Vicerrectoría de Acción Social Escuela Centroamericana de Geología Guía Geoturística del Valle Central y parte de la Cordillera de Talamanca Lolita Campos Bejarano 2020 Copyright (C) 2020 Lolita Campos Bejarano I Ed. noviembre 2020 Dedicatoria A todos aquellos interesados en conocer y comprender los procesos geológicos de nuestro planeta en general y la historia geológica de una parte de Costa Rica: Valle Central y Cordillera De Talamanca Noroccidental. To all those interested in knowing and understanding the geological processes of our planet in general, and the geological history of a part of Costa Rica: Central Valley and Northwestern Cordillera De Talamanca. A través de la Geología, las ciencias naturales se ocupan de desentrañar los intrincados y complejos procesos ocurridos desde el pasado que han llevado a nuestro planeta a exhibir las características que le conocemos hoy día. Cada detalle, cada sitio de afloramiento geológico, adecuadamente comprendido e interpretado, aporta información que sumada a la de otros sitios, permite ir construyendo una historia, una evolución geológica, dilucidando enigmas y dando respuestas a interrogantes científicas acerca de la historia y evolución de nuestro planeta y de la vida sobre él. En el presente libro, titulado Guía Geoturística del Valle Central y parte de la Cordillera de Talamanca, se muestra la enorme riqueza en geodiversidad de esta región y se hace una entrega más acerca de la geología a través de una ruta de recreación geoturística del territorio nacional, un segmento del borde sureste de la Placa Caribe, la cual data desde tiempos de la era Mesozoica y que fue originada a varios miles de kilómetros de su posición actual, hacia el oeste, en el fondo del ancestral océano Pacífico, como producto de una extraordinaria anomalía termal del manto terrestre que provocó que en todo el planeta se dieran procesos volcánicos de gran magnitud e importancia, por ejemplo las grandes emanaciones de lavas basálticas, tanto en los fondos oceánicos, como en áreas continentales. La Guía, que se ofrece al lector, muestra la ubicación de interesantes y significativos sitios de exposición de rocas (geositios), cuyas características y propiedades tales como tipo de roca, edad, contenido fósil y ambiente de formación, suministran información esencial acerca de la constitución y evolución de los territorios geológicos atravesados por la ruta geoturística. Se les invita entonces a dar un recorrido por esta parte del arco insular de Costa Rica para conocer acerca de algunas de sus cuencas sedimentarias y la orogenia de la Cordillera de Talamanca y disfrutar sus hermosos paisajes, la cordialidad de su gente, sus costumbres y cultura. ¡Buen Viaje! Prólogo Prologue Through Geology, the natural sciences are concerned with unraveling the intricate and complex processes that have occurred in the past that have led our planet to exhibit the characteristics that we know it today. Every detail, each geological outcrop site, properly understood and interpreted, provides information that, added to that of other sites, allows us to build a history, a geological evolution, elucidate enigmas and give answers to scientific questions about the history and evolution of our planet and life on it. In this book, entitled Geotourism Guide of the Central Valley and part of the Cordillera de Talamanca, the enormous geodiversity of this region is shown and one more time a delivery is made about geology through a geotouristic recreation route of the country territory , a segment of the southeastern edge of the Caribbean Plate, which dates back to the Mesozoic era and was originated several thousand kilometers from its current position, at the sea floor of the ancient Pacific Ocean, as a product of an extraordinary thermal anomaly of the terrestrial mantle that caused volcanic processes of great magnitude and importance in the whole world, the great flooding of basaltic lavas, both in the oceanic beds, and in continental areas. This Guide, which is offered to the reader, shows the location of interesting and significant rock exposure sites (geosites), whose characteristics and properties such as rock type, age, fossil content and formation environment, provide essential information about the constitution and evolution of the geological territories crossed by the geotourism route. You are then invited to take a tour of this part of the insular arc of Costa Rica to learn about some of its sedimentary basins and the orogeny of the Cordillera de Talamanca and enjoy its beautiful landscapes, the cordiality of its people, its customs and culture. Good trip! Tabla de contenido Table of content 1. Rutas geoturisticas de Costa Rica 1.Geotouristic Routes of Costa Rica 2.Contexto Tectónico 2. Tectonic setting 3.Historia geológica 3. Geological History Con esta guía se pretende contribuir a la difusión del conocimiento de los procesos y fenómenos geológicos en general y de la geología nacional en particular, así como promover la atracción hacia un tipo de turismo de estudio que sirva de instrumento de desarrollo económico para las comunidades que cuentan con este recurso. La elaboración de esta guía del Valle Central (2) y Cordillera de Talamanca (4) ha surgido en el marco de un proyecto de Acción Social de la Universidad de Costa Rica. El primer recorrido elaborado es la región noroeste del país (1), no obstante se han programado además otros tres para el Pacífico Central (3), Zona Sur (5) y parte de la región Caribe Sur (6). The purpose of this guide is to contribute to the diffusion of knowledge of the geological processes and phenomena in general and of the Costa Rican geology in particular. Also, it intends to promote a different kind of tourism which will hopefully become an instrument of sustainable social and economic development for the communities. The elaboration of this guide that includes Central Valley (2) and Talamanca Range (4) has occurred in the context of the Social Action Project of the University of Costa Rica. The first route was developed is northwest region (1) and the other three titles, still in development are: Central Pacific (3), South Pacific (5) and South Caribbean (6). Rutas Geoturísticas de Costa Rica GEOTURISTIC ROUTES OF COSTA RICA Contexto tectónico Tectonic setting El territorio costarricense se encuentra, desde el punto de vista tectónico, inserto dentro de la América Central Meridional que constituye el borde suroeste de la placa Caribe (a) y se compone en su gran parte de un arco insular desarrollado en el límite de convergencia de la mencionada placa Caribe con las placas pacíficas, primero Farallón y luego Cocos (b, c). En un sistema de arco insular es posible distinguir una serie de elementos morfotectónicos mayores, siendo los principales, la trinchera, a veces un arco externo emergido o subacuático, el arco magmático interno y los sistemas de cuencas sedimentarias(d). The Costa Rican territory is, from a tectonic point of view, inserted within South Central America that constitutes the southwestern edge of the Caribbean plate (a) and is largely composed of an insular arc developed at the convergence limit of the mentioned Caribbean plate with the Pacific plates, first Farallon and then Coco´s (b, c). In an insular arc system it is possible to distinguish a series of major morphotectonic elements, the main ones being the trench, sometimes an emerged or submarine external arc, the inner magmatic arc and the sedimentary basins systems (d). El arco insular de Costa Rica se desarrolla sobre un basamento de origen oceánico constituido por asociaciones rocosas originadas en distintos ambientes tectónicos. Es posible reconocer al menos dos unidades mayores, una asociación de rocas principalmente volcánicas de edad Jurásico Superior (Calloviano) a Cretácico Inferior generada en una dorsal oceánica y otra asociación de edad Cretácico Superior perteneciente a la placa Caribe formada como una plateau oceánica desde una actividad volcánica de tipo fisural. A las anteriores se sobrepone un vulcanismo de arco de islas primitivo iniciado a finales del Cretácico Superior tardío. Estos complejos de rocas ígneas oceánicas llamadas ofiolitas se presentan relacionados con rocas sedimentarias producto de la depositación de conchillas silíceos o carbonatadas de organismos unicelulares como radiolarios y foraminíferos respectivamente. Posterior o sincrónicamente a la constitución de este basamento de corteza oceánica, se dan procesos de erosión que acumularon brechas basálticas y polimícticas con fragmentos de radiolarita, tobas y calizas pelágicas, con algunos horizontes enriquecidos en materia orgánica producto de los EOA (eventos oceánicos anóxicos) que se produjeron en el Cretácico Superior a escala global. En las cuencas de antearco del arco insular se depositan durante el Paleógeno (Paleoceno y Eoceno) sendas secuencias marinas profundas, turbiditas de composición híbrida carbonatada y andesítica que se conocen como Formación Descartes y se acumularon en la cuenca de antearco. En los sectores someras de dicha cuenca se acumularon calizas organógenas durante el Paleoceno Superior y el Eoceno Superior. En el pacífico Norte se conocen como Calizas Barra Honda y Calizas Abangares respectivamente, y del Eoceno Superior como Calizas Parritilla en el Valle Central y como calizas Cajón en la cuenca de Térraba. En la región que hoy ocupa el Valle Central se depositó sobre la rampa carbonatada del Luteciano (Eoceno Medio cuspidal) (Bolz y Calvo,2002) la espesa sucesión Caraigres Fm, de influencia volcaniclástica (Denyer & Arias,1991; Obando, 2011) a su vez recubierta por la marcadamente influida por vulcanismo Pacacua Fm (Castillo, 1969; Rivier,1979; Denyer y Arias,1991), sobreyacida por una sedimentación de talud deltaico hasta asociaciones de facies de plataforma interna como se observa en el río Candelaria y en el corte de Bajo Badilla. Estos depósitos son a su vez sobreyacidos por los materiales ígneos y volcaniclásticos de la actividad magmática del arco interno del arco insular del Plioceno (Campos,2001) y posteriormente por el vulcanismo fisural del Pleistoceno, seguido por la construcción de los estratovolcanes de la Cordillera Volcánica Central del alto Pleistoceno. Las rocas del Valle Central y de parte de la Cordillera de Talamanca El Valle Central es geológicamente hablando una cuenca sedimentaria o sea un territorio depresionado que posee un basamento, un relleno y unos bordes o márgenes. En el caso de la Cuenca Sedimentaria Valle Central (CSVC), ésta posee una orientación este-oeste y está delimitada al norte por una cordillera volcánica esencialmente cuaternaria y al sur por cerros de composición sedimentaria e ígnea del arco magmático de edad principalmente terciaria, levantados por procesos orogénicos, volcánicos y tectónicos. El límite norte de la cuenca no es observable debido a la cubierta de productos volcánicos cuaternarios (lavas, piroclastos y lahares), exhalados desde la Cordillera Volcánica Central, mientras que el límite sur, la topografía baja del Valle Central está limitada por el sistema montañoso de las estribaciones de la Cordillera de Talamanca a lo largo de un sistema de fallas (Agua Caliente y fallas asociadas). C:Cord Volcánica Central, V: Valle Central, T: Cord.Talamanca Tabla del tiempo geológico, tomada: de https://www.google.com/search?q=Tertiary+time+table&client=firefox-b-d&sxsrf Mapa de Costa Rica (modificado de: https://www.researchgate.net/figure/Geographical-areas-in-Costa-Rica El límite occidental de la cuenca del Valle Central es también de carácter tectónico con las cuencas sedimentarias Tárcoles y Parrita a lo largo de la Falla de Cajón-Punta Serrucho y hacia el Este limita con la cuenca sedimentaria de Limón Sur a lo largo del sistema de fallamiento del río Reventazón parte del SFTCR. Tectónicamente es una cuenca originada en el antearco a la que se sobrepuso una deformación por cizalle que le permitió alcanzar espesores de más de 6km donde se han intercalado depósitos siliciclásticos y volcaniclásticos según la disposición de aporte volcanogénico desde el arco interno o no. https://www.google.com/search?q=Tertiary+time+table&client=firefox-b-d&sxsrf Contexto tectónico de la Cuenca Sedimentaria Valle Central (Modificado de Campos (2001) El relleno paléogeno de sedimentación de aguas marinas profundas principalmente a excepción de los carbonatos marginales de aguas someras, está sobreyacido por una sucesión neógena depositada principalmente en aguas marinas someras, que finalmente es recubierta por los productos volcánicos del arco magmático interno de edad Terciario Superior (Grupo Aguacate) y vulcanismo fisural subsecuente (lavas e ignimbritas) y finalmente por la acumulación del arco interno cuaternario que originó la Cordillera Volcánica Central. La cuenca del Valle Central ha estado sujeta a varios eventos de deformación que han levantado, fallado y plegado su relleno. Las unidades de roca. Las unidades de roca existentes en un determinado territorio geológico son inicialmente reconocidas, descritas, inventariadas y ordenadas cronológicamente. En el caso de un territorio que se corresponde con una cuenca sedimentaria, las unidades de roca se han depositado por sobre un basamento que conforma el piso y el reborde de la cuenca o artesa. Fm Tulín ( Dengo, 19--; Arias, 2000) En lo que respecta a la cuenca sedimentaria Valle Central el basamento está constituido por rocas formadas como una asociación de corteza oceánica (basaltos, gabros y pelagitas). Este basamento sólo aflora en el sector oeste-suroeste de la cuenca donde está representado por dos asociaciones diferentes de corteza oceánica: la más antigua de edad Cretácico Superior (una edad Turoniana se ha determinado en lutitas silíceas (Campos, 2001).Este nivel de corteza oceánica originado como plateau oceánica se presenta en el Promontorio de Herrradura allende del borde de cuenca y una asociación más joven, formada por basaltos masivos y en almohadilla y brechas de flujo, lutitas silíceas y calizas pelágica nombrada Fm Tulín por Dengo, (1962) . Análisis geoquímicos en los basaltos resultaron del tipo basaltos de plateau (Arias, 2000). Las calizas pelágicas contienen Globuntrucanas datadas como Campaniano (Baumgartner, 1987; Arias, 2000). Localmente los basaltos presentan intensa alteración propilítica, que les da un llamativo color verde. Unidad Nápoles Localmente, el basamento está en contacto con una sucesión siliciclástica de brechas finas, areniscas y lutitas de color verde, intercalada con lodolitas silíceas de colores rojos que en el sector de Nápoles, contienen Mozorovella velascoensis del Paleoceno Superior (Obando, 2004). http://www.mikrotax.org/pforams/index.php?id=100206 Formaciones Parritilla y Descartes (Malavassi, 1960; Rivier & Calvo,1988; Bolz & Calvo,2002) Sobre la serie Paleocena se depositaron sedimentos volcaniclásticos hasta híbridos (mezcla de componentes volcaniclásticos y carbonatados) también de mar profundo en la forma de ciclos de turbiditas de talud que son cubiertas por calizas biogénicas someras de macroforaminíferos y algas del Eoceno Superior (Malavassi, 1960) o más concretamente del Luteciano (Bolz & Calvo, 2002) y que constituyen una sedimentación de rampa carbonatada donde las facies organógenas in situ han sido llamadas Calizas Parritilla (Malavassi, 1960) y las calizas resedimentadas y calcarenitas como formación Descartes (Astorga, 1987; Obando, 2004). Las calizas Parritilla petrográficamente son wackas y packstones, presentan su mejor exposición en la Quebrada Concha, sobre la ladera sur del cerro Dragón (cerro Caraigres). Según Rivier & Calvo (1988), la sección de calizas tiene un espesor de alrededor de 150 metros y es correlacionable con la Formación Brito (antiguo nombre de la Fm Descartes, Astorga (1987)), la cual presenta altos espesores del orden de cientos de metros (800-1200). La Formación Descartes consiste de paquetes de composición híbrida, volcaniclástica y carbonatada. Algunas facies presentan macroforaminíferos del Eoceno medio-Superior y algas coralinas. Los carbonatos son de color gris oscuro sugiriendo condiciones de anoxia. Las facies volcanoclásticas, consisten de intercalaciones de estratos de brechas, areniscas y lodolitas, con contenidos variables de fósiles y se han observado ichnofósiles como Chondrites sp. y Zoophycus sp. (Tomado de: https://www.semanticscholar.org/paper/Trace-fossils-in-Cretaceous-Tertiary-(KT)-boundary-Ekdale- Stinnesbeck/a7a6e3a831dba63ae34c2ec3a079d8b74b00f506) Unidad Tranquerillas de la Fm Térraba (Alán,1978; Aguilar,1978; Rivier,1979; Denyer &Arias,1991) Alán (1978) describió una asociación rocosa de alternancias de areniscas y brechas volcanoclásticas , tobas y flujos de lava en el área de Tranquerillas, cantón de Aserrí, provincia de San José. Según este autor la sucesión Morozovella velascoensis alcanza 250 m de espesor y su mejor exposición está en la quebrada Tarbaca. En la localidad de Tranquerillas, describe un conglomerado rico en fósiles con matriz arenosa y tobácea. Los fósiles incluyen briozoos, bivalvos, foraminíferos, esponjas, cirrípedios y dientes de tiburón y Globigerina ciperoensis. Según Aguilar (1978), la tanatocenosis es de carácter alóctono y depositada en un régimen de alta energía y los géneros de briozoos indican una edad de Oligoceno. Rivier (1979) incluyó a todas las lutitas negras y areniscas adscritas a la Fm Térraba en su definición de la Formación Pacacua. Después de ello, estas facies negras fueron renombradas como Formación Peña Negra (Denyer y Arias, 1991). Fm Caraigres (Denyer & Arias, 1991) Si la subyacente Formación Descartes llega al Eoceno Superior y sobreyacente Fm Pacacua ha sido datada como Mioceno Inferior (ver abajo reseña Fm Pacacua), la Fm Caraigres tendría una edad entre ambas anteriores, ya que al presente no cuenta con dataciones bioestratigráficas ni radiométricas. Genética y estratigráficamente se asocia con la Fm Pacacua como eventos de depósitación gruesos por reactivación de sistemas de fallas que conformaban el límite sur-suroeste de la CSVC. Formación Pacacua (Castillo,1969; Rivier,1979; Alvarado,1982; Campaña Geológica, 1988; Denyer & Arias, 1991) Esta formación consiste de intercalaciones de brechas finas, areniscas volcaniclásticas y tobitas de color púrpura. El gran espesor, clastos volcaniclásticos gruesos y la general carencia de fósiles, sugieren acumulación cercana a un macizo volcánico emergido. La granulometría y mala selección implican una rápida erosión y transporte corto. Se presenta a lo largo de la parte suroeste y sureste de la Cuenca Sedimentaria Valle Central. En el sector sureste fue datada como del Mioceno Inferior temprano basado en Spummellaria Hexashylinae (Valverde, 1989). El Mioceno Medio temprano se ha datado en la parte central y occidental de la cuenca, para la parte superior de la formación (Gómez, 1988) y el Mioceno Inferior (N4-5) para la base de la formación (Castillo, 1988). Radiolarios tipo Spumellaria https://visualsunlimited.photoshelter.com/galleries/G0000VJ99W2kGYbQ/I0000NUmUx4bHCKo Formación Peña Negra (Denyer & Arias, 1991) Predominantemente formada por lodolitas negras hemipelágicos sedimentados bajo una zona de alta productividad orgánica, con intercalaciones de areniscas y areniscas guijarrosas a la base y predominio de lodolitas en la parte superior. Esta serie se interpreta como sedimentos anóxicos de la plataforma exterior, acumulados en una cuenca cerrada durante un evento de calma tectónica y volcánica del Mioceno Medio (Krushensky, 1972; Rivier, 1979; Alvarado, 1983) Una edad más precisa de Serravaliense puede ser dada utilizando estratigrafía de secuencias. Se le atribuye un espesor de 1500 m. Esta unidad marca el paso a condiciones marinas más someras. Formaciones Coris San Miguel y Turrúcares (Castillo,1969; Rivier ,1979;¸ Franco, 1978) Castillo (1969) denominó Coris a una sucesión de areniscas cuarzosas, lutitas y capas de carbón. Como otras litofacies se cuentan vulcarenitas, conglomerados, tobas y lutitas carbonosas. Contiene moluscos de aguas someras y las trazas fósiles son comunes. Esta facies se interpreta como una barra costera. Las lutitas carbonosas y carbones, se habrían depositado en una laguna costera (lagoon) adyacente a una barra arenosa. Rivier (1979) propone que la Formación Coris es el equivalente lateral de las areniscas ricas en fósiles de la Fm. Turrúcares, y los carbonatos de la Fm. San Miguel. En cuanto a la Fm San Miguel (Carballo & Fischer, 1978), consiste de calizas bioclásticas ricas en pectínidos a calizas nodulares y calcarenitas interestratificadas con areniscas guijarrosas, vulcarenitas y lutitas tobáceas. Las calizas son normalmente de color gris y en ellas abundan fósiles de péctenidos y balánidos, por lo que pueden corresponder con biostromos de aguas poco profundas. Afloran muy localmente en las cercanías de las localidades de Patarrá, Agua Caliente y Navarro. Carballo & Fischer (1978) le asignaron a esta Formación una edad de Mioceno Temprano cuspidal a Mioceno Medio (zonas de Praeorbulina glomerosa y zona de Globorotalis fohsi lobata-robusta, respectivamente) En el sureste del cuadrante Istarú, la Fm. Coris sobreyace discordantemente las calizas de San Miguel. Las areniscas de Coris incluyen bloques de las calizas de San Miguel como conglomerado basal (Krushensky, 1972). La formación Turrúcares consiste de estratificaciones métricas a de decenas de metros de areniscas bioclásticas, calcarenitas bioclásticas con detrito de cuarzo, con abundantes fósiles y areniscas volcaniclásticas con intercalaciones locales de conglomerados y tobas. Los fósiles son de ambiente nerítico: péctinidos, equinoideos, bivalvos, gasterópodos y corales. En la parte superior de la serie, las areniscas contienen corales arrecifales. Fischer (1981 a y b) le da un espesor de unos 500 metros y una edad de Mioceno Superior al techo de la misma. En conjunto las formaciones Coris San Miguel y Turrúcares se interpretan como un sistema marino somero con diversos ambientes de sedimentación. Obando et al (1994) interpretó una dirección de aporte de sedimentos norte-sur y una línea de costa de este a oeste. Intrusivos de Talamanca Durante el Neógeno en el sur de Costa Rica, el vulcanismo calco-alcalino del Grupo Aguacate estuvo acompañado de intrusiones ácidas (Tournon, 1984). Las mayores exposiciones de las rocas plutónicas se dan principalmente a lo largo del eje de la Cordillera de Talamanca. Según Tournon (1984), los intrusivos de Talamanca representan una serie continua de olivino-gabros a granitos alcalinos aplíticos, sin embargo las monzonitas cuarzosas (adamelita) forman la mayor parte de ellos, otros grupos importantes son gabros, dioritas cuarzosas, monzonitas cuarzosas y granófiros hololeucocráticos con micropegmatitas. Microdioritas, diorita cuarzosas y granitos también se han reportado en la parte alta del río Lari (Tournon, 1984). Los intrusivos en la División arrojaron una de edad 11 y 9Ma aproximadamente (Bellon y Tournon, 1978). Formación Río Macho (Valverde, 1989) La Formación Río Macho consiste principalmente de depósitos rudíticos. Los clastos de los conglomerados son desde milímetros a métricos en diámetro, y de composición multimodal. Los clastos se derivan de las formaciones sedimentarias Pacacua y Peña Negra, y productos frescos y metasomatizados de los Intrusivos de Talamanca exhumados y de los productos volcánicos sincrónicos de la Formación Doán (Grupo Aguacate). La base de la sección es marcadamente discordante sobre la Formación Pacacua. Un grosor de 120 m se ha estimado con base en datos de refracción sísmica (Valverde, 1989). Por su génesis y composición se les considera un depósito molássico resultado de un pulso orogénico de la Cordillera de Talamanca iniciada en el Plioceno por lo cual sería equivalente con las molassas de la Fm Suretka de la Cuenca sedimentaria Limón Sur con la cual limita la CSVC. . Grupo Aguacate Consiste de lavas basálticas-andesíticas, aglomerados, brechas, tobas y volcaniclásticos marinos someros y continentales retrabajados relacionados. Previamente, Kussmaul y Sprechmann (1984) incluyeron dentro del Grupo Aguacate las formaciones La Unión y La Garita presentes en el Valle Central acumuladas entre el Mioceno Superior y el Plioceno. Las Brechas La Unión, con cerca de 2000 m de espesor, son litológica y cronológicamente correlacionables con los aglomerados, brechas y flujos de lava de la Formación Doán, expuesta en el este de la CSVC (Escalante, 1964) y los basaltos alcalinos La Garita ricos en cristales de augita y olivino con intercalaciones de tobas y aglomerados. En el Valle Central, las rocas de Aguacate muestran una distribución longitudinal preferencial a lo largo de todo el Sistema de Falla Transcurrente de Costa Rica (SFTCR), de oeste a este. Volcanismo Cuaternario (Krushensky, 1972; Echandi,1981; Kussmaul & Sprechmann, 1982; Kussmaul,1988; Alvarado y Gans, 2012) En el Valle Central, el volcanismo cuaternario está representado por vulcanismo fisural del Pleistoceno Temprano, seguido de la formación de estrato-volcanes en el Pleistoceno Medio-Final. El vulcanismo de fisura fue controlado por megafracturas orientadas NE-SW a E-W (Kussmaul, 1988). Este vulcanismo está representado por las Formaciones Intracañón, Avalancha Ardiente y post-Avalancha. Las Lavas Intracañón afloran principalmente a lo largo de los profundos cañones del río Virilla y sus afluentes, consiste de andesitas y andesitas basálticas intercaladas con piroclastos. Los flujos de lava tienen espesores de entre 10 a 30 m de espesor, y la sección total alcanza un espesor de 270 m. Bellon y Tournon (1978) les asignaron una edad de 1Ma. La Formación Avalancha Ardiente (Kussmaul y Sprechmann, 1982) consta de tres facies principales: a) ignimbritas soldadas con fiammes de obsidiana, flujo de ceniza con inclusiones andesíticas y flujos de cenizas con escorias oscuras, piedras pómez estriadas y fragmentos de obsidiana, principalmente. El espesor total se estima en 150 m (SENARA en Denyer y Arias, 1991). Las mejores exposiciones están a lo largo de los ríos Tiribí, Virilla, Ciruelas y sus afluentes. En la zona del Valle Central una edad de 0,7 Ma., ha sido determinada (Bellon y Tournon, 1978). La construcción de los estratovolcanes de la Cordillera Central comenzó en el Pleistoceno Superior, la mayoría de las edades tienen menos de 0,5 Ma. Los estratovolcanes se construyeron sobre la meseta volcánica de las Formaciones Lavas Intracañón y Avalancha Ardiente. Las lavas de los estratovolcanes están cubiertas por tobas, lahares y cenizas con edades menores a 20.000 años. Los depósitos de lahares tienen un espesor de 60m con buenas exposiciones en los ríos Jorco y María Aguilar Las capas de ceniza tienen entre 15-20 m de espesor. Evolución de la Cuenca del Valle Central La cuenca del Valle Central se desarrolló mecánicamente como una cuenca de pull-apart, relacionada con fallas maestras E-W con un fallamiento en bloques que habría creado espacio de acomodación para las espesas formaciones Caraigres, Pacacua y Peña Negra que recubrieron la rampa carbonatada Calizas Parritilla-Fm Descartes del Eoceno Medio-Superior. Posteriormente al Eoceno Superior, el vulcanismo extensivo y hundimiento continuo permiten la acumulación de los abanicos volcaniclásticos a manera de shelf-edge deltas tipo Caraigres y Pacacua. La falta de fósiles en estas unidades sugieren que no existía una plataforma amplia, y los depósitos acarreados por corrientes de turbidez sugieren un fondo marino estrecho e irregular con cierta pendiente. A lo largo del Mioceno Medio, calma tectónica y volcánica permiten la depositación prodeltaica-de plataforma de las facies lodosas y anóxicas de la Formación Peña Negra (lodos a lodos arenosos). La tendencia de somerización de la cuenca continúa con la depositación de las barrras neríticas carbonatadas del Mioceno Medio (Formaciones San Miguel y Turrúcares) y de barras arenosas y de laguna o bahía vegetadas (Formación Coris) del Mioceno Medio- Superior (?), en la parte central y oriental de la Cuenca del Valle Central principalmente. Al mismo tiempo, a lo largo del Mioceno se emplazan intrusivos en varios sitios de la CSVC y en lo que será la Cordillera de Talamanca. En el Mioceno Superior-Plioceno un evento de deformación produce tectónica de inclinación de bloques en la cuenca, y levantamiento en su frontera sur. El levantamiento generalizado hace que termine la sedimentación marina en la CSVC y para el final del Mioceno Superior-Plioceno, se ha producido un ensanchamiento de la misma. Ocurre un nuevo gran evento volcánico depositándose las rocas del arco volcánico Aguacate a lo largo de un rumbo E-W que se extiende desde el oeste de la CSVC hasta Siquirres. El sistema de falla del río Reventazón formará parte del SFTCR que en el Valle Central favorecerá el vulcanismo fisural (lavas de Intracañón, Avalancha Ardiente y lavas post- avalancha previas a la formación de los estrato-volcanes de la Cordillera Volcánica Central durante los últimos 0.5 Ma del Pleistoceno. Tectonic Setting The Costa Rican territory is, from a tectonic point of view, inserted within South Central America that constitutes the southwestern edge of the Caribbean plate (a) and is largely composed of an insular arc developed at the convergence limit of the mentioned Caribbean plate with the Pacific plates, first Farallon and then Coco´s (b, c). In an insular arc system it is possible to distinguish a series of major morphotectonic elements, the main ones being the trench, sometimes an emerged or submarine external arc, the inner magmatic arc and the sedimentary basins systems (d). The insular arc of Costa Rica develops on a basement of oceanic origin constituted by rocky associations originated in different tectonic environments. It is possible to recognize at least two major units, an association of mainly volcanic rocks from the Upper Jurassic (Callovian) to Lower Cretaceous age generated in an oceanic ridge and another association of Upper Cretaceous age belonging to the Caribbean plate formed as an oceanic plateau from an activity volcanic fissure type. A primitive island arc volcanism started in the late Upper Cretaceous period is superimposed on the above. These complexes of igneous oceanic rocks called ophiolites are related to sedimentary rocks as a result of the deposit of siliceous or carbonate shells of unicellular organisms such as radiolaria and foraminifera respectively. After or synchronously to the constitution of this basement of oceanic crust, erosion processes occur that accumulated basalt and polymictic breccias with fragments of radiolarite, tuffs and pelagic limestones, with some horizons enriched in organic matter product of EOA (anoxic oceanic events) that occurred in the Upper Cretaceous on a global scale. In the forearc basins of the insular arch, during the Paleogene (Paleocene and Eocene) deep marine sequences are deposited, turbidites of hybrid carbonate and andesitic composition known as the Descartes Formation and accumulated in the forearc basin. Organogenic limestones accumulated in the shallow sectors of this basin during the Upper Paleocene and Upper Eocene. In the North Pacific they are known as Barra Honda Limestone and Abangares Limestone respectively, and from the Upper Eocene as Parritilla Limestone in the Central Valley and as Cajón Limestone in the Térraba basin. In the region that today occupies the Central Valley, the thick Caraigres Fm succession, with volcaniclastic influence (Denyer & Arias, 1991; Obando, 2011), was deposited on the Lutecian carbonate ramp (Middle Eocene cuspidal) (Bolz and Calvo, 2002). in turn covered by the markedly influenced by volcanism Pacacua Fm (Castillo, 1969; Rivier, 1979; Denyer and Arias, 1991), overlaid by a sedimentation of the deltaic slope to associations of internal platform facies as observed in the Candelaria River and in the Bajo Badilla court. These deposits are in turn overlaid by igneous and volcaniclastic materials from the magmatic activity of the internal arc of the Pliocene insular arc (Campos, 2001) and later by the fissural volcanism of the Pleistocene, followed by the construction of stratovolcanoes of the Volcanic Cordillera Central of the high Pleistocene. The rocks of the Central Valley and from part of the Talamanca Cordillera The Central Valley is geologically speaking a sedimentary basin, that is, a depressed territory that has a basement, a fill and some edges or margins. In the case of the Central Valley Sedimentary Basin (CSVC), it has an east-west orientation and is delimited to the north by an essentially quaternary volcanic mountain range and to the south by hills of sedimentary and igneous composition of the magmatic arc of mainly Tertiary age, raised by orogenic, volcanic and tectonic processes. The northern limit of the basin is not observable due to the cover of quaternary volcanic products (lavas, pyroclasts and lahars), exhaled from the Central Volcanic Mountain Range, while the southern limit, the lower topography of the Central Valley is limited by the mountain system from the foothills of the Cordillera de Talamanca along a fault system (Agua Caliente and associated faults). C:Cord Volcánica Central, V: Valle Central, T: Cord.Talamanca Tabla del tiempo geológico, tomada: de https://www.google.com/search?q=Tertiary+time+table&client=firefox- b-d&sxsrf Mapa de Costa Rica (modificado de: https://www.researchgate.net/figure/Geographical-areas-in-Costa-Rica The western limit of the Central Valley basin is also tectonic in nature with the Tárcoles and Parrita sedimentary basins along the Cajón-Punta Serrucho Fault and to the east it borders the Limón Sur sedimentary basin along the system of Faulting of the Reventazón River is part of the SFTCR. Tectonically it is a basin originated in the forearc to which a shear deformation was superimposed that allowed it to reach thicknesses of more than 6km where siliciclastic and volcaniclastic deposits have been interspersed according to the provision of volcanogenic contribution from the internal arch or not. https://www.google.com/search?q=Tertiary+time+table&client=firefox-b-d&sxsrf https://www.google.com/search?q=Tertiary+time+table&client=firefox-b-d&sxsrf Contexto tectónico de la Cuenca Sedimentaria Valle Central (Modificado de Campos (2001) The paleogenous sedimentation fill of deep marine waters, mainly with the exception of the marginal carbonates of shallow waters, is overlaid by a neogenic succession deposited mainly in shallow marine waters, which is finally covered by the volcanic products of the internal magmatic arc of Upper Tertiary age ( Grupo Aguacate) and subsequent fissure volcanism (lava and ignimbrites) and finally by the accumulation of the internal quaternary arc that originated the Central Volcanic Mountain Range. The Central Valley basin has been subject to various deformation events that have lifted, failed and folded its fill. Rock drives. The rock units existing in a given geological territory are initially recognized, described, inventoried and arranged chronologically. In the case of a territory that corresponds to a sedimentary basin, the rock units have been deposited on a basement that forms the floor and the edge of the basin or trough. Fm Tulín (Dengo, 19--; Arias, 2000) Regarding the Central Valley sedimentary basin, the basement is made up of rocks formed as an association of oceanic crust (basalts, gabbros and pelagites). This basement only outcrops in the west-southwest sector of the basin where it is represented by two different associations of oceanic crust: the oldest of the Upper Cretaceous age (a Turonian age has been determined in siliceous shales (Campos, 2001). Oceanic crust originated as an oceanic plateau occurs in the Herrradura Promontory beyond the edge of the basin and a younger association, formed by massive and pad basalts and flow breccias, siliceous shales and pelagic limestones named Fm Tulín by Dengo, (1962) . Geochemical analysis in the basalts resulted from the plateau basalts type (Arias, 2000). Pelagic limestones contain Globuntrucanas dated as Campanian (Baumgartner, 1987; Arias, 2000). Locally the basalts show intense propylitic alteration, which gives them a striking color. green. Naples Unit Locally, the basement is in contact with a siliciclastic succession of fine breccias, sandstones and green shales, interspersed with siliceous mudstones of red colors that, in the Naples sector, contain Mozorovella velascoensis from the Upper Paleocene (Obando, 2004). http://www.mikrotax.org/pforams/index.php?id=100206 Parritilla and Descartes Formations (Malavassi, 1960; Rivier & Calvo, 1988; Bolz & Calvo, 2002) On the Paleocene series, volcaniclastic sediments were deposited up to hybrids (a mixture of volcaniclastic and carbonate components) also from deep sea in the form of cycles of slope turbidites that are covered by shallow biogenic limestones of macrophaminifera and algae from the Upper Eocene (Malavassi, 1960) or more specifically of the Lutecian (Bolz & Calvo, 2002) and that constitute a carbonate ramp sedimentation where the organogenic facies in situ have been called Parritilla Limestones (Malavassi, 1960) and the re-settled limestones and calcarenites as the Descartes formation (Astorga, 1987; Obando, 2004). Petrographically, the Parritilla limestones are wackas and packstones; they present their best exposure in Quebrada Concha, on the southern slope of Cerro Dragon (Cerro Caraigres). According to Rivier & Calvo (1988), the limestone section has a thickness of around 150 meters and is correlated with the Brito Formation (former name of the Descartes Fm, Astorga (1987)), which presents high thicknesses of the order of hundreds meters (800-1200). The Descartes Formation consists of hybrid, volcaniclastic and carbonate composition packages. Some facies present macrophoraminifera from the Middle-Upper Eocene and coralline algae. Carbonates are dark gray in color suggesting anoxic conditions. The volcanoclastic facies consist of intercalations of breccia, sandstone and mudstone strata, with variable fossil contents and ichnofossils such as Chondrites sp. and Zoophycus sp. (Tomado de: https://www.semanticscholar.org/paper/Trace-fossils-in-Cretaceous-Tertiary-(KT)-boundary-Ekdale- Stinnesbeck/a7a6e3a831dba63ae34c2ec3a079d8b74b00f506) Tranquerillas Unit of the Fm Térraba (Alán, 1978; Aguilar, 1978; Rivier, 1979; Denyer & Arias, 1991) Alán (1978) described a rocky association of alternations of sandstones and volcanoclastic breccias, tuffs and lava flows in the Tranquerillas area, Aserrí canton, San José province. According to this author the succession reaches 250 m thick and its best exposure is in the Tarbaca creek. In the town of Tranquerillas, he describes a conglomerate rich in fossils with a sandy and tuff matrix. Fossils include bryozoans, bivalves, foraminifera, Morozovella velascoensis sponges, barnacles, and shark teeth, and Globigerina ciperoensis. According to Aguilar (1978), thanatocenosis is allochthonous and deposited in a high energy regime and the genus of bryozoans indicate an Oligocene age. Rivier (1979) included all the black shales and sandstones ascribed to the Térraba Fm in his definition of the Pacacua Formation. After that, these black facies were renamed the Peña Negra Formation (Denyer and Arias, 1991). Fm Caraigres (Denyer & Arias, 1991) If the underlying Descartes Formation reaches the Upper Eocene and the overlying Pacacua Fm has been dated as the Lower Miocene (see Fm Pacacua review below), the Caraigres Fm would have an age between the two above, since at present it does not have biostratigraphic or radiometric dating. Genetically and stratigraphically it is associated with the Pacacua Fm as gross deposition events due to reactivation of fault systems that formed the south-southwest limit of the CSVC. Pacacua Formation (Castillo, 1969; Rivier, 1979; Alvarado, 1982; Geological Campaign, 1988; Denyer & Arias, 1991) This formation consists of intercalations of fine breccias, volcaniclastic sandstones, and purple tuffs. The great thickness, thick volcaniclastic clasts and the general lack of fossils suggest an accumulation close to an emerged volcanic massif. The granulometry and poor selection imply rapid erosion and short transport. It occurs throughout the southwestern and southeastern part of the Central Valley Sedimentary Basin. In the southeast sector it was dated as early Lower Miocene based on Spummellaria Hexashylinae (Valverde, 1989). The early Middle Miocene has been dated in the central and western part of the basin, for the upper part of the formation (Gómez, 1988) and the Lower Miocene (N4-5) for the base of the formation (Castillo, 1988). Spumellaria-type radiolaria https://visualsunlimited.photoshelter.com/galleries/G0000VJ99W2kGYbQ/I0000NUmUx4bHCKo Peña Negra Formation (Denyer & Arias, 1991) Predominantly formed by sedimented hemipelagic black mudstones under a zone of high organic productivity, with sandstones and pebble sandstones at the base and a predominance of mudstones in the upper part. This series is interpreted as anoxic sediments of the outer shelf, accumulated in a closed basin during a tectonic and volcanic calm event of the Middle Miocene (Krushensky, 1972; Rivier, 1979; Alvarado, 1983). A more precise age of Serravaliense can be given using sequence stratigraphy. It is attributed a thickness of 1500 m. This unit marks the passage to shallower marine conditions. Coris San Miguel and Turrúcares Formations (Castillo, 1969; Rivier, 1979; ¸ Franco, 1978) Castillo (1969) named Coris a succession of quartz sandstones, shales and layers of coal. Like other lithofacies there are vulcarenites, conglomerates, tuffs and carbonaceous shales. It contains shallow-water mollusks and trace fossils are common. This facies is interpreted as a coastal bar. The carbonaceous shales and coals would have been deposited in a coastal lagoon (lagoon) adjacent to a sandy bar. Rivier (1979) proposes that the Coris Formation is the lateral equivalent of the fossil-rich sandstones of the Fm. Turrúcares, and the carbonates of the Fm. San Miguel. As for the San Miguel Fm (Carballo & Fischer, 1978), it consists of bioclastic limestones rich in scallops to nodular limestones and interstratified calcarenites with pebble sandstones, vulcarenites and tobaceous shales. Limestones are normally gray in color and contain fossils of pectenids and balánids, so they may correspond to shallow-water biostromes. They crop up very locally in the vicinity of the towns of Patarrá, Agua Caliente and Navarro. Carballo & Fischer (1978) assigned to this Formation a cuspidal Early Miocene age to Middle Miocene (Praeorbulina glomerosa zones and Globorotalis fohsi lobata-robusta zone, respectively). In the southeast of the Istarú quadrant, the Fm. Coris discordantly overlies the limestone of San Miguel. The Coris sandstones include blocks of the San Miguel limestones as a basal conglomerate (Krushensky, 1972). The Turrúcares formation consists of tens of meter metric stratifications of bioclastic sandstones, bioclastic calcarenites with quartz debris, with abundant fossils, and volcaniclastic sandstones with local intercalations of conglomerates and tuffs. The fossils are from a neritic environment: pectinids, echinoids, bivalves, gastropods and corals. At the top of the series, the sandstones contain reef corals. Fischer (1981 a and b) gives a thickness of about 500 meters and an Upper Miocene age to the roof of it. Together the Coris San Miguel and Turrúcares formations are interpreted as a shallow marine system with various sedimentation environments. Obando et al (1994) interpreted a north-south direction of sediment input and a coastline from east to west. Intrusive of Talamanca During the Neogene in southern Costa Rica, the calco-alkaline volcanism of Grupo Aguacate was accompanied by acid intrusions (Tournon, 1984). The largest exposures of plutonic rocks occur mainly along the axis of the Cordillera de Talamanca. According to Tournon (1984), the intrusives of Talamanca represent a continuous series of olivine-gabros to apolytic alkaline granites, however quartz monzonites (adamelite) form most of them, other important groups are gabros, quartz diorites, quartz monzonites and hololeukocratic granophires with micropegmatites. Microdiorites, quartz diorite and granites have also been reported in the upper part of the Lari River (Tournon, 1984). Intrusives in the Division yielded one of age 11 and 9Ma approximately (Bellon and Tournon, 1978). Río Macho Formation (Valverde, 1989) The Río Macho Formation consists mainly of ruditic deposits. The clasts of the conglomerates are from millimeters to metric in diameter, and multimodal in composition. The clasts are derived from the Pacacua and Peña Negra sedimentary formations, and fresh and metasomatized products from the exhumed Talamanca Intrusives and from the synchronous volcanic products of the Doán Formation (Aguacate Group). The base of the section is markedly discordant on the Pacacua Formation. A thickness of 120 m has been estimated based on seismic refraction data (Valverde, 1989). Due to their genesis and composition, they are considered a mollassic deposit resulting from an orogenic pulse in the Cordillera de Talamanca initiated in the Pliocene, which would be equivalent to the molassas of the Suretka Fm of the Limón Sur sedimentary Basin with which the CSVC limits. . Avocado Group It consists of basaltic-andesitic lavas, agglomerates, breccias, tuffs, and related shallow and continental marine volcaniclastics. Previously, Kussmaul and Sprechmann (1984) included within the Aguacate Group the La Unión and La Garita formations present in the Central Valley accumulated between the Upper Miocene and the Pliocene. The La Unión Breccias, about 2000 m thick, are lithologically and chronologically correlated with the agglomerates, breccias and lava flows of the Doán Formation, exposed in the east of the CSVC (Escalante, 1964) and the La Garita alkaline basalts. rich in augite and olivine crystals with intercalations of tuff and agglomerates. In the Central Valley, the Aguacate rocks show a preferential longitudinal distribution throughout the entire Transcurrent Fault System of Costa Rica (SFTCR), from west to east. Quaternary Volcanism (Krushensky, 1972; Echandi, 1981; Kussmaul & Sprechmann, 1982; Kussmaul, 1988; Alvarado and Gans, 2012) In the Central Valley, quaternary volcanism is represented by fissure volcanism from the Early Pleistocene, followed by the formation of stratum-volcanoes in the Middle-Late Pleistocene. Fissure volcanism was controlled by NE-SW to E-W oriented mega-fractures (Kussmaul, 1988). This volcanism is represented by the Intracañón, Burning Avalanche and post-Avalanche Formations. The Intracañón Lavas outcrops mainly along the deep canyons of the Virilla River and its tributaries, consisting of andesites and basaltic andesites interspersed with pyroclasts. Lava flows are between 10 and 30 m thick, and the total section reaches a thickness of 270 m. Bellon and Tournon (1978) assigned them an age of 1 Ma. The Burning Avalanche Formation (Kussmaul and Sprechmann, 1982) consists of three main facies: a) ignimbrites welded with obsidian threads, ash flow with andesitic inclusions, and ash flows with dark slag, striated pumice stones, and mainly obsidian fragments. The total thickness is estimated at 150 m (SENARA in Denyer and Arias, 1991). The best exhibits are along the Tiribí, Virilla, Ciruelas rivers and their tributaries. In the Central Valley area, an age of 0.7 Ma has been determined (Bellon and Tournon, 1978). The construction of the stratovolcanoes of the Central Cordillera began in the Upper Pleistocene, most of the ages are less than 0.5 Ma. The stratovolcanoes were built on the volcanic plateau of the Lavas Intracañón Formations and Ardiente Avalanche. The lavas of the stratovolcanoes are covered by tuffs, lahars and ash with ages less than 20,000 years. Lahars deposits are 60m thick with good exposures in the Jorco and María Aguilar rivers. The ash layers are 15-20m thick. Evolution of the Central Valley Basin The Central Valley basin developed mechanically as a pull-apart basin, related to EW master faults with a block faulting that would have created accommodation space for the thick Caraigres, Pacacua and Peña Negra formations that lined the Calizas Parritilla carbonate ramp- Fm Descartes Síntesis paleogeográfica del arco insular de Costa Rica Paleogeographic model of Costa Rica´s Island Arc Los rasgos morfotectónicos regionales directamente relacionados con el arco insular de Costa Rica son: la Trinchera mesoamericana, la Zona de Fractura de panamá, el Escarpe de Hess y la dorsal del Coco. El arco es atravesado en su parte media por el Sistema de Falla Transcurrente de Costa Rica (SFTCR). The regional morphotectonic features directly related to the Costa Rica´s Island Arc are: the Mesoamerican Trench, the Panama Fracture Zone, the Hess Escarpment and the Coco´s Ridge. The arc is crossed in its middle part by the Costa Rican Transcurrent Fault System (SFTCR). Costa Rica se localiza a nivel tectónico global en el límite entre las placas tectónicas del Coco y Caribe, debido a la interacción entre estas placas se ha configurado un límite de tipo convergente que por estar las dos placas constituidas por corteza oceánica han dado lugar a la formación de una estructura del tipo llamado arco de islas: (Modificado de: https://www.volcanodiscovery.com/geology/subduction-zones.html) Rasgos tectónicos principales relacionados con el arco insular de Costa Rica Major tectonic features related to Costa Ricá’s island Arc. At global scale, Costa Rica is located at the boundary between the Coco´s and Caribbean tectonic plates, due to the interaction between these plates, a convergent boundary has been configured which, since the two plates are made up of oceanic crust, has given rise to the formation of a structure of the type called island arc. En este arco de islas son reconocibles ciertos elementos mayores: la Trinchera Mesoamericana con su zona de subducción asociada, el arco externo no volcánico, el arco interno magmático/volcánico, los sistemas de cuencas sedimentarias del talud interno de la trinchera, de antearco y de trasarco/retroarco, asicomo los tramos del Sistema de Falla Transcurrente de Costa Rica (SFTCR), erl Sistema de fallas transtensivas de los grábenes del Pacífico Central y el Cinturón Deformado de Limón Sur continuidad del Cinturón Deformado de Panamá. (Modified from Astorga et al, 1991) In this island arc certain major elements are recognizable: the Mesoamerican Trench with its associated subduction zone, the non-volcanic external arc, the internal magmatic / volcanic arc, the sedimentary basin systems of the internal slope of the trench, the forearc and the backarc / retroarc, as well as the sections of the Transcurrent Fault System of Costa Rica (SFTCR), the Transtensive Fault System of the Central Pacific and the South Limón Deformed Belt, continuity of the Deformed Belt of Panama. Todos los materiales que observamos expuestos en la superficie de la Tierra han sido formados originalmente a partir de material fundido que asciende desde las profundidades del planeta , desde el manto terrestre y que al subir y disminuir la temperatura empieza a enfriarse y a cristalizar como se observa cuando ese material fundido o magma se extruye desde volcanes o fisuras recibiendo el nombre de lava y se derrama sobre la superficie hasta enfriarse y convertirse en rocas volcánicas. El magma que no alcanza la superficie permanece en lo profundo y por el menor contraste de temperatura con las rocas ya existentes en el entorno se enfría y cristaliza más despacio originando rocas ígneas de textura cristalina más gruesa conocidas como rocas plutónicas. Esas rocas ígneas originalmente derivadas de magmas son las rocas ígneas que luego al quedar expuestas por levantamiento de montañas, por la emisión a la superficie serán afectadas por el calor, el frío, el viento, el agua y el hielo y progresivamente se irán meteorizando y erosionando fragmentándose el partículas de distinto tamaño que serán arrastradas y finalmente acumuladas en un terreno depresionado sea en tierra firme, en un lago o en un océano, con el tiempo y por el peso sobreyacente de cada vez más sedimento, estas partículas se compactarán y se irán aglutinando hasta litificarse o sea convertirse de nuevo en una roca esta vez de tipo sedimentario. Si estas rocas son hundidas a grandes profundidades donde la temperatura sea mayor a los 200° C, sus minerales se transformarán en otros de igual composición pero de estructura más densa y se habrán originado las llamadas rocas metamórficas. Estas últimas si se siguen profundizando alcanzará temperaturas muy altas haciendo que se fundan y con ello generen material rocoso fundido El Ciclo de las rocas The Rock Cycle o magma partir del cual de nuevo al ascender y enfriarse formará nuevas rocas ígneas, en un ciclo infinito, en tanto exista calor a profundidad en el planeta. A este ciclo de creación y destrucción de las rocas se conoce como el Ciclo de las Rocas. All materials that we observe exposed on the surface of the Earth have been originally formed from molten material that rises from the depths of the planet, from the earth's mantle and that when the temperature falls, it begins to cool and crystallize as observed when that molten material or magma is extruded onto the surface from volcanoes or fissures, then, they receive the name of lava becoming a volcanic rock. The magma that does not reach the surface remains deep seated and due to the lower temperature contrast with the country rocks, it cools and crystallizes more slowly acquiring a thicker crystalline texture forming igneous rocks known as plutonic ones. Those igneous rocks originally derived from magmas are the igneous rocks, when they are exposed on the surface by the uplift of mountains, they will be affected by heat, cold, wind, water and ice and will progressively weather and eroding, fragmenting in particles of different sizes that will be transported and finally accumulated in a depressed terrain, be it on land, in a lake or in the ocean, over time and due to the overlying weight of more and more sediment, these particles will be compacted and they will be agglutinated until they become lithified, that is, to become a rock, this time of a sedimentary type. If these rocks are sunk to great depths where the temperature is greater than 200 ° C, their minerals will be transformed into new minerals of the same composition but with a denser structure and the so-called metamorphic rocks will have originated. The latter, if they continue to deepen, will reach very high temperatures, causing them to melt and thereby generate molten rocky material or magma, from which again, upon rising and cooling, will form new igneous rocks, in an infinite cycle, as long as there is deep heat in the planet. This cycle of rock creation and destruction is known as the Rock Cycle. Los sitios geológicos The geological sites Turrúcares y cercanías Turrúcares and arounds Bloques de la Fm. Barva. Río Siquiares Blocks of the Fm. Barva. Siquiares River Bloques de andesita del arco interno volcánico del Cuaternario, Calle Tamarindo Andesite blocks of the internal volcanic arc of the Quaternary, Calle Tamarindo Bloques de andesita de la Cordillera Volcánica Central, al fondo, del arco interno volcánico cuaternario,Calle Tamarindo. Andesite blocks from the Central Volcanic Mountain Range, in the background, the internal quaternary volcanic arc, Calle Tamarindo Depósitos de ignimbritas, de la Fm. Avalancha Ardiente, Calle Tamarindo Ignimbrite deposits, of the Fm. Burning Avalanche, Tamarindo Street Avicultores Unidos arounds. Alrededores de Avicultores Unidos Modelo de un magmatismo expelido por fisuras profundas como el arco interno del Plioceno en el Valle Central, y el volcanismo fisural del Valle Central (Kussmaul, 1988) Model of a deep fault- magmatism like this of the Pliocene Volcanic Arc in Valle Central: Intracanyon lavas and Glow Avalanche rocks. Piroclastos depositados en un ambiente lacustrino, afectado por fallas transtensivas. Pyroclasts deposited in a lacustrine environment, affected by transtensive faults. Toba meteorizada. Cerca de la Escuela de San Miguel de Turrúcares. Weathered tuff. Near the San Miguel de Turrúcares School. Alrededores de La Garita Los productos volcánicos de una erupción con piroclastos Los productos piroclásticos en una erupción. Piroclastics in a volcanic eruption Camino de Turrúcares al río Virilla Road Turrucares- Virilla River Calizas biogénicas estratificadas de la Fm. Turrúcares. Stratified biogenic limestones of Turrucares Formation Tobas al techo de las calizas de la Formación Turrúcares. Tuffs at the top of Turrucares Formation. Alternancias de areniscas y lodolitas de la Formación. Peña Negra Alternations of sandstones and mudstones of the Formation. Black Rock Algunos fósiles procedentes de la formación Turrúcares (fotos tomadas a muestras de la colección de la ECG) Some fossils from the Turrúcares formation (photos taken from samples from the ECG collection) Anhuaster sp Molde en yeso de Necronectes Río Virilla Virilla river Sucesiones cíclicas en las lutitas negras y silíceas de la Fm. Peña Negra. Cyclical successions in the black and siliceous shales of the Fm. Black Rock. La ciclicidad en la rocas sedimentarias refleja las fluctuaciones energéticas del ambiente de depositación. Está controlada por diversos factores en los que destacan: los ciclos climáticos, el aporte sedimentario, la productividad oceánica, los fenómenos tectónicos y el volcanismo entre otros, incluyendo fenómenos astronómicos. En la fotografía se observa un claro ciclo sedimentario progradacional en el que los estratos inferiores tienen espesores centimetritos y pasan gradualmente a estratos de espesor decimétrico conforme se avanza hacia arriba de la sucesión sedimentaria. En términos de Estratigrafía de Secuencias, una poderosa herramienta de la Geología Sedimentaria, corresponde con una Parasecuencia Progradacional que, representa un proceso de estado alto del nivel del mar eustático, combinado, en este caso, con una alta productividad biológica oceánica. Refleja un periodo de estabilidad geológica con mares altamente productivos de vida. Cyclicity in sedimentary rocks reflects the energetic fluctuations of the deposition environment. It is controlled by various factors in which the following stand out: climatic cycles, sedimentary contribution, oceanic productivity, tectonic phenomena and volcanism, among others, including astronomical phenomena. The outcrop shows a clear progradational sedimentary cycle in which the lower strata have centimeter thicknesses and gradually pass to decimeter-thick strata towards the top of the section In terms of Sequence Stratigraphy, a powerful tool of Sedimentary Geology, it corresponds to a Progradational Parasequence that represents a process of high stand of the eustatic sea level, combined, in this case, with a high oceanic biological productivity. It reflects a period of geological stability with highly productive seas. Las Ofiolitas La evidencia de la corteza oceánica anterior al Jurásico se presenta principalmente en forma de ofiolitas. Se trata de rodajas de corteza oceánica que se han colocado en tierra durante la colisión de placas. Como resultado, a menudo vemos secciones transversales a través del fondo marino, las cámaras de magma fósil y el manto debajo. Estas secuencias se denominan complejos ofiolíticos. El proceso por el cual la corteza oceánica se emplaza sobre la corteza continental se llama obducción. Los complejos de ofiolita se dividen en seis capas, todas las cuales pueden observarse o no. La capa superior que representa el fondo marino fósil se caracteriza por sedimentos marinos profundos como el pedernal. Debajo hay una capa de basaltos de almohada, y debajo la capa de dique revestido. Estos últimos representan los conductos que habrían alimentado los basaltos desde la cámara de magma hasta el fondo del mar. A medida que la cresta se extiende, los diques se introducen en los diques (a un ritmo de ~ 1 dique cada 50 años), por lo que no existe rock country, solo diques. Debajo del enjambre de diques cubiertos de láminas se encuentran las reliquias de las cámaras de magma. Estos son gabbros. Hacia la parte superior de la cámara son homogéneos, pero hacia la parte inferior, se vuelven ricos en acumulados de minerales ultramáficos como olivino y piroxeno. Es dentro de estas zonas acumuladas donde se define el Moho Sísmico. En este punto hay un marcado aumento en la velocidad de la onda sísmica.Debajo de los gabros se encuentra el verdadero manto, que en las ofiolitas se desarrolla como rocas ultramáficas y ultrabásicas como las dunitas (ol peridotita), lherzolitas (ol + opx + peridotita cpx) y harzburgitas (ol + opx peridotita). Casi siempre se transforman en serpentinita, y la peridotita fresca es rara. La transición de rocas portadoras de plagioclasa de la corteza a rocas de olivino y piroxeno sin plagioclasa se denomina Moho petrológico. (tomado de https://web.viu.ca/earle/mal-cut/basalt.htm) Ophiolites Evidence of oceanic crust prior to the Jurassic comes mostly in the form of ophiolites. These are slices of oceanic crust that have been emplaced on land during collision of plates. As a result we often see cross sections through the seafloor, the fossil magma chambers and the mantle below. Such sequences are called ophiolite complexes. The process by which oceanic crust is emplaced on continental crust is called obduction. Ophiolite complexes are divided into six layers, all of which may or may not be observed. The top layer representing the fossil sea-floor is characterised by deep sea sediments like chert. Below that is a layer of pillow basalts, and below that the sheeted dyke layer. These latter represent the conduits which would have fed the basalts from the magma chamber to the sea floor. As the ridge spreads, dykes intrude dykes (at a rate of ~ 1 dyke every 50 years) so no country rock exists, just dykes. Below the sheeted dyke swarm lies the relicts of the magma chambers. These are gabbros. Towards the top of the chamber they are homogenous, but towards the bottom, they become rich in cumulates of ultramafic minerals like olivine and pyroxene. It is within these cumulate zones that the Seismic Moho is defined. At this point there is a marked increase in seismic wave velocity. Beneath the gabbros lies the true mantle, which in ophiolites is developed as ultramafic, ultrabasic rocks like dunites (ol peridotite), lherzolites (ol + opx + cpx peridotite) and harzburgites (ol + opx peridotite). These are almost always transformed to serpentinite, and fresh peridotite is rare. The transition from crustal plagioclase bearing rocks to plagioclase-free olivine and pyroxene rocks is called the Petrological Moho. (Tomado de https://www.researchgate.net/publication/317952051_Cambrian-Middle_Ordovician_Platform Slope_Stratigraphy_Palaeontology_and_Geochemistry_of_Western_Newfoundland) Por sobre los basaltos se presenta la capa de sedimentos de mar profundo; las pelagitas silíceas (radiolarian chert) Basaltos en almohadilla: se forman por enfriamiento rápido y la presión hidrostática. Complejo de diques : enjambres de diques que alimentan los canales que extruyen los basaltos suprayacentes Gabros: bandeados o estratificados por efecto de cristalización dentro de la cámara magmática a la base de la corteza oceánica Peridotites: es la capa más superior del manto y usualmente se presenta serpentinizada. Above the basalts there is a layer of deep sea sediments; siliceous pelagites (radiolarian chert) Pad basalts: formed by rapid cooling and hydrostatic pressure. Dyke complex: swarms of dikes that feed the channels that extrude the overlying basalts Gabros: banded or stratified by crystallization effect within the magmatic chamber at the base of the oceanic crust Peridotites: it is the uppermost layer of the mantle and is usually serpentine. Donde se forman las ofiolitas Origin of the ophiolites Rocas de la secuencia ofiolítica Rocks of the ophiolite sequence El Basamento de la cuenca sedimentaria Valle Central The basement of the Sedimentary Valle Central Basin El basamento de la cuenca del Valle Central aflora a lo largo de su límite occidental. Este sótano consiste en corteza oceánica. Las ofiolitas más antiguas se formaron a lo largo del Cretácico Superior durante el mismo gran evento ígneo que originó la Placa del Caribe conocida como CLIP. Esta corteza oceánica de “altiplano” de Aptiano a Santoniano se ha llamado Complejo de Nicoya en sentido estricto porque otras costras oceánicas más antiguas y más jóvenes también se han denominado Complejo de Nicoya. La diferencia radica en el contexto de origen tectónico de su constitución representativa hecha de basaltos. En el promontorio de Herradura afloran los basaltos de la meseta que limitan el VCB. Una asociación de rocas de la corteza oceánica más joven se conoce como Formación Tulín (Dengo, 1962; Arias, 2000) Basaltos Los basaltos suelen ser de color gris oscuro a negro (debido a un alto contenido de augita u otros minerales de piroxeno), rocas volcánicas de grano fino. Su composición química es relativamente baja en sílice y metales alcalinos. Las rocas de esta composición pero con una textura fanerítica (más gruesa) se denominan más propiamente diabase (también llamada dolerita) o, cuando son más gruesas (cristales de más de 2 mm de diámetro), como gabro. Diabase y gabro son, por tanto, los equivalentes hipabisales y plutónicos de los basaltos. El basalto a menudo contiene vesículas, que se forman cuando los gases disueltos salen del magma a medida que se descomprime durante su aproximación a la superficie, y la lava erupcionada se solidifica antes de que los gases puedan escapar. Composición de basaltos vs configuración tectónica En la Tierra, la mayoría de los magmas de basalto se han formado por descompresión, fusión del manto. Esto puede ocurrir en una variedad de entornos tectónicos: Hay cuatro amplias clasificaciones composicionales de basaltos según su entorno tectónico: Marco tectónico Tipo de basalto (composición petrográfica y geoquímica) Basaltos de océanos medio El basalto de la cordillera del océano medio (MORB) es un basalto toleítico que comúnmente erupciona solo en las cordilleras oceánicas y es característicamente bajo en elementos incompatibles. Los minerales dominantes son olivino y Ca- plagioclasa, el clinopiroxeno es raro. Es relativamente rico en hierro y pobre en metales alcalinos y aluminio. E-MORB, MORB enriquecido N-MORB, MORB normal D-MORB, MORB agotado Corteza oceánica o continental por encima de las zonas de subducción Arco insular y toleitas continentales: son menos máficas y más silíceas que MORB. Asociado con basaltos de inundación. Contienen plagioclasa y clinopiroxeno, con olivino menos común. Las toleitas continentales están enriquecidas en álcalis en relación con las toleitas de arco insular. El basalto con alto contenido de alúmina puede estar insaturado o sobresaturado con sílice y tiene una composición intermedia entre el basalto toleítico y el basalto alcalino. Estos representan el extremo con bajo contenido de sílice de la serie de magma calco- alcalino. Islas oceánicas y mesetas (debido a puntos calientes) Los puntos calientes producen islas oceánicas y crestas similares (por ejemplo, las islas Galápagos de Carnegie Ridge) En general, se considera que las plumas son responsables de la aparición de puntos calientes. Los pequeños probablemente se originan en el límite entre el empobrecido (manto fuente astenosférico MORB) y el enriquecido (manto fuente OIB) que se encuentra a unos 700 km de profundidad. El manto fuente de OIB es una mezcla de manto El basalto de la isla oceánica (OIB) es una roca volcánica, generalmente de composición basáltica, estas son olivino- toleitas, que tienen Ca-plagioclasa, piroxenos y ± olivino. Están enriquecidos en relación con MORB en volátiles, álcalis y elementos incompatibles. estalló en océanos lejos de los límites de las placas tectónicas Los basaltos de las islas oceánicas son el resultado del vulcanismo intraplaca. Sin embargo, algunas ubicaciones de basalto en islas oceánicas coinciden con los límites de las placas cerca de una zona de subducción. Los puntos calientes intraplaca en la corteza oceánica presentan característicamente el basalto de las islas oceánicas (OIB - olivino-toliitas, con Ca-plagioclasa, piroxenos y ± olivino) y aquellos en la corteza continental erupcionan inundaciones de continentales-toleítas. Los volcanes de la corteza oceánica hacen primordial más corteza reciclada de losas subducidas. erupción casi exclusivamente de basaltos; predominantemente toleitas (90%) y basaltos de olivino alcalino, incluidas las picritas localizadas. Los basaltos alcalinos son relativamente ricos en metales alcalinos. Están insaturados de sílice y pueden contener feldespatoides, feldespato alcalino, flogopita y kaersutita. La augita en los basaltos alcalinos es augita enriquecida en titanio y los piroxenos bajos en calcio nunca están presentes Corteza continental lejos de la zona de subducción (fisuras continentales) Basaltos de inundación continentales Basaltos alcalinos: enriquecidos en elementos alcalinos, contienen nefelina o analcita; basaltos alcalinos-olivinos, basanitas. Tholeiitas. El Basamento de la cuenca sedimentaria Valle Central The basement of the Sedimentary Valle Central Basin The basement of Valle Central basin crops out along its western boundary. This basement consiste of oceanic crust. The oldest ophiolites were formed along the Upper Cretaceous during the same large igneous event that originated the Caribbean Plate known as CLIP. This oceanic Aptian to Santonian “plateau” crust has been called Nicoya Complex sensu strictu because another ocenic crusts older and younger also have been named Nicoya Complex as well. The difference lies in the tectonic origin context of their representative constitution made of basalts. The plateau basalts crops out in the Herradura Promontory that limit the SVCB. A younger oceanic crust rocks association is known as Tulín Formation ( Dengo, 1962; Arias, 2000) Basalts Basalts are usually dark grey to black coloured (due to a high content of augite or other pyroxene minerals), fine-grained volcanic rocks. Their chemical composition is relatively low in silica and alkali metals.Rocks of this composition but with a phaneritic (coarser) texture are more properly referred to as diabase (also called dolerite) or, when more coarse-grained (crystals over 2 mm across), as gabbro. Diabase and gabbro are thus the hypabyssal and plutonic equivalents of basalts. Basalt often contains vesicles, formed when dissolved gases bubble out of the magma as it decompresses during its approach to the surface, and the erupted lava then solidifies before the gases can escape. Basalts composition vs tectonic setting On Earth, most basalt magmas have formed by decompression melting of the mantle. This can occur in a variety of tectonic settings: There are four broad compositional classifications of basalts according to their tectonic environment: https://en.wikipedia.org/wiki/Augite https://en.wikipedia.org/wiki/Pyroxene https://en.wikipedia.org/wiki/Silica https://en.wikipedia.org/wiki/Alkali_metals https://en.wikipedia.org/wiki/Alkali_metals https://en.wikipedia.org/wiki/Phaneritic https://en.wikipedia.org/wiki/Diabase https://en.wikipedia.org/wiki/Gabbro https://en.wikipedia.org/wiki/Hypabyssal https://en.wikipedia.org/wiki/Plutonic https://en.wikipedia.org/wiki/Vesicular_texture https://en.wikipedia.org/wiki/Decompression_melting https://en.wikipedia.org/wiki/Mantle_(geology) Tectonic setting Basalt type (petrographic and geochemical composition) Mid-ocean ridges Mid-ocean ridge basalt (MORB) is a tholeiitic basalt commonly erupted only at ocean ridges and is characteristically low in incompatible elements The dominant minerals are olivine and Ca-plagioclase, clinopyroxene is rare. It iis relatively rich in iron and poor in alkali metals and aluminium E-MORB, enriched MORB N-MORB, normal MORB D-MORB, depleted MORB Oceanic or continental crust above subduction zones Island arc and continental tholeiites - are less mafic and more siliceous than MORB. Associated with flood basalts. They contain plagioclase and clinopyroxene, with less common olivine. Continental tholeiites are enriched in alkalis relative to island arc tholeiites. High-alumina basalt may be silica-undersaturated or -oversaturated and is intermediate in composition between tholeiitic basalt and alkali basalt. These represent the low silica end of the calc-alkaline magma series. Ocean islands and plateaus (due hot spots) The hot spots produce oceanic islands and aseimic ridges (p.e Galapagos islands of the Carnegie Ridge) Plumes are generally held to be responsible for the occurrence of hotspots. Small ones probably originate at the boundary between the depleted (asthenospheric MORB source mantle) and enriched (OIB source mantle) which lies at around 700 km depth. The OIB source mantle is a mixture of primordial Ocean island basalt (OIB) is a volcanic rock, usually basaltic in composition, these are olivine-tholeiites, having Ca-plagioclase, pyroxenes and ± olivine. They are enriched relative to MORB in volatiles, alkali and incompatible elements. erupted in oceans away from tectonic plate boundaries ocean island basalts are the result of intraplate volcanism. However, some ocean island basalt locations coincide with plate boundaries near a subduction zone. Intraplate hotspots on oceanic crust characteristically feature ocean island basalt (OIB - olivine-tholeiites, with Ca-plagioclase, pyroxenes and ± olivine) and those on continental crust erupt floods of continental-tholeiites. The volcanoes on oceanic crust erupt almost exclusively basalts; predominantly tholeiites (90%) and alkali olivine basalts, including localised picrites. Alkali basalts are relatively rich in alkali metals. They are silica-undersaturated and may contain feldspathoids, alkali feldspar, phlogopite, and kaersutite. Augite in alkali basalts is titanium-enriched augite, and low-calcium pyroxenes are never present https://en.wikipedia.org/wiki/Alkali_basalt mantle plus recycled crust from subducted slabs. Continental crust away from subduction zone (continental rifts) Continental flood basalts Alkali basalts - enriched in alkali elements, contain nepheline or analcite; alkali- olivine basalts, basanites. Tholeiites. Los Sitios Geológicos The Geological Sites Mapa que muestra la distribución geográfica del sector norte de la región Valle y Talamanca cubierta por la presente Guía desde Turrúcares hasta el volcán Turrialba. (Trabajado a partir de mapa de google.) Los sitios del sector norte incluyen: Map showing the geographical distribution of the northern sector of the Valle and Talamanca region covered by this Guide from Turrúcares to the Turrialba volcano. (Worked from google map.) The northern sector sites include: Salitrales Basaltos de la formación Tulín con su típica coloración verdosa por efecto de alteración propilítica. Basalts of the Tulín formation with their typical greenish coloration due to propylitic alteration effect. Bloque de basalto de la Fm. Tulín. Basalt block of the Fm. Tulin. Basaltos tectonizados e hidrotermalmente alterados de la Fm. Tulín. Tectonized and hydrothermally altered basalts of the Fm. Tulin. Patrón geomorfológico de los afloramientos de basaltos. Cerros altos de forma redondeada, con pendientes de entre 30° a 45 ° Geomorphological pattern of basalt outcrops. High hills of rounded shape, with slopes of between 30 ° to 45 °.. Erosión en una ladera de basaltos de la Fm Tulín. Se aprecia la reptación Erosion in a slope of the Fm Tulín basalts. Crawling is appreciated Talus cone at the base of basalt hills Mass flow erosion on sloped hills Colorado Brechas de basaltos de la Fm. Tulín. Tulin Fm basalts breccias. Sabanas Alternancias de areniscas/lodolitas terrígenas, con horizontes de materia orgánica. Estratos lateritizados. Han sido cartografiadas como pertenecientes a la Fm Pacacua (Campaña geológica, 1988; Denyer y Arias, 1991). Alternating sandstones / mudstones, with horizons of organic matter. Highly lateritized strata. They have been mapped as belonging to the Pacacua Fm (Geological Campaign, 1988; Denyer and Arias, 1991) Río Jorco-Bajo Badilla Mapa de ubicación. Hoja Candelaria 1:50000, IG Río Jorco Margen izquierda del río Jorco,alternancias de areniscas- lodolitas-brechas que sobreyacen tobitas moradas. Left bank of the river Jorco, alternations of sandstones- mudstones-breccias that overlay purple tuffs. Intercalaciones de lodolitas color morado rojizo con laminación cruzada de bajo ángulo de espesor milimétrico. A la base y al techo estratos de areniscas gruesas. Alternating reddish-purple and greenish mudstones with millimeter-thick low-angle cross lamination. At the base and top, thick sandstone strata. Modelo de facies para un patrón de sedimentación volcaniclástica. Model of facies for a volcaniclastic realm. Camino Bajo Badilla- Pozos. Alternancias de areniscas muy finas y lodolitas con laminación paralela y horizontes de concreciones (Fm. Peña Negra). Bajo Badilla- Pozos Road: interbedded fine sandstones and mudstones with parallel lamination and concretions horizons (Fm. Peña Negra). Camino Bajo Badilla- Pozos. Arenisca gruesa fosilífera, con estratificación cruzada tipo Hummocky. Bajo Badilla- Pozos Road:Coarse fossiliferous sandstone, with Hummocky cross-stratification. Tomado de: http://link.springer.com/referenceworkentry /10.1007%2F978-1- 4020-3609-5_112#page-1 http://link.springer.com/referenceworkentry/10.1007/978-1- http://link.springer.com/referenceworkentry/10.1007/978-1- Cerro Caraigres y vecindades Caraigres Hill and vicinities Sitios (Sites) : Cangrejal Río Candelaria Cerro Dragón-Qda Concha Bajo Venegas San Francisco Uruca Ojo de Agua Tranquerillas Calizas de Cangrejal Calizas de Cangrejal (Fm. Parritilla), mostrando estructuras de disolución (en especial lapiaz). Limestones from Cangrejal (Fm. Parritilla), showing dissolution structures (especially lapiaz). Depósito de bloques de caliza (Abanico?) aglutinados entre sí por el mismo cemento carbonatado. Bloques desprendidos sueltos sobre la pendiente. Limestone blocks deposit bonded together by carbonate cement. Loose detached blocks on the slope. Nódulos de sílice dentro de las calizas . Silica nodules within limestone Caverna formada dentro del horizonte de bloques de caliza. Cavern formed within the horizon of limestone blocks Río Candelaria Mapa de ubicación. Caraigres 1:50000 IGN Facies verdes de alternancias de brechas finas, areniscas y lodolitas acumuladas en sistemas deltaicos de borde de plataforma. Green facies of alternating fine breccias, sandstones and mudstones accumulated in deltaic platform edge systems. Río Candelaria Transición de las facies deltaicas verdosas a las facies terrígenas grises de alternancias areniscas-lodolitas de un talud deltaico superior. Transition from greenish deltaic facies to gray terrigenous facies of Sandstone- mudstone alternations of an upper deltaic slope Río Candelaria: El Soslayo Intercalaciones de areniscas-brechas finas y lodolitas, con algunas horizontes de carbonatos hacia la base de la sucesión y predominio de lodolitas hacia la parte superior (Fm Peña Negra). Sandstone-fine breccia and mudstone intercalations, with some carbonate horizons towards the base of the succession and a predominance of mudstones towards the upper part (Fm Peña Negra. Estilo de deformación transtensiva a manera de graben en alternancias de origen deltaico de la sedimentación tipo Peña Negra. Style of transtensive deformation in the manner of graben affecting interbedded sandstones and lodolites of deltaic origin of the Peña Negra type sedimentation. Facies arenosas muy finas y lodosas negras, ambas mostrando bioturbación. Las lodolitas en paquetes de estratificación métrica y con una traza tipo Ophiomorpha. Very fine sandy and black muddy facies, both showing bioturbation. The mudstones in metric stratification packages and with an Ophiomorpha type burrow. Río Candelaria Las trazas fósiles o icnofósiles son los restos indirectos de la actividad de animales. Pueden ser improntas de pisadas, de excavación, de reposo, de madrigueras, etc. Fossils traces or ichnofossils are the indirect remains of the activity of animals. Some examples are: Track: an impression made by a single foot. Trackway: a number of tracks made during a single trip. Trail: an impression made by an animal without legs. Burrows: a hole or holes an animal dug into loose sediment (like mud). Borings: a hole or holes an animal dug into a hard substrate (like wood or rock). Facies lodosas negras prodeltaicas con concreción alrededor de traza fósil arriba izquierda). Arriba derecha limolitas y areniscas finas con laminación cruzada e intensa bioturbación. Derecha superior: se observa a las facies areniscas sobreyaciendo el horizonte de lodolitas negras. Izquierda y derecha inferior:limolitas con intensa bioturbación por trazas tipo Domichnia en tubos. Prodeltaic black muddy facies with concretion around the fossil trace above left). Upper right siltstones and fine sandstones with cross lamination and intense bioturbation. Down Left and right: mudstones with intense bioturbation by Domichnia burrowing. Río Candelaria Facies arenosas muy finas y lodosas con estratificación cruzada tipo hummocky indicando baja profundidad de agua. Very fine sandstones and mustones with hummocky cross stratification indicating shallow water depth. La estratificación cruzada tipo hummoicky es producida en aguas someras por corrientes causadas durante las tormentas. Hummocky cross-stratification is produced in shallow waters by currents caused by storms. www.slideshare.net/wwlittle/geol-370-3a-sd-structs-13-1228-96-ppi-1228-96-ppi Quebrada Concha Concha Creek Mapa de ubicación. Hoja Caraigres 1:50000, IGN. Formación Descartes en la Quebrada Concha Mecanismos de depositación por corrientes de turbidez. Tomado de http://www.nr.no/nb/TuMod http://www.nr.no/nb/TuMod http://www.nr.no/nb/TuMod http://www.nr.no/nb/TuMod http://www.nr.no/nb/TuMod Sucesiones sobreyacentes a las Calizas Parritilla en la quebrada Concha. Sedimentación de abanico submarino Underwater fan sedimentation https://www.researchgate.net/figure/Figura-5 Bajo Venegas-Quebrada Pilas Mapa de ubicación. Hoja Caraigres 1:50000, IGN. Falla inversa de bajo ángulo que pone en contacto lodolitas silíceas tobáceas rojizas con lodolitas verdes. Low-angle reverse fault that brings reddish tobaceous siliceous mudstones into contact with green mudstones. Estrías en uno de los planos de falla. Slickensides along a fault plane. Sector Uruca-Monterrey Mapa de ubicación. Caraigres 1:50000, IGN. Relieve abrupto con desarrollo de fuertes pendientes originado por procesos tectónicos fallamiento e intrusiones ígneas. Abrupt relief with development of steep slopes caused by tectonic processes, faulting and igneous intrusions. San Francisco-Abejonal Mapa de ubicación. Hoja Caraigres 1:50000, IGN. Tobas y Tobitas del grupo Aguacate Tomado de Connor & Conway (2000) Y http://earthsci.org/education/teacher/ basicgeol/igneous/igneous.html San Francisco-Abejonal Rocas volcaniclásticas del Grupo Aguacate. Volcanoclastic rocks of the Aguacate Group. Genésis de las secuencias piroclásticas del Grupo Aguacate. Genésis of the pyroclastic sequences of Grupo Aguacate. http://earthsci.org/education/teacher/ Paisajes de la zona de los Santos Landscapes of the Los Santos area Colinas denudacionales. Cruce La Legua-Ojo de Agua. Denudational hills. Cross La Legua-Ojo de Agua. Tajo Tranquerillas Mapa de ubicación. Caraigres 1:50000, IGN. Sucesiones alternantes en el Tajo Tranquerillas de brechas, conclomerados, arensicas y lodolitas con detrito fosilífero de moluscos. Alternating successions in the Tajo Tranquerillas of brechas, conclomerates, arensicas and mudolites with fossiliferous detritus of molluscs. Los depósitos sedimentarios de Tranquerillas son de tipo marino, acumulados como abanicos deltaicos en una plataforma estrecha. The sedimentary deposits of Tranquerillas are of a marine type, accumulated as deltaic fans on a narrow platform. Algunos ejemplos de fauna presentes en la sucesión sedimentaria Tranquerillas Some examples of fauna present in the Tranquerillas sedimentary succession Cheilostomata Liothyrella Molde de bivalvo en arenisca muy meteorizada de origen volcaniclástico con las plagioclasas arcillitizadas Bivalve mold in very weathered sandstone of volcaniclastic origin with clay plagioclase. Arenisca guijarrosa con molde de pecten. Bivalvo Lyropecten sp Las fotografías se tomaron de especímenes de la colección de la Escuela Centroamericana de Geología The photographs were taken from specimens in the collection of the Central American School of Geology . Sector San Lorenzo- Nápoles Se observa la base erosiva del estrato, gradación positiva y laminación paralela The erosive base of the stratum, positive gradation and parallel lamination is observed.. Clastos arcillosos negros arancados del fondo por las corrientes de turbidez y sedimentados a la base de algunos estratos arenosos de inicio de ciclo. Black clay clasts torn from the bottom by turbidity currents and settled at the base of some sandy strata at the beginning of the cycle. Rocas sedimentarias marinas depositadas por corrientes de turbidez. Marine sedimentary rocks deposited by turbidity currents. ÁreaProyecto Hidroeléctrico Pirrís Mapa de ubicación. Hoja Dota 1:50000, IGN. Traza de falla que sube hasta Quebrada Concha. Trace of fault that goes up to Quebrada Concha. Calizas aflorantes en el área inundada por el embalse del proyecto Pirrís. Limestone outcrops in the area flooded by the Pirrís project reservoir Embalse del Proyecto Hidroeléctrico Pirrís Pirrís Hydroelectric Project Reservoir San Lorenzo -Nápoles Estructuras de carga Load structures Rocas sedimentarias marinas con estructuras de corriente Marine sedimentary rocks with stream structures Falla inversa de sobrecorimiento en secuencias terrígenas . Inverse overcurrent fault in terrigenous sequences. Rampa de sobrecorrimiento tectónica Tectonic overshoot ramp Londres Naranjillo Áreas de fuerte erosión por deslizamiento en masa Areas of strong erosion by mass landslide Tejar-Carretera interamericana Mapa de ubicación. Hoja Tapantí 1:50000, IGN Vista del Volcán Irazú desde la carretera Interamerican iniciando el ascenso de la Cordillera de Talamanca View of the Irazú Volcano from the Inter-American highway starting the ascent of the Talamanca Mountain Range Volcanismo originador de las rocas del Grupo Aguacate. Tomado de Connor & Conway (2000) y http://earthsci.org/education/ teacher/basicgeol/igneous/igneous.html Lavas ceolitizadas del Grupo Aguacate http://earthsci.org/education/ Andesitas basálticas con intensa alteración hidrotermal frecuente en las vulcanitas del Grupo Aguacate. Cerro Jaboncillo Mapa de ubicación. Hoja Vueltas 1:50000, IGN. Dacitas del Terciario Superior El Empalme https://cr.polomap.com/en/cartago/11455 https://www.google.com/maps/place/El+Empalme,+Provincia+de+Cartago,+Dota/@9.733333,-83.95,3a,75 https://cr.polomap.com/en/cartago/11455 Santa María de Dota y vecindades Mapa de ubicación. Tapantí 1:50000, IGN. Intrusivo ácido de Santa María de Dota Formación de las rocas volcánicas o e intrusivas a partir de un magma. Paso Macho Rocas volcánicas piroclásticas. Cima-Copey- Providencia-Ojo de Agua Rocas sedimentarias marinas del Paleógeno Turbiditas depositadas en un abanico submarino Tomado de essofocean_8/22/5775/1478500.cw/content/index.html Paisajes de la Cordillera de Talamanca Salsipuedes Camino a Providencia Facies de areniscas gruesas con laminación paralela de color gris verdoso. Alternancias de areniscas y lodolitas color gris verdoso con pátinas negras y blancuzcas Calizas de Providencia Calizas negras, con macroforaminíferos y algas. Mapa de ubicación. Hoja Vueltas 1:50000, IGN. San Gerardo Mapa de ubicación. Hojas Dota y Vueltas 1:50000, IGN. Arriba serie de piroclastos, abajo sucesión siliciclástica de alternancias de areniscas y lodolitas . Macizo de La Muerte Mapa de ubicación. Hojas Cuerecí y Vueltas 1:50000, IGN. Areniscas con estratificación cruzada tipo hummocky. Vegetación del páramo Rocas sedimentarias marinas de cerca de la costa Génesis de las rocas igneas hipoabisales (intrusivos someros) del tajo Corte Fuentes. Tomado de http://a402.idata.over-blog.com/3/02/18/95/actu-8/Actu-9/Actu-10/actu-13/ Dossier-16/Dossier- 26/Dossier-27/Structure-mise-en-place-des-corps-ignes---ULB40.jpg. http://a402.idata.over-blog.com/3/02/18/95/actu-8/Actu-9/Actu-10/actu-13/ Corte Fuentes, Carretera Interamericana Aplitas con turmalina La Cordillera de Talamanca Costa Rica es un país montañoso con un eje noroeste-sureste terminando en el sureste con la Cordillera de Talamanca. Esta es la serranía más alta y larga del país (190 km) con un ancho de 70 km. Alcanza su mayor altura en el Cerro Chirripó con 3819m, otras cimas importantes son los cerros Kamuk (3564m). En Costa Rica se extiende desde los cerros de Dota, Tarrazú, Bustamante, Caraigres, Escazú, San Cristóbal y Tablazo, entre otros, los cuales sirven de límite sur a la depresión tectónica del Valle Central. Costa Rica is a mountainous country with a northwest-southeast axis ending in the southeast with the Cordillera de Talamanca This is the highest and longest mountain range in the country (190 km) with a width of 70 km. It reaches its highest height at Cerro Chirripó with 3819m, other important peaks are the Kamuk hills (3564m). In Costa Rica it extends from the hills of Dota, Tarrazú, Bustamante, Caraigres, Escazú, San Cristóbal and Tablazo, among others, which serve as the southern limit to the tectonic depression of the Central Valley. Su proceso formativo como orógeno se remonta al Paleoceno Superior, tal como lo indican las dataciones bioestratigráficas obtenidas hasta el presente (Obando,2011) con el inicio de la sedimentación en la cuenca de antearco de la parte suroccidental del arco insular. Si bien la actividad volcánica cesó alrededor del límite Plioceno-Pleistoceno, la deformación tectónica y el levantamiento de la Cordillera de Talamanca continúa debido a la subducción de la placa Tomado de http://naturalezaeconomicacostarica.blogspot.com/2011/11/parque-nacional- chirripo-al-alcance-de.html tectónica del Coco bajo la placa Caribe. La región ha estado sujeta a un rápido levantamiento (1-4mm/a) desde hace ca. 1Ma por la difícil subducción de la Dorsal Asísmica del Coco (Gardner et al., 1987; Kolarsky et al.1995, Gardner et al., 2013). Its formative process as an orogen dates back to the Upper Paleocene, as indicated by the biostratigraphic dates obtained up to the present (Obando, 2011) with the beginning of sedimentation in the forearc basin of the southwestern part of the insular arc. Although volcanic activity ceased around the Pliocene-Pleistocene boundary, the tectonic deformation and uplift of the Cordillera de Talamanca continues due to the subduction of the Coco tectonic plate under the Caribbean plate. The region has been subject to rapid uplift (1-4mm / y) for ca. 1Ma due to the difficult subduction of the Coconut Asismic Ridge (Gardner et al., 1987; Kolarsky et al. 1995, Gardner et al., 2013). Acerca de la constitución geológica de la Cordillera de Talamanca, en sus sectores norte y occidental, ésta consiste, según Weyl (1957), de rocas sedimentarias y volcánicas de edad terciaria y presenta plegamiento e intrusiones a lo largo de la Carretera Interamericana entre División y el valle de El General además indica que en el sector Este fueron observados estratos horizontales dislocados por fallas, y además mayor cantidad de cuerpos intrusivos. Con respecto a las fallas según este autor, tendrían un rumbo NO-SE paralelo al eje de la Cordillera quesería la causa del abrupto escarpe de la Cordillera hacia el Valle de El General que se encuentra recubierto de abanicos aluviales. Regarding the geological constitution of the Cordillera de Talamanca, in its northern and western sectors, it consists, according to Weyl (1957), of sedimentary and volcanic rocks of Tertiary age and it presents folding and intrusions along the Inter-American Highway between Division and the El General valley. This author also indicates that horizontal strata dislocated by faults were observed as well as a great number of intrusive bodies and the faults , they would have a NW-SE strike parallel to the axis of the Cordillera, which would be the cause of the abrupt escarpment of the Cordillera towards the Valley of El General on the southeast, which is covered by alluvial fans. (Taken from: Gardner et el, 2013). Modelo de elevación digital de las hojas Buenos Aires, Repunta y parte de Kamuk, Cabagra y General (1:50 000, IGN) mostrando el adosado de abanicos aluviales a la base de la Cordillera de Talamanca. Digital elevation model of the Buenos Aires, Repunta and part of Kamuk, Cabagra and General topographic maps(1:50 000, IGN) showing the distribution of alluvial fans at the base of the Cordillera de Talamanca. Lachniet and Seltzer (2002) acotan que en el Cerro Chirripó, se presentan andesitas y sedimentos marinos intruidos por granodioritas, todos de edad Mioceno. Según Lohmann & Schaufelberger (1947) la Laguna Cerrada se sitúa en un volcán extinto, dentro de la depresión se ubican fragmentos volcánicos, bombas y pómez. A lo largo de camino de Laguna Cerrada a Ojo de Agua, se observan andesitas con textura porfídica que se habría originado en dicho cráter. El Cerro Buena Vista de 3260m de altura consiste de porfirita augítica la cual fue emplazada como diques. Lachniet and Seltzer (2002) state that in Cerro Chirripó, andesites and marine sediments intruded by granodiorites are present, all of Miocene age. According to Lohmann & Schaufelberger (1947) the Laguna Cerrada is located in an extinct volcano, within the depression there are volcanic fragments, bombs and pumice. Along the way from Laguna Cerrada to Ojo de Agua, andesites with a porphyry texture that would have originated in said crater are observed. The 3260m high Cerro Buena Vista consists of augitic porphyrite which was emplaced as dikes. Según Weyl (1957) más abajo de División las tobas alternan con rocas silíceas bien estratificadas y con cornubianitas. A microscopía muestran la presencia de radiolarios y foraminíferos demostrando el origen marino de las capas. El sílice se presenta amorfo y la presencia en capas de partículas vítreas sugieren el origen volcánico del material. También se presentan areniscas volcanogénicas. Así mismo indica que en San Rafael, se ubica “La Piedra” consistente de andesita pura, en cuyas inmediaciones también hay presentes rocas piroclásticas andesitas y basalt