazar, com. oral 2011). La


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incorporación de aguas meteóricas (fluviales) a un flujo lávico aumenta su volumen y reducen la fricción por

lo que su velocidad se amplifica. Por ende pueden cubrir áreas mayores. Sin tomar en cuenta el periodo de

emisión para las ignimbritas (Fm. Bagaces) de la Meseta de

Santa Rosa, el área cubierta podría haber aumentado por

cambios positivos en el componente gaseoso. Podría haber

influenciado en la subdivisión morfografica de la unidad hecha

por Madrigal y Rojas (1980).

Tipo de roca: Principalmente ignimbritas de la Fm. Bagaces,

compuestas por 99 % de ceniza, fragmentos de pómez,

fiames, magnetita, materia orgánica (Salazar, com. oral 2011;

Madrigal y Rojas, 1980; Mapa Geológico Hoja Liberia 1: 200

000).

Fig. 8: Fracturas hexagonales por enfriamiento; Ignimbritas Fm.

Bagaces. 285.3 N; 365 E: Hoja Carrillo Norte 1: 50 000.

Fig. 9: Relieve escalonado de la Meseta de Santa Rosa; Ignimbritas Fm. Bagaces. 285.3 N; 365 E: Hoja Carrillo Norte

1: 50 000.


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Hoja Curubandé

Límite de lavas fisurales del “Pre-Rincón” (Salazar, com. oral 2011)

Ubicación: Hoja Curubandé 1: 50 000. Se puede afirmar que recorren desde Río Tizate hasta Quebrada

Montañita con rumbo grosso modo NW – SE (Salazar, com. oral 2011). Situada entre 301 – 306 N y 373.5 –

379 E (ver figura 10).

Morfografía: Relieve aplanado con pendientes entre 5° y 7° inclinadas hacia el NE por ser parte de la

Meseta de Santa Rosa (sub-unidad plana 2.2 P; Madrigal y Rojas, 1980: ver Mapa Geomorfológico Hoja

Liberia 1: 200 000). Dimensiones mayores a 8 Km de largo y 4 Km de ancho (mas de 32 Km2 de área), espesor

aparente entre 80 y 100 m. El escarpe constituye un límite de litologías de la Unidad Plana de la Meseta de

Santa Rosa (2.2 P; Madrigal y Rojas, 1980).

Morfogénesis y edad : Según el Mapa Geológico Hoja Liberia 1: 200 000, las lavas visitadas (en Buenavista y

alrededores) que producen el escarpe sobre las ignimbritas de la Fm. Bagaces (ver figura 11), pertenecen al

Grupo Aguacate (Tva), con una edad entre Mioceno y Plioceno. Entonces el Grupo Aguacate se extendió

hasta el área de la Cordillera Volcánica de Guanacaste y fue coetáneo a la Fm. Bagaces hasta los albores del

Pleistoceno, época donde la Cordillera Volcánica de Guanacaste inicia su desarrollo (unidad litológica Qv2:

Mapa Geológico Hoja Liberia 1: 200 000). Las lavas son previas al volcán Rincón de la Vieja de 1.2 m.a de

edad (Salazar, com. oral 2011).

Fig. 10: Lavas del “Pre.-Rincón”. 303.7 N; 376 E: Hoja Curubandé 1: 50 000.


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Tipo de roca: Andesitas con 45 – 60 % de fluidos por lo que tiene dirección de flujo (Salazar, com. oral, 2011),

pertenecientes por definición y dimensiones a la Serie Calco-Alcalina del Grupo Aguacate (Alvarado et al.,

1992).

Relictos volcánicos de cerros Góngora, Cañas Dulces, San Roque y Torre; zona lacustre producida por

represamiento de coladas pertenecientes a: la sub-unidad ondulada (2.2 L; Madrigal y rojas, 1980) y la base

del Cerro Torre.

Ubicación: Hoja Curubandé 1: 50 000.

Morfografía: Domos con forma circular a ovalada en planta, dimensiones entre 1 y 2 Km2, alturas entre 220

y 320 m. Laderas muy empinadas a moderadas. Perfiles con forma de domo.

La colada de la sub-unidad plana (2.2L; Madrigal y Rojas, 1980) tiene una dirección de flujo E – W.con un área aproximada de 12.5 Km

2. El cuerpo lávico que sale de la base del Cerro Torre es bifurcada en 2

flujos con dirección inicial N-S y desviados al NW a partir de sus extremos. Los márgenes sur y norte de las

coladas están separados por un área de 1.5 Km2, zona donde se produce el estancamiento de la Quebrada 2

Quebradas.

Morfogénesis: Según Alvarado et al., (1992), los domos parecen ser una fase extrusiva ácida desgasificada en

sitios próximos al emplazamiento de nubes ardientes.

Fig. 10: Escarpe sobre la Fm. Bagaces producido por las lavas del “Pre.-Rincón”. 303.3 N; 375.3 E:

Buenavista; Hoja Curubandé 1: 50 000.


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Debido a pertenecer toda el área a la Meseta de Santa Rosa la pendiente general buza ligeramente

hacia el NE, factor que podría promover la zona lacustre reconocida en campo.

Tipo de roca y edad : Los cerros son domos dacíticos hasta riolíticos, de edad entre 1.5 a 1.6 m.a: Pleistoceno

(Alvarado et al., 1992). El Cerro Góngora tiene entre 7.5 ± 2 m.a y 4.3 ± 1 m.a y está compuesto por tobas

(Mioceno medio a Plioceno: ICE, 1976; en Alvarado et al., 1992).

Según el Mapa Geológico Hoja Liberia 1: 200 000 los cerros se encuentran dentro de la Serie Calco-

Alcalina del Grupo Aguacate, sin embargo la edad de esa formación rocosa no supera el Plioceno. Solamente

el cerro Góngora encaja dentro de esta formación. Tal vez por cuestiones de escala fue omitida la verdadera

litología de los Cerros Cañas Dulces, San Roque y Torre.

Fig. 11: Cerro San Roque; Hoja Curubandé 1: 50 000.

Fig. 12: Cerro Cañas Dulces; Hoja Curubandé 1: 50 000.


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Hoja Diriá

Cerros testigo del Complejo de Nicoya sobre la planicie aluvial del río Cañas (unidad1.6; Madrigal y Rojas,

1980).

Ubicación: Hoja Diriá 1: 50 000. Cerros de la Fm. Sabana Grande (Salazar com. oral 2011): 363 E – 256 N.

Cerro Zapatera y Loma Tajo: 366 E – 247 N.

Morfografía y génesis: Los cerros de la Fm. Sabana Grande tienen alrededor de 10 000 m2 (0.01 Km

2), 20 m

de elevación. Los que no buzan hacia el NE (Salazar, com. oral 2011) se confunden con procesos de

plegamiento debido a: patrones similares en los buzamientos y pertenecer al Complejo de Nicoya. Más son

debidos directamente a “slumps submarinos” (Salazar com. oral 2011), o deslizamientos gravitacionales

submarinos debido a buzar el plano de estratificación por paleo-esfuerzos tectónicos o de subducción.

Debido al alto componente líquido en las lutitas silíceas y probablemente un paralelo buzamiento creciente,

segmentos de roca (o material sedimentario) fluyeron sobre ellos mismos destruyéndose originando

patrones anti y sinformes (modificado de Salazar, com. oral 2011).

El Cerro Zapatera y Loma Tajo tienen su eje mas largo en dirección NE – SW. Alrededor de 2 Km2 de

área. Entre 80 y 100 m de elevación. Según Madrigal y Rojas (1980) todos los cerros testigo del Complejo de

Nicoya tienen un buzamiento a grandes rasgos hacia el NE. Relleno aluvional colmata el área circundante. El

Fig. 13: Zona lacustre -planicie en primer plano limitada por la colada de la sub-unidad ondulada de la Meseta de

Santa Rosa, situada antes del cerro Fortuna- ; Hoja Curubandé 1: 50 000. Cerro Fortuna: Hoja Cacao 1: 50 000.


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afloramiento visitado presenta rasgos de erosión y alteración -química y física- biogénica (pátinas y

diaclasas).

Tipo de roca y edad : La lutita silícea de la Fm. Sabana Grande (Complejo de Nicoya, Cretácico) se ubica

espacialmente sobre las radiolaritas de la Fm. Punta Conchal o Unidad Matapalo (Salazar, com. oral 2011).

Sería interesante conocer el espesor aproximado de las lutitas silíceas para hacer estimaciones de cómo

podría haber sido el ambiente sedimentario.

Hojas Matambú y Talolinga

Cerros pertenecientes a la Fm. Barra Honda: Cerros testigo arrecifales (unidad 1.8; Madrigal y Rojas, 1980)

Ubicación: Sector SE de la Hoja Talolinga y franja limítrofe del extremo NE de Hoja Matambú 1: 50 000.

Cerros: Corral de Piedra, Caballito, Sonzapote, Corralillo, Quebrada Honda, Barra Honda, Copal.

Morfografía: La mayoría de importantes dimensiones, con pendientes mayores a 35° y verticales al llegar a

la cima (Madrigal y Rojas, 1980). Drenajes casi ausentes por la alta permeabilidad litológica. Debido a la

filtración del agua en el cerro Barra Honda se han producido cavernas y otras morfologías del endokarst .

Fig. 14: Alteración biogénica. Loma Tajo: Hoja Diriá 1: 50 000.


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Probablemente compuesto en su mayoría por calizas. Algunos cerros tienen la cima de forma ondulada por

estar compuesta de arrecifes coralinos del tipo atolón (Madrigal y Rojas, 1980). Esto ha ayudado a

mantener la paleo-forma cretácico-terciaria que caracteriza a las prominencias de litologías muy

permeables. Más aún en los cerros que tienen menor componente kárstico debido a que pierden potencial

permeabilizante.

En comparación con el cerro del Complejo de Nicoya, la densidad de drenaje es mucho menor.

También varían las pendientes y divisorias, mucho más accidentadas en los basaltos por ser litologías poco

permeables.

Morfogénesis, tipo de roca y edad : La sección basal de los cerros está compuesta por areniscas y lutitas de la

Fm. Rivas (Madrigal y Rojas, 1980). Calizas de la Fm. Barra Honda, de edad Cretácico.

Fig. 14:


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BIBLIOGRAFÍA

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meridional, con énfasis en el desarrollo acaecido desde el campaniense al eoceno. -Revista

Geológica de América Central. 2: 63-87.

Hojas topográficas utilizadas:

Mapa topográfico Barba.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapa topográfico Naranjo.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapa topográfico Barranca.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapa topográfico Cañas.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapa topográfico Carrillo Norte.- Escala 1: 50000, IGN, San José.


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Mapa topográfico Curubandé.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapa topográfico Diriá.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapa topográfico Talolinga.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapa topográfico Matambú.- Escala 1: 50000, IGN, San José.

Mapas geológicos utilizados:

Mapa Geológico Hoja Barranca. –Escala 1: 50 000. Universidad de Costa Rica, San Pedro.

Mapa Geológico Hoja Cañas. –Escala 1: 50 000. Universidad de Costa Rica, San Pedro.

Mapa Geológico Hoja Carrillo Norte. –Escala 1: 50 000. Universidad de Costa Rica, San Pedro.

Mapa Geológico Hoja Liberia. –Escala 1: 200 000. Ministerio de Industria, energía y minas, San José.

Mapa Geológico Hoja Matambú. –Escala 1: 50 000. Universidad de Costa Rica, San Pedro.

Mapa Geológico Hoja Talolinga. –Escala 1: 50 000. Universidad de Costa Rica, San Pedro.

Mapas geomorfológicos utilizados:

Mapa Geomorfológico Hoja Liberia. –Escala 1: 200 000. Oficina de Planificación Sectorial

Agropecuaria. San José.

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