geolŠgica no-30 sin guias - universidad de costa rica

Revista Geológica de América Central, 30: 41-58, 2004

VOLCANO - ESTRATIGRAFÍA ASOCIADAAL CAMPO DE DOMOS DE CAÑAS DULCES,

GUANACASTE, COSTA RICA

Natalia Zamora*, Joanna Méndez, Marco Barahona & Linda Sjöbohm

Escuela Centroamericana de Geología, Universidad de Costa Rica,Apdo. 214-2060, Costa Rica

* Autora para correspondencia: [email protected]

(Recibido 31/01/03; aceptado 02/07/03)

ABSTRACT: A geovolcanic mapping and a stratigraphic sequence interpretation of the volcanic products relatedto a calderic complex, located at the SW of the Rincón de la Vieja volcano, are presented. Sixteen main litostrati-graphic units were recognized with a Paleocene to Miocene basement of hydrotermalized sedimentary rocks.During the Pliocene, the Alcántaro volcanic system emerged; small calderas (Guachipelín) and ignimbrite depositswere formed. An extended fluviolacustrine sequence (> 96 km2) with a strong volcanic influence and diatomitedeposits represent the sediments of an ancient lake originated within the Alcántaro-Guachipelín caldera. Four pha-ses of evolution of the volcanic and lacustrine deposits can be distinguished: 1) Formation of the caldera and theAlcántaro ignimbrite deposit facies, 2) migration of the activity to the SE, 3) formation of the Guachipelín calde-ra, and 4) most of the caldera was reactivated and the pericalderic and intracalderic dacite-rhyolitic domes wereformed. Later on, the present Rincón de la Vieja volcano was originated. A series of debris flows and debris ava-lanches coming from the Rincón de la Vieja and Cacao volcanoes covered the NW part of the study area. About3500 years ago a subplinian layer, erupted from the Rincón de la Vieja volcano, covered the topography.

Keywords: Domes, ignimbrites, lavas, Cañas Dulces, stratigraphy, calderas, Rincón de la Vieja.

RESUMEN: Se realizó un mapeo geovulcanológico e interpretación de la sucesión estratigráfica de los produc-tos volcánicos relacionados con un complejo caldérico festoneado, localizado al suroeste del volcán Rincón dela Vieja. Se reconocieron 16 unidades principales, siendo las más antiguas, rocas sedimentarias hidrotermaliza-das del Paleoceno-Mioceno. Durante el Plioceno emerge el sistema volcánico de Alcántaro, representado por la-vas e ignimbritas. Además, se reconocieron calderas menores (Guachipelín) y productos ignimbríticos. Una se-cuencia extensa (> 96 km2) de depósitos fluvio-lacustres con fuerte influencia volcánica y depósitos de tierrasde diatomeas, representa la colmatación de un lago en la parte interna de la caldera Alcántaro - Guachipelín.Cuatro fases de evolución de la caldera explican la formación de depósitos volcánicos y lacustres: 1) subsi-dencia de la caldera y depositación de las ignimbritas de Alcántaro, 2) migración de la actividad al SE, 3) for-mación de la caldera Guachipelín, y 4) extrusión de domos dacíticos a riolíticos peri-caldéricos e intra-caldé-ricos. Posteriormente, durante el Pleistoceno Medio, se desarrolla el actual macizo volcánico Rincón de laVieja. Finalmente, se da una serie de flujos y avalanchas de detritos provenientes del Rincón de la Vieja y delvolcán Cacao, que cubren la parte NW de la zona de estudio. Una capa subpliniana de caída de unos 3500años de edad cubre parcialmente la zona.

Palabras clave: Domos, ignimbritas, lavas, Cañas Dulces, estratigrafía, calderas, Rincón de la Vieja.

Estratigrafía volcánica

42 REVISTA GEOLÓGICA DE AMÉRICA CENTRAL

INTRODUCCIÓN

Debido a la importancia que ha adquiri-do la búsqueda de nuevos recursos energéticos,el Instituto Costarricense de Electricidad (ICE)ha realizado estudios para la identificación deprospectos geotérmicos. Con el apoyo de estainstitución se realizó en el 2001 un estudio geo-lógico en detalle que cubre un área de 176,5km2 en el flanco suroeste del complejo volcáni-co Rincón de la Vieja, cerca de las poblacionesde Cañas Dulces y Curubandé, provincia deGuanacaste. Los resultados fueron compiladosen un informe interno (Barahona et al., 2001).El presente trabajo sintetiza dichos resultados.Se describen las características principales decada formación o unidad informal y su suce-sión estratigráfica. Mediante el mapeo se logra-ron identificar diferentes estructuras y depósi-tos relacionados con eventos de tipo caldérico(intra y extra caldera), presencia de domos in-tracaldéricos y pericaldéricos, fallas y, además,productos epiclásticos relacionados (Fig. 1). Elprincipal objetivo de este trabajo es hacer unareconstrucción e interpretación geológica yvolcano-estructural de la caldera al pie delcomplejo volcánico Rincón de la Vieja.

ANTECEDENTES

Las primeras menciones del área fueronrealizadas por Segura (1945), que describe las dia-tomeas lacustres de los alrededores de QuebradaGrande y los domos de Cañas Dulces. Dóndoli(1950) estudia la geología de Liberia y alrededores.Dengo (1962a) dividió las rocas de la cordillera yla Meseta Volcánica de Santa Rosa en tres forma-ciones: Bagaces, sobreyacida por las tobas de laFormación Liberia y las rocas volcánicas (en sumayoría andesitas) en los flancos de los volcanes.Mainieri (1975) realiza el primer mapeo y datacio-nes del área; Salazar (1978) describe los depósitosde diatomita; Tournon (1984) y Bellon & Tournon(1978) describen los domos, flujos ignimbríticos yedades. Chiesa et al. (1987) y Mora (1988) aportanpor primera vez una serie de levantamientos estra-tigráficos de detalle y un cuadro sinóptico tefroes-tratigráfico, indicando el origen de las ignimbritasen el volcán Miravalles, donde escarpes de calderaengloban una gran porción del volcán actual. Les-cinsky et al. (1997) describen las manifestacionesgeotermales y alineamientos (NW) en la base delRincón de la Vieja. Quesada (1989), con base en suestudio geológico y geofísico, determina que esealineamiento NW coincide con una falla paralela alfrente volcánico, que subyace y conecta las mani-festaciones geotermales. Kempter (1997) realizóun estudio más detallado de la geología perivolcá-nica y la cúspide del Rincón de la Vieja.

ESTRATIGRAFÍA LOCAL

La estratigrafía en el flanco SW del volcánRincón de la Vieja se ha dividido en 16 unidadesque son descritas de la más antigua a la más jo-ven (Figs. 2 y 3).

Unidad sedimentaria hidrotermalizada LomaMadroñal (HiM)

El único afloramiento es la Loma Ma-droñal (0,6 km2) al norte de la zona de estudio(Fig. 2), donde aflora la secuencia basal, con unespesor de 30 m. La parte inferior consiste deFig. 1: Ubicación de la zona de estudio.

43ZAMORA et al.: Volcano-estratigrafía asociada al campo de domos de Cañas Dulces

areniscas y lutitas meteorizadas (no hidroter-malizadas), que presentan estratificación centi-métrica (30 cm). Las areniscas son medias agruesas y las lutitas son grises sin laminación.En la parte superior afloran brechas silicifica-das, con fragmentos lávicos y pómez. Exhibenformas que sugieren plegamiento y estratifica-ción, así como estructuras laminadas dentro dela parte silicificada.

La unidad está sobreyacida disconfor-memente por las secuencias lacustres que se

encuentran localmente silicificadas y por laslavas más recientes del Rincón de la Vieja. Porestar muy alterada, resulta difícil determinaruna correlación. Los foraminíferos planctóni-cos Globorotalia, encontrados por los geólogosde TC&A S.A. en el flanco noroeste del cerro,han sido atribuidos al Miembro Zapotal (For-mación Descartes, sensu Astorga, 1987) deorigen turbidítico, con una edad Paleoceno Su-perior- Eoceno Inferior (T. Aguilar, com. escri-ta, 1996).

Fig. 2: Mapa geológico (simplificado de Barahona et al., 2001).


Unidad hidrotermalizada Loma Jaragua (HiJ)

El mejor afloramiento, con un espesor de100 m, se encuentra a lo largo de Loma Jaraguaen Lilas (Fig. 2). Se interpreta como una ventanatectónica, por una falla que levantó el área, encontacto con las lavas del Rincón de la Vieja. Esuna secuencia muy hidrotermalizada con estrati-ficación decimétrica y centimétrica (hasta 25 cm)no continua, constituida por epiclastos (pómez de3 - 4 cm, líticos hidrotermalizados, plagioclasas),con icnofósiles Girolithes (con rangos del Jurási-co al Terciario) que son perforaciones, probable-mente realizados por Decapada que indican unambiente marino somero. Se le ha asignado unaedad relativa del Mioceno Medio (T. Aguilar,com. escrita, 1998).

Se caracteriza por presentar vetas de sílicede 2 cm con rumbo de N40oW. En la base de loscerros Jaragua y Pedernales se observan coluviosrecientes con una matriz anaranjada y rojiza.

Formación Alcántaro (FmA)

Descrita originalmente por Kempter(1997) como lavas silíceas, densas, de tonos mo-rados a grises sobreyacidas por ignimbritas sol-dadas con un contenido de plagioclasas y piroxe-nos mayor al de las lavas. En la zona de estudio,esta formación corresponde con la unidad volcá-nica más antigua y presenta localmente depósitoslacustres y epiclásticos asociados.

Sobreyace a las unidades hidrotermaliza-das Loma Jaragua y Madroñal y está sobreyaci-da por las formaciones Curubandé y Río Liberia.La edad podría ser pliocena (aproximadamente2 Ma). Los análisis químicos muestran una com-posición dacítica para las lavas e ignimbritas(Funnaioli & Rossi,1991).

La forma arqueada de los bordes morfoló-gicos, con laderas suaves hacia el sector oeste,sugieren su origen a partir del colapso caldéricode un antiguo edificio volcánico (paleovolcán Al-cántaro), ubicado donde actualmente yace elcampo de domos Cañas Dulces.

Debido a su heterogeneidad volcano-se-dimentaria, se han clasificado varios eventos

ignimbríticos y de coladas de lava, que se desa-rrollaron casi simultáneamente:

Ignimbritas Río Colorado

Descrita por Kempter (1997) como TobaRío Colorado, compuestas por depósitos de flujospiroclásticos soldados con tonalidades gris-moradoen superficie sana y café rojizo en superficie me-teorizada. Posee 10% de plagioclasas, 15% defiammes de < 2 cm de longitud y 5% de líticos al-terados dentro de una matriz vidriosa. Los espeso-res máximos (15 m aproximadamente) se observanen la quebrada Escobio (297,2 N/381,8 E) y ríoBlanco. Se encuentran interdigitadas entre las lavasbandeadas (gris-rojizas) de las Lavas e IgnimbritasAlcántaro. En el sur de la zona de estudio están so-breyacidas por la Formación Río Liberia.

Fluviolacustre Quebrada Cielo

Depósitos epiclásticos y fluviolacustresaflorantes en cortes verticales de la quebrada Cieloy río Tizate, principalmente en sus secciones supe-riores. Están constituidos por tobitas finas a me-dias, de tonalidades crema verdoso a amarillento,con laminación paralela planar discontinua y bue-na selección, así como fragmentos de pómez su-bangulares a redondeados y clastos líticos subre-dondeados que alcanzan un tamaño máximo de 2mm. Exponen una secuencia cuyo grano se afinahacia el techo. El transporte de los epiclastos fuealuvial y su depositación ocurrió en un ambientecontinental lacustrino. Estas facies poseen un espe-sor aproximado de 4,5 m y se encuentran sobreya-cidas por las Lavas e Ignimbritas Alcántaro.

Lavas e Ignimbritas Alcántaro

Lavas: Se distinguen dos principales tipos de lavas:

1. Lavas vítreas negras con textura perlíti-ca, generalmente masiva, en menor can-tidad con lajeamiento incipiente y ban-deamiento milimétrico en superficiesmeteorizadas. Contienen fenocristales deplagioclasas, ortopiroxenos, clinopiroxe-nos y trazas de magnetita.


2. Lavas gris-rojizas con vesículas orienta-das (litofisas), parcialmente rellenas decristobalita-tridimita y bandeamiento consuaves ondulaciones de orden centimétri-co a decimétrico, lo cual evidencia buza-miento primario. Poseen una matriz vi-driosa, hialopilítica con fenocristales deplagioclasas arcillitizadas, clinopiroxenos,ortopiroxenos y magnetita.

Ignimbritas: Se encuentran en la sección supe-rior, cubriendo a las lavas y presentando grandescambios laterales, motivo por el cual se caracte-rizan dos tipos:

1. Ignimbrita negra de aspecto lávico y bajoporcentaje de líticos. Posee un 65% de es-quirlas de vidrio (shards) y fiammes < 1 cm.

2. Ignimbrita violeta que meteoriza a tonali-dades naranja. Contiene 20% de fiammesnegros con tamaños ≤ 5 cm, clastos angu-lares decimétricos, pómez y shards. En elrío Blanco, se encuentran intercaladas conflujos de pómez, tobas de lapilli y paleo-suelos, llegando a alcanzar un espesor má-ximo observado de 10 m.

Conglomerado Río Blanco

Inicialmente descrito por Kempter (1997)como una facies de lava expuesta en el río Blan-co cerca de la población de Curubandé. En suformación depósitos fluviales inconsolidados,agua y sedimentos fueron incorporados a la cola-da de lava. Sobreyacen discordantemente a lasLavas e Ignimbritas Alcántaro y son sobreyaci-dos por la Unidad Curubandé. Posee un espesoraproximado de 2 m y se caracteriza por ser unconglomerado brechoso con clastos de lavas detamaño centimétrico hasta decimétrico. Su prin-cipal característica es la silicificación y el fractu-ramiento tipo rompecabezas de los clastos.

Unidad Curubandé (Cu)

Descrito como ignimbritas andesíticas biensoldadas, gris oscuras y cafés, rojizas cuando se

presentan alteradas, compuestas por escorias ne-gras (12%) y líticos (30%) angulares similares alas lavas de la Formación Alcántaro. El tamañode las escorias se incrementa hacia el noroeste deCurubandé. En algunas secciones se observanfiammes café inmersos en una matriz de ceniza,plagioclasas y piroxenos. Microscópicamente,presenta un alto contenido vítreo, así como figu-ras de aplastamiento, minerales fracturados deplagioclasas y clinopiroxenos.

Presenta un espesor que decrece desde 20m al noreste de Curubandé hasta 10 m al suroes-te del pueblo, con una extensión de aproximada-mente 22 km2 de forma irregular. El estratotipose localiza en los alrededores del pueblo de Cu-rubandé y se puede observar la roca sana al es-te del pueblo, sobre el camino que lleva a la Ha-cienda Guachipelín. Esta unidad sobreyace pormedio de una discordancia erosiva a la Forma-ción Alcántaro y es sobreyacida por la Forma-ción Río Liberia. Por su posición estratigráficay distribución geográfica (Fig.2) se podría ubi-car en el límite Plioceno - Pleistoceno (<1,8Ma) y su origen debió estar asociado con la cal-dera Alcántaro, ubicada al noreste del pueblo deCurubandé.

Unidad Río Tizate (RT)

Flujo piroclástico crema a blanco, meteo-rizado verde amarillento. Compuesto de pómezblancas con un diámetro máximo de 10 cm, conplagioclasas y trazas de hornblenda, fragmen-tos líticos entre 2 a 5 cm de diámetro compues-tos por ignimbritas gris claro (con fiammes mi-limétricos de obsidiana, plagioclasas y líticosácidos) y lavas rojizas afaníticas porfiríticas(con fenocristales de plagioclasa y piroxenos).La matriz está formada por 70% de cenizablancuzca, 15% de plagioclasas de 1 a 2 mm delargo, 12% de piroxenos de 2 mm de diámetroy 3% de anfíboles.

La unidad tiene un espesor de 20-25 m.Aflora solamente en el cauce del río Tizate y en laquebrada Pital. El mejor afloramiento, en forma deun escarpe vertical, se presenta en la margen iz-quierda del río Tizate (306,0 N/377,9 E).


Sobreyace a la Formación Alcántaro encontacto erosivo y es sobreyacida por la Forma-ción Loma Camastro con un contacto neto hori-zontal. No se tiene clara cuál es la fuente de estosdepósitos ya que la mala selección del depósito,la falta de estratificación, concentraciones altasde sólidos y el encauzamiento en los ríos, dificul-tan su interpretación. Sin embargo, podría estar li-gado con flujos piroclásticos generados por unevento caldérico asociado con el volcán Alcánta-ro, o por un flujo piroclástico local originado enun domo (hace aproximadamente 1,8 Ma).

Unidad Tibio (Tb)

Kempter (1997) incluye estas litologíasdentro de lo que denominó Formación Pital. Es-tá compuesta por coladas de lavas columnares ymasivas, que presentan hacia la sección superiorde la secuencia capas de piroclastos de poco es-pesor. Las lavas son densas y presentan estructu-ras, tales como seudoestratificación, pliegues yestructuras similares a pequeñas coladas. Se divi-den en dos tipos: a) en la base, lavas negras, al-gunas veces rojas hasta verdosas y b) en la partesuperior, lavas negras masivas y columnares confenocristales de plagioclasas (4x3 mm) y piroxe-nos, dentro de una matriz afanítica negra. Algu-nas de estas coladas presentan autobrechas conmatriz arenosa, mientras que en la parte superior,al meteorizarse, presentan texturas seudoescoriá-ceas, pero al partirlas son masivas; los colores demeteorización son rojizos a verdes. La lava delCerro Mesas es una traquiandesita o andesita demuy alto potasio (Tournon, 1984).

Aflora en las quebradas Tibio y San Anto-nio y el río Tizate; además, en los cerros al sur definca La Perla, al este de finca las Brisas, en el

cerro de la finca Aprecio y el Sitio Mesas. Presen-ta un espesor observado de 40 m, pero por su dis-tribución topográfica se asume aproximadamentede 70 m. Se propone como estratotipo el aflora-miento en el cruce del camino Brisas-La Perlacon la quebrada Tibio (304,9N/379,9 E). Comohipoestratotipo se asigna el Sitio Mesas y el cerrocercano a la finca Aprecio. El contacto inferior nofue observado, pero se propone que está sobreya-ciendo a la Formación Alcántaro y está subyacidainconformemente por la Unidad Curubandé. Suorigen no es claro, pues las lavas parecen simila-res a las lavas antiguas del Rincón de la Vieja, pe-ro por su distribución y relaciones estratigráficasparece estar más ligado a antiguos cuerpos dómi-cos erosionados. Esto es evidenciado en fotos aé-reas, donde se delimitan algunas estructuras anti-guas similares a los domos hoy existentes.

Formación Río Liberia

Originalmente llamada “toba blanca” porDóndoli (1950), Formación Liberia por Dengo(1962b) y Río Liberia por Chiesa (1991). Chiesaet al. (1992), subdividen la Formación Liberia(sensu Dengo, 1962b), en Formación Río Liberiay en Formación Guayabo. Se caracteriza por pre-sentar intercalaciones de depósitos de caída, flu-jos y oleadas piroclásticas, que presentan unamatriz tobácea poco a moderadamente compac-tada, con abundante vidrio volcánico triturado(shards), pómez y minerales primarios comocuarzo, plagioclasas, biotita y anfíbol.

Toba con anfíbol

Barahona et al. (2001) hacen referencia auna toba pumícea verdosa, rica en anfíbol, que se

Fig. 3: Perfil geológico a través de la zona de estudio.


presenta en la sección inferior de la formación.Constituye una alternancia de capas de caída y flu-jos piroclásticos de tonalidades verdes y amari-llentos; con un grado de compactación relativa-mente bajo, la cual alcanza su máximo espesor de4 m, en la localidad de Curubandé y espesores mí-nimos de 0,5 m hacia el sur. Compuesta por un 15– 20% de pómez blancuzcas (15x10 cm de diáme-tro), 25% de fragmentos líticos en su mayoría delavas andesíticas y cumulitos con tamaños que va-rían desde milimétricos hasta centimétricos, 10 -15% por cristales de plagioclasa, cuarzo y magne-tita, con tamaños <3 mm, 10% cristales de anfíbo-les dentro de una matriz tobácea generalmenteblancuzca o rosada, la cual ocupa un 55 – 60%.

Toba con biotita

Sus características son muy similares a laanterior y lo que varía es el contenido de anfíboles

y biotita. Se caracteriza por ser un depósito caó-tico que presenta una alternancia de capas de caí-da, con laminación paralela, muy friable, las cua-les pueden ser observadas en un tajo carretera alcerro Torre (Fig. 4) y capas de flujos masivosmoderadamente compactados; compuestos porvidrio pardo (60%), plagioclasa (5%), cuarzo co-rroído (5%), hornblenda verde (3%), biotita hi-droxilizada (7%), vesículas (8%) y 12% de pó-mez con textura fibrosa.

Las capas de caída, flujos piroclásticos yoleadas piroclásticas (Fig. 4) se presentan separa-das por contactos netos y no se observan paleo-suelos o superficies erosionadas, lo cual eviden-cia un carácter intermitente del periodo eruptivo.

En el sur del área sobreyace discordante ala Ignimbrita Río Colorado, al noreste a la Uni-dad Curubandé, al suroeste y al norte sobreyacedisconformemente a la Formación Alcántaro encontacto con un paleosuelo bien desarrollado. Al

Fig. 4: Sección litológica de la Formación Río Liberia realizada en un tajo, cerca del cerro Torre. Coordenadas 298,6N - 376,45E.


noroeste del área es sobreyacida por depósitoscaóticos de debris flow (Subunidad Congo) y ha-cia el sureste, en la margen izquierda del río Ne-gro, por la Unidad Guachipelín.

Alvarado et al. (1992) y Gillot et al.(1994), basados en dataciones K–Ar, le asignanuna edad de 1,6 ±0,2 Ma. Dengo (1962b) planteaque esta formación proviene de las faldas delRincón de la Vieja evidenciado por la forma ydistribución de los depósitos. Chiesa (1991),Funnaioli & Rossi (1991) y Kempter (1997) leasignan un origen relacionado con una calderaubicada en el área de los domos de Cañas Dulces(Fig. 5). En perforaciones realizadas por el Insti-tuto Costarricense de Electricidad se ha encon-trado una toba biotítica con espesores de más de100 m, que se puede interpretar como un depósi-to intracaldérico (Fig. 5) y que indica que estos yotros flujos rellenaron la caldera.

Unidad Guachipelín (Gch)

Kempter (1997) describe esta unidad comotres flujos de ignimbritas pobremente soldadas,

interpretando estos materiales como relleno decaldera. Está constituida principalmente por de-pósitos de caída, flujos y oleadas piroclásticas,las cuales se han divido en cuatro facies:

Flujos de pómez

Se presentan muchas veces alteradoscon tonalidades amarillentas; constituidosprincipalmente por pómez (φmax= 1,5 cm), dis-puestos en una matriz de ceniza media a fina,con alto grado de meteorización, formandocomúnmente capas de suelo rojizas y anaran-jadas. Estas facies se observan subyaciendo yalgunas veces interdigitadas con las facies decaída. El flujo de pómez sobreyace de formaconcordante a la Formación Alcántaro y a laFormación Río Liberia (no se observó el contac-to) y es sobreyacido disconformemente por lasunidades de debris flow Guachipelín y debrisavalanche del Rincón de la Vieja. Su origen seconsidera ligado a la actividad explosiva pe-riódica, con varios pulsos eruptivos, asociadoscon la formación del campo de Domos CañasDulces.

Fig. 5: Isopacas realizadas para la Formación Río Liberia en la zona de estudio.


Facies de caída

Tobas blancas que meteorizan a gris rojizo,estratificadas hasta masivas, constituida por un 40%de pómez (φmax= 2 cm) poco alterados y cristales deplagioclasas, cuarzo y bajo contenido de anfíboles(< 5%), dentro de una matriz de ceniza (35%). Enalgunos sectores estas facies presentan lapilli acre-cional y un aumento en el porcentaje de matriz.

Facies de flujos piroclásticos

Constituidos por una matriz idéntica a las fa-cies de caída, con pómez (φmax= 15 cm, 30%) y un15% de líticos no juveniles, andesíticos (≤60 x 35cm), de ignimbritas y lavas similares a los domos(dacitas). El gran tamaño de los clastos líticos sugie-re que la fuente fue cercana al campo dómico, espe-cialmente vinculado al domo del Cerro San Vicentey al sector de las lavas columnares del sitio Mesas.Estas facies se encuentran sobreyaciendo a las fa-cies de caída y a veces se encuentran interdigitadas.

Facies de oleadas

Son afloramientos locales, constituidospor depósitos delgados (40 cm) de ceniza volcá-nica con laminación milimétrica a centimétrica,paralela hasta cruzada con un bajo porcentaje delíticos y algunas pómez (φmax= 1 cm). Están aso-ciadas con los depósitos de flujos de pómez y flu-jos piroclásticos.

El espesor de la Unidad Guachipelín es de75 m, donde las facies de caída presentan entre 2y 3 m de espesor, las de flujos entre 15 a 20 m ylos flujos de pómez hasta 50 m en el río Colora-do, con un aspecto masivo y mal seleccionados.

Anteriormente, a esta unidad se le correla-cionaba con la Formación Guayabo; sin embar-go, dado el porcentaje y gran tamaño de los líti-cos parece confirmar su relación con el campodómico y con la formación de la caldera Guachi-pelín. Su edad se considera como pleistocena.

Formación Loma Camastro

El primero en referirse a los depósitos de es-ta formación e identificar los fósiles de diatomeas

fue Segura (1945). Salazar (1978) indica que ladiatomita es de ambiente lacustre de acuerdo con lapresencia de diatomeas del género Gomphonema yEpithemia.

Esta formación está constituida por al-ternancias de sedimentos epiclásticos consoli-dados, lutitas, areniscas finas, medias y grue-sas, conglomerados y brechas; en algunos casoscon presencia de materia orgánica. Los depósi-tos epiclásticos se presentan intercalados conhorizontes de tierras de diatomeas y depósitospiroclásticos, compuestos principalmente depómez, biotita, anfíbol y plagioclasas. Se sepa-ra en las siguientes facies descriptivas interdi-gitadas lateralmente:

Depósitos epiclásticos

Facies de lutitas: Lutitas friables, de tonalidad ca-fé – grisáceo, que meteorizan a café oscuro y ne-gro. Presentan una granulometría muy fina, con po-rosidad menor al 5%, cemento silíceo primario ycemento calcáreo secundario (Molina, 1997).

Facies de areniscas: Areniscas estratificadas conlaminación milimétrica a decimétrica y una gra-nulometría que varía desde fina hasta gruesa demala selección, con cristales subangulares a an-gulares y una porosidad del 30%. En superficiesana es gris oscuro y café, meteorizando a negroy café parduzco. Está compuesta por fragmentosde plagioclasas, piroxenos, pómez, líticos lávi-cos, cuarzo, anfíbol y biotita.

Facies de conglomerados: Formada por clastos deareniscas finas, café (φmax= 100 cm), de lavas an-desítico basálticas (φmax= 70 cm), lutitas cafés(φmax= 50 cm) e inclusive diatomita (φmax= 200cm), dentro de una matriz tobácea con pómez y lí-ticos subredondeados entre 0,5 – 1,5 cm.

Facies de brechas: Formada por clastos (φmax= 7cm) de lutita verdosa (silexita) y líticos andesíti-cos negros (φmax= 0,7 cm).

Facies de tobitas: Compuesta por cenizas volcá-nicas finas a medias retrabajadas. En superficiesana son crema–blanco y meteorizan anaranja-do y amarillo. Se compone de líticos lávicos y


pómez, con mala selección y una porosidad me-nor al 5%. En algunos sectores llega a formar ci-clos de gradación normal e inversa con lamina-ción milimétrica a centimétrica.

Depósitos de diatomita

Roca blanda de grano fino, blanca en super-ficie sana que meteoriza a rojizo y café, compuestapor cenizas y diatomeas, con laminación milimétri-ca continua planar y cruzada, las cuales forman es-tratos densos de apariencia lutítica, con fracturaconcoidal. Puede llegar a tener un espesor mayor de190 m, dato obtenido de la perforación PBr–2 delICE (coord. 310,63N/381,36E, Fig. 6.). La locali-dad tipo está en el cerro Loma Camastro (coordena-das 309,1N/373,45E, hoja Curubandé), donde aflo-ra una secuencia de intercalaciones de diatomeas,tobitas, areniscas finas a medias y ruditas (Fig.7).

La Formación Loma Camastro se localizahacia el norte y noreste de la Formación Alcánta-ro (Fig. 2), cubriendo un área de depositaciónmayor a 96 km2. Sobreyace a la Formación Al-cántaro por una discordancia erosiva, de maneradisconforme a la Unidad Tibio y en contacto netocon la Formación Río Tizate. Es sobreyacida porcontacto erosivo por el flujo piroclástico Góngora,las lavas La Torre y Fortuna de la Formación Ca-ñas Dulces y la Unidad Lavas Rincón de la Viejay por discordancia erosiva por la Subunidad De-bris Avalanche Cacao. Su edad es estimada comoPleistoceno Temprano. Su rasgo paleontológicomás importante es la presencia de diatomeas,también se encuentran fósiles de gastrópodos,cangrejos de ambiente lacustrino (Potamo carci-nus nicaraguensis), peces, ranas y hojas, así co-mo horizontes de lutita con abundante materiaorgánica como madera e improntas de hojas.

Fig. 6: Pozo PBr-2 del ICE (310,63 N/381,36 E, altura 588 ms.n.m.; Molina, 1997). En esta perforación se encontraronvarias capas de tierra de diatomeas de la Formación LomaCamastro. Los primeros 119 m de la perforación fueron dese-chados, por lo que la información no se pudo incluir. *mb.n.s.= metros bajo el nivel del suelo.

Fig. 7: Sección medida del estratotipo de la Formación LomaCamastro (coordenadas 309,1N/ 373,45E).


La depositación de esta formación se llevóa cabo en un antiguo lago, asociado con la calde-ra Alcántaro, la cual causó el represamiento delos sistemas de drenaje existentes, generando unespejo de agua con un área cercana o superior alcentenar de kilómetros cuadrados. Con base enlos rasgos geológicos, se determina que los sedi-mentos estuvieron sujetos a procesos fluviales,erosivos y de retrabajo, así como precipitación ydecantación. Debido al alto aporte terrígeno, seconsideran periodos de colmatación, exposición,erosión y nuevamente depositación, evidencia-dos por la presencia de paleosuelos dentro de lasintercalaciones.

Formación Cañas Dulces

Bellon & Tournon (1978) y Chiesa et al.(1992) describen los domos como dacitas a rioli-tas con contenido intermedio a alto de potasio yedad Plioceno–Pleistoceno. Kussmaul & Sprech-mann (1982) los describen como Dacitas Fortunay Kempter (1997), como formación Cañas Dul-ces. Tournon (1984) analizó una serie de mues-tras de rocas en el área de estudio, caracterizan-do el Miembro Fortuna como dacitas a riolitasentre el rango de alto potasio; el Miembro Gón-gora corresponde con dacitas y Miembro La To-rre como andesitas basálticas. Se la subdivide enlos siguientes miembros:

Miembro Fortuna (DF)

Buenos afloramientos se encuentran en loscerros Fortuna, Cañas Dulces, Góngora, La To-rre, San Roque y San Vicente (Fig. 2). Presentanun espesor mínimo de 70 m en los cerros, aunqueen una perforación del ICE realizada en la basedel domo Fortuna (310,52N/376,77E), se perfo-raron dacitas hasta 210 m de profundidad, por loque se tiene un espesor mínimo de 290 m.

Está compuesto por coladas de lavas dací-ticas, masivas, lajeadas o columnares, grises averdes grisáceos, con fenocristales de plagiocla-sas y hornblendas, dentro de una matriz gris, contonalidades gris-rojizo a rojo cuando están altera-dan hidrotermalmente, pudiendo llegar a estar

completamente arcillitizada. Petrográficamentecorresponden con dacitas, donde las lavas de loscerros Fortuna y San Roque están compuestaspor plagioclasas, anfíboles y biotita dentro de unamatriz semiesferulítica, mientras las de los cerrosCañas Dulces, Torre, oeste del Góngora y San Vi-cente están compuestas por plagioclasas, ortopiro-xenos, clinopiroxenos, anfíboles, opacos y biotita.

Su posición estratigráfica se ve evidencia-da por la distorsión en los buzamientos de los de-pósitos lacustres de la Formación Loma Camas-tro, a la cual sobreyace de manera discordante. Essobreyacida concordantemente por MiembroGóngora, Miembro La Torre, Formación LavasRincón de la Vieja y la Unidad Debris AvalancheCacao. Por medio de dataciones K-Ar, Bellon &Tournon (1978) y Alvarado et al. (1992), le asig-nan una edad de 1,55 ± 0,5 Ma al cerro CañasDulces y 1,6 ± 0,5 Ma al cerro San Roque.

Estas lavas son el producto de la forma-ción de domos exógenos, pericaldéricos, ligadosa la fase post-caldera Alcántaro.

Miembro Góngora (DG)

Compuesto por los flujos Góngora y SanRoque. Se asocian con la fase terminal de la for-mación de los domos, donde los flujos fueron ex-truidos desde un conducto central, el cual extrajoa su salida rocas previamente formadas.

Flujo Góngora: Petrográficamente correspondecon una andesita hornbléndica, con abundantematriz hialopilítica, en donde la orientación deflujo de los microlitos de plagioclasa no es muyclara. Aflora en las quebradas Tibio y San Anto-nio. Se encuentra subyacida de forma discordan-te por la Formación Loma Camastro y el Miem-bro Fortuna y sobreyacida por las unidades La-vas Rincón de la Vieja y la Tefra Río Blanco.

Flujo Ignimbrítico San Roque: Ignimbrita blancaque meteoriza a pardo y rojizo, compuesta porcristales de hornblenda, plagioclasas alteradas, pó-mez (φ = 5x2 cm) y magnetita. Aflora solamenteen el sector norte y este del cerro San Roque, don-de se dispone en forma de una capa que cubre yaplana la topografía. Se infiere un espesor entre


40 y 50 m. Estratigráficamente, sobreyace a laFormación Loma Camastro por medio de un con-tacto erosivo y a las lavas del Miembro Fortuna.El contacto superior es discordante con la Uni-dad Lavas Rincón de la Vieja. Su origen se aso-cia con la culminación de la formación del cerroSan Roque, por lo que se le asigna a este domo lafuente de origen del evento, el cual cubrió las zo-nas planas como las cuencas lacustres que se ha-bían colmatado.

Miembro La Torre (DTo)

Descrito por Kempter (1997) como ande-sitas de la Torre y depósitos asociados. Está com-puesto por coladas de lavas y al menos tres depó-sitos piroclásticos diferentes, derramados alrede-dor de los domos. Se determinaron:

Flujo oeste del Góngora: Un flujo heterogéneo,en la base compuesto por 7 m de flujos piroclás-ticos con 30% de líticos lávicos procedentes de laUnidad Tibio y Miembro Fortuna (φ= 40cm x 30cm), dentro de una matriz de cenizas y pómez.Hacia arriba se presenta una toba lapíllica blo-cosa, compuesta por 50% de cenizas, 35% depómez (φ = 2 cm), y 15 % de líticos moderada-mente alterados, el cual es seguido por un flujopiroclástico compuesto por 30% de cenizas,10% de pómez (φ= 5 mm) y 60% de líticos lá-vicos sanos (φ = 20cm).

Flujo Finca Perla: Ignimbrita soldada, café ama-rillenta, moderadamente alterada, de textura afa-nítica porfirítica con pocos fenocristales de pla-gioclasas.

Flujo Torre: Flujo de cenizas, pómez y líticos,muy alterado.

Lavas: Con textura lajeada, gris a rojizas conseudobandeamiento y textura afanítica porfiríti-cas con fenocristales de plagioclasas. Están com-puestas por plagioclasas > clinopiroxenos > opa-cos > anfíboles. Como estratotipo se propone losbordes del cerro La Torre, donde se observaronunos 30 m de flujos piroclásticos y 40 m de la-vas. Este miembro sobreyace discordantemente

a la Unidad Tibio y la Formación Loma Camas-tro y de forma concordante al Miembro Fortuna.Se propone una edad Pleistoceno Inferior.

Unidad Lavas Rincón de la Vieja (LRV)

Coladas de lavas andesíticas basálticasgris oscuro, con meteorización esferoidal y tona-lidades de alteración rojizas. Comúnmente sepresentan masivas o lajeadas, formando topogra-fías onduladas, con pendientes suaves, a excep-ción de los frentes de colada donde se forman es-carpes pronunciados.

Colada Inferior

Andesita gris claro, meteoriza a tonalida-des café, amarillo, naranja y gris oscuro. Presen-ta fenocristales de plagioclasas hipidiomórficashasta idiomórfica con un tamaño promedio de 2mm y piroxenos xenomórficos de 4 mm, dentrode un matriz vesicular, gris oscura. Microscópi-camente, se pueden observar fenocristales deplagioclasa, clinopiroxeno, ortopiroxeno y mi-nerales opacos dentro de una matriz hialopilíti-ca. Esta unidad cubre un área de 22 km2 en lazona de estudio y presenta un espesor de 140 mpara la colada superior y 30 m para la colada in-ferior, con una disminución de hasta 15 m en losfrentes de coladas.

Colada Superior

Andesitas basálticas a basaltos gris oscuroscon fenocristales de plagioclasas hipidiomórficasy xenomórficas de 1 mm, piroxenos y olivinos xe-nomórficos. Microscópicamente, se compone defenocristales de plagioclasa, olivino con bordesiddingsitizados, ortopiroxeno y clinopiroxeno,dentro de una matriz intergranular y fluidal. Segúnanálisis químicos son andesitas con nivel mediode potasio (Funnaioli & Rossi, 1991; Tour-non,1984). Como estratotipo se toma un tajo ca-mino al hotel Buena Vista. Además, se puede indi-car un holoestratotipo en el cerro Pedernales.

Sobreyace, de forma discordante, a la For-mación Loma Camastro y al debris flow del Rincón


de la Vieja, disconformemente al Miembro Gón-gora. El contacto con el debris avalanche Cacaono fue observado pero topográficamente se infie-re que este último es más joven. Por la posiciónestratigráfica se infiere una edad de PleistocenoMedio a Superior (< 1,0 Ma).

Unidad Lavas Cacao (LCc)

Andesitas basálticas con cristales idio-mórficos de plagioclasa hasta de 1,7 cm de largoen una matriz negra y cristales de olivino idding-sitizado. Presentan meteorización esferoidal enlas zonas alteradas. Químicamente se trata de unaandesita basáltica (Funnaioli & Rossi, 1991). Es-tas lavas se diferencian de las lavas del Rincón dela Vieja por su textura porfirítica con grandescristales de plagioclasa tabulares.

La zona más representativa de esta unidadse localiza en Loma Camastro, 800 m al NW deSanta Clara. Se encuentra sobreyaciendo de for-ma concordante a la Formación Loma Camastroy subyaciendo en discordancia erosiva al debrisavalanche del Cacao. La edad de estas rocas sesupone como pleistocena.

Unidad de Debris Avalanches (Qda)

Depósitos formados principalmente porescombros de lavas andesíticas y andesítico-ba-sálticas. Se le ha asignado una edad general dePleistoceno Superior tardío a Holoceno. Esta uni-dad se ha dividido en dos subunidades, de acuer-do con el macizo volcánico de procedencia:

Subunidad de debris avalanche del Rincón de laVieja (QdaRV)

Funnaioli & Rossi (1991) describen estaunidad como un depósito voluminoso de debrisavalanche. Su composición es predominante-mente andesítica, basáltica y escoriácea, conclastos métricos a decamétricos subangulares. Lamejor localidad se encuentra a 2 km al NE de laantigua Hacienda Guachipelín, caracterizado porla topografía tipo hummocky (lomas de hasta 20

m de altura en el río Colorado). La extensiónaproximada de este depósito en del área de estu-dio es de 3,5 km2. El contacto inferior no fue ob-servado, mientras que el superior es de formairregular con la Subunidad Debris Flows Rincónde la Vieja. Su origen puede estar evidenciado enla ladera suroeste del volcán Rincón de la Vieja,donde se observa una zona de ruptura que posi-blemente sea el anfiteatro de donde se despren-dió el material.

Subunidad debris avalanche Cacao (QdaC)

Descrito inicialmente por Castillo (1978)como lahares con bloques redondeados a suban-gulares de lavas andesíticas, dacíticas y basaltos.Tiene una matriz arenosa hasta gravosa, con ma-la selección y bloques con contacto puntual. Lalocalidad representativa (308,75N/374,35E) seubica en la margen izquierda del río Salitral. Enalgunas zonas se pueden observar bloques conestructura en rompecabezas, típica de estos depó-sitos. Los espesores de esta unidad varían desde5 m en el río Quebrada Grande y Salitral hasta 35y 40 m en el río Ahogados. Posee una extensiónaproximada de 15 km2 dentro del área de estudio.Presenta un contacto discordante con la Forma-ción Loma Camastro. Su origen está evidenciadoen el anfiteatro observado en la ladera sur delvolcán Cacao.

Unidad de Debris Flows (Qdf)

Depósitos formados por bloques redon-deados a subredondeados en una matriz limosaque generalmente se encuentra inconsolidada.

Se le ha asignado una edad general pleis-tocena superior tardía a holocena a todas las su-bunidades que la conforman. Estas subunidadeshan sido diferenciadas según la ubicación, com-posición predominante y procedencia. Las 6 su-bunidades definidas son las siguientes:

Subunidad de debris flow del Río Tibio (QdfT)

Está constituida por bloques de composiciónandesítica, muy redondeados, que se encuentran


dentro de una matriz limo-arenosa en una rela-ción bloques : matriz de 3:1. La mayoría de estosclastos provienen de la Unidad Tibio. Aflora so-lamente en la margen izquierda aguas abajo delrío Tibio (303,9N/381,85E). El espesor máximoes de 20 m, con una extensión poco mayor a 0,5km2. Sobreyace de manera discordante a la Uni-dad Tibio con un contacto 40° al N30°W. Se le hainferido por su grado de compactación como elmás antiguo de los depósitos de este tipo.

Subunidad de debris flows Río Blanco (QdfRB)

Una serie de depósitos sedimentarios caó-ticos, compuestos por fragmentos ignimbríticos,escoriáceos y andesíticos, afectados por altera-ción hidrotermal y meteorización, contenidos enuna matriz arenosa. La forma de estos clastos esredondeada de tamaños centimétricos hasta deci-métricos; también hay pómez redondeadas de ta-maño centimétrico. La relación de bloques : ma-triz es de 4:1.

El mejor afloramiento se localiza cercadel río Blanco (298,5N/376,85E), presentandoun espesor máximo de 2,5 m. Su extensión no so-brepasa los 0,1 km2. Sobreyace de manera dis-cordante a las formaciones Alcántaro y Río Libe-ria. Se originó posiblemente como producto delacumulamiento de material volcánico corrientearriba del río Blanco.

Subunidad de debris flows Lilas (QdfL)

Constituida por lavas andesítico basálticasy dacíticas de la Unidad Debris Avalanche delCacao y Miembro Fortuna, respectivamente. Losclastos poseen una forma subredondeada a re-dondeada, la matriz es café-anaranjada, pococonsolidada o compactada; la relación bloques:matriz es de 3:1 y, en algunos sitios, muestra gra-dación inversa.

El estratotipo se ubica en la margen dere-cha del río Salitral (311,0N/375,8E). El espesormáximo observado fue de 15 m y disminuye haciael oriente; la extensión no sobrepasa 1,35 km2.

Sobreyace a la Unidad Lavas Rincón de laVieja; se observa un contacto concordante con laSubunidad Debris Avalanche del Cacao, que en

el poblado Lilas parece ser la transición de esteúltimo o, que este debris flows tuvo su origen apartir de la erosión del mismo.

Subunidad debris flows Pital (QdfP)

Depósito caótico muy heterogéneo malseleccionado formado por bloques angulares asubredondeados de escoria gris claro con me-teorización a marrón, lavas escoriáceas masivasnegras a rojas, compuestas por plagioclasas hi-dratadas y piroxenos. La matriz es gris claro,compuesta por plagioclasas, cuarzo, fragmentoslíticos y pómez. El afloramiento tipo se encuen-tra en las coordenadas 305,15N/377,4E, donde elespesor máximo observado es de 3 m, el cual de-crece hacia el oeste; con un área de coberturaaproximada de 400 m2. Sobreyace a la Forma-ción Alcántaro y a la Formación Loma Camastroen contacto erosivo. Los bloques que conformaneste depósito pertenecen a la parte superior de laFormación Alcántaro.

Subunidad de debris flows Congo (QdfC)

Caracterizada por bloques de hasta 3 m,redondeados a subredondeados de composicióndacítica de la Formación Alcántaro. Los bloquesse encuentran en una matriz limo-arenosa negra.

Aflora en la localidad Congo y se encuen-tra sobreyaciendo flujos de la Formación Río Li-beria y a la Formación Alcántaro. Se extiende por4 km2, con espesores hasta de 5 m. Se presenta enforma de pequeñas lomas similares a los hum-mocks. El depósito parece tener su origen en elcerro Atravesado, retrabajando la Formación Al-cántaro (ignimbritas y lavas más jóvenes). Losdepósitos de escombros tienen la mayor concen-tración de bloques hacia la parte sur. Se presentansobreyaciendo las ignimbritas de Alcántaro y lasecuencia fluviolacustre de esa formación.

Subnidad de debris flows del volcán Rincón de laVieja (QdfRV)

Se caracteriza por presentarse muy hetero-géneo en la parte norte de la zona de estudio. Losbloques son redondeados hasta subangulares de


composición pumícea y andesítico-basálticos, sa-nos e hidrotermalizados y la matriz es limo-are-nosa café con tonalidades anaranjadas. La rela-ción bloques: matriz de 1:1.

La localidad tipo se encuentra en un cortede la carretera Curubandé-Pailas (304,3N/386,5E),con un espesor máximo de 9 m, en el que se ha de-sarrollado un suelo de 2 m. Se encuentra sobreya-ciendo de forma discordante a la Unidad Guachi-pelín y de manera concordante a la Unidad DebrisAvalanche del volcán Rincón de la Vieja. Este flu-jo proviene del volcán Rincón de la Vieja, trans-portando material del debris avalanche y las lavasdel macizo.

Unidad coluvios (Ccg) y aluviones (Qal)

Los aluviones están constituidos por blo-ques de lavas sanos hasta meteorizados, subre-dondeados a redondeados. El espesor máximo esde 3 m y se encuentran como depósitos de paleo-terrazas (305,15N/377,4E). Los coluvios se en-cuentran muy localizados y se caracterizan por elpredominio de material lávico sano hasta hidro-termalizado.

Unidad Tefra Río Blanco

Descrita por Kempter (1997). Está confor-mada por una capa de pómez y en la parte supe-rior un suelo negro desarrollado a partir de la ce-niza. En algunas zonas no está muy bien desarro-llado, con trazas de pómez (rosado, crema y blan-co). Se extiende desde la cima del Rincón de laVieja hacia el WSW.

Su mayor espesor se encuentra en los al-rededores del hotel Borinquen, donde se puedeobservar 70 cm de ceniza negra en la base, 110cm de lapilli (φmax=10 mm) de pómez y ceniza,y 30 cm de suelo café rojizo oscuro con pómez(φmax= 2 mm) en la parte superior.

Su edad radiocarbónica (sin calibrar) fuedeterminada en 3490 ± 105 años (Melson, 1988).Kempter (1997) estima un volumen de 0,25 km3

y la clasifica como el depósito de una erupciónsubpliniana.

ESTRUCTURAS CALDÉRICAS

En la zona de estudio se pone en eviden-cia una estructura caldérica principal denomina-da Caldera Alcántaro, que ha sido delimitada deacuerdo con la distribución de los depósitos y lamorfología. Se extiende desde el Cerro Atravesa-do hasta el Sitio Varillales y está compuesta porvarias estructuras festoneadas. La estructuraAtravesado se caracteriza por una escarpe de fa-lla normal y la presencia de domos peri- e intra-caldéricos (cerros Fortuna, Góngora, San Vicen-te, San Roque, La Torre y Cañas Dulces), rellenode sedimentos lacustres y flujos piroclásticos dela Formación Loma Camastro y Unidad Guachi-pelín. Fue descrita por primera vez por Healy(1969) y posteriormente por Kempter (1997) co-mo la caldera Cañas Dulces. La estructura Mesas– Cerro Cañas Dulces es un escarpe semicircularerosionado, que fue rellenado por depósitos dedebris flow. La estructura Góngora, ubicada alnorte del cerro con el mismo nombre, es al igualque la estructura Mesas, un escarpe semicircular.Su edad es evidenciada por estar rellena con se-dimentos lacustres de la Formación Loma Ca-mastro. La estructura Guachipelín está represen-tada por un escarpe de rumbo NW-SE y escarpesmenores en las coladas de lava de la FormaciónAlcántaro. En esta zona, el ICE realizó perfilesgeofísicos, en los que se observa la presencia deanomalías gravimétricas que coinciden con ladescripción de estos pequeños escarpes (G.E. Al-varado, com. pers., 2001).

La formación de esta estructura principalfue desarrollándose paulatinamente, a lo largo de5 x 105 años (ver Fig. 8). Se inicia con la forma-ción de la caldera Alcántaro y de la IgnimbritaRío Colorado, que por distribución y origen pue-den correlacionarse con una edad > 2 Ma (G.E.Alvarado, com. pers., 2002). La segunda fase deesta evolución está representada por la UnidadTibio y las ignimbritas de la Unidad Curubandé(1,8 Ma) en la zona oriental de la zona de estu-dio. Esto demuestra una migración de la activi-dad al SE. En la tercera fase se forma la calderaGuachipelín, de donde se originan los depósitosde la Unidad Guachipelín y la Formación Río Li-beria (1,6 Ma). La cuarta fase se caracteriza por


la formación de los domos dacíticos de la Forma-ción Cañas Dulces (1,6–1,55 Ma).

HISTORIA GEOLÓGICA

En la zona de estudio aflora un basamentosedimentario que corresponde con las unidadesLoma Madroñal (Paleoceno–Eoceno) y Loma Ja-ragua (posiblemente Mioceno) con un origen se-dimentario marino profundo, y somero, respec-tivamente. Sobreyaciendo estos depósitos, seencuentran una serie de productos volcánicosasociados con la formación del edificio y la cal-dera Alcántaro, de edad Plioceno Superior y alRincón de la Vieja. La Formación Alcántaro,con diferentes facies de lavas e ignimbritas,formó un estratovolcán, que fue destruido envarias etapas de erupciones ignimbríticas, quecomo resultado final dieron lugar a la caldera

festoneada de Guachipelín-Alcántaro (Fig. 8). Elaumento del tamaño de los líticos de la Unidad Cu-rubandé indica una dirección de flujo que iba denoreste a suroeste. Posteriormente se produjo unvulcanismo intermedio que generó los domos de laUnidad Tibio. Las ignimbritas de la Formación RíoLiberia y los flujos piroclásticos de la Unidad Gua-chipelín representan una tercera fase caldérica.

La Formación Loma Camastro se formópor la depositación de sedimentos en los lagosformados por el represamiento de drenajes al ori-ginarse la caldera Alcántaro, hace 1,6 Ma Simul-táneamente surgieron los domos de la FormaciónCañas Dulces, los cuales se ubicaron tanto dentrode la caldera Alcántaro, como en el borde de és-ta. Las brechas dacíticas riolíticas resultaron delcolapso de las laderas de los domos y los depósi-tos piroclásticos se formaron por erupciones late-rales dirigidas a través del respectivo domo quelas produjo.

Fig. 8: Esquema de evolución de las estructuras caldéricas.


La formación Lavas Rincón de la Viejase constituyó a partir del desarrollo de la actualCordillera Volcánica de Guanacaste. La UnidadLavas Cacao se formó durante el desarrollo delvolcán Cacao, las cuales poseen una composi-ción andesítico-basáltica al igual que las lavasde Rincón de la Vieja. El debris avalanche delCacao se originó por el deslizamiento de la la-dera sureste del volcán. En la parte este del áreade estudio aflora otro debris avalanche que pro-viene del colapso de la ladera suroeste del Rin-cón de la Vieja. Por erosión de los depósitosposcaldéricos se generaron debris flows. La ca-pa de pómez de Río Blanco fue expulsada por elvolcán Rincón de la Vieja en un evento subpli-niano hace unos 3500 años.

AGRADECIMIENTOS

Al Instituto Costarricense de Electricidad ya la Escuela Centroamericana de Geología de laUniversidad de Costa Rica, por el financiamientoy apoyo logístico prestado para la elaboración deeste estudio. A Guillermo Alvarado, por la ayuday revisión durante el trabajo de campo y a travésde la realización del presente artículo. A GerardoSoto por revisar el trabajo y sus valiosos consejos.A nuestros compañeros del curso Campaña Geo-lógica 2001, así como a las personas que de algu-na manera colaboraron con este trabajo.

REFERENCIAS

ALVARADO, G.E., KUSSMAUL, S., CHIESA, S., GI-LLOT, P.-Y., APPEL, H., WÖRNER, G. & RUND-LE, C., 1992: Resumen cronoestratigráfico de las ro-cas ígneas de Costa Rica basado en dataciones radio-métricas. - J. South Amer. Earth Sci. 6(3): 151-168.

ASTORGA, A., 1987: El Cretácico Superior y el Paleógenode la vertiente Pacifica de Nicaragua Meridional yCosta Rica Septentrional: Origen, evolución y diná-mica de cuencas profundas relacionadas al margenconvergente de Centroamérica. - 250 págs. Univ. deCosta Rica [Tesis Lic.].

BARAHONA, M., BONILLA, E., CORTÉS, R., COTO,L.C., GUZMÁN, G., HERRERA, P., HIDALGO, P.,MARTENS, U., MÉNDEZ, J., PÉREZ, K., REYES,K., SJOBOHM, L., VARGAS, C., ZAMORA, N.,2001: Geología - vulcanología del Campo Geotérmi-co Borinquen - Las Pailas. - 162 págs. Univ. de Cos-ta Rica [Tesis Bach.].

BELLON, H. & TOURNON, J., 1978: Contribution de lagéochronométrie K-Ar a l´ étude du magmatism deCosta Rica, Amérique Central. - Bull. Soc. Géol.France, 20(6): 955-959.

CASTILLO. R., 1978: Reconocimiento geológico preliminarde una parte de las faldas del cerro Cacao, Cordille-ra de Guanacaste, Costa Rica. - Bol. Geol. y de Re-cursos Minerales I: 268-279.

CHIESA, S., 1991: El flujo de pómez biotítico de Río Libe-ria, Guanacaste, Costa Rica, América Central. - Rev.Geol. Amér. Central, 13: 73-84.

CHIESA, S., CORELLA, M. & MORA, O., 1987: Geologíade la meseta ignimbrítica de Santa Rosa, Guanacas-te, Costa Rica. - 59 págs. Proyecto Geotérmico Mi-ravalles, Instituto Costarricense de Electricidad [Inf.Interno].

CHIESA, S., CIVELLI, G., GILLOT, P.Y, MORA, O. & AL-VARADO, G.E., 1992: Rocas piroclásticas asociadascon la formación de la caldera de Guayabo, Cordille-ra de Guanacaste, Costa Rica. - Rev. Geol. Amér.Central, 14: 59-75.

DENGO, G., 1962a: Tectonic - igneous sequence in Cos-ta Rica. - En: ENGEL, A.E.J., JAMES, H. J. &LEONARD, B. F. (eds.): A volume to Honor A. F.Buddington. - Geol. Soc. Amer. Spec. Vol.: 133-161.

DENGO, G., 1962b: Estudio geológico de la región de Gua-nacaste, Costa Rica. - 112 págs. Inst. Geogr. Nac.San José.

DÓNDOLI, C., 1950: Liberia y sus alrededores. - Bol. Téc.Ministerio Agricultura e Industria, 3: 1-8.

FUNAIOLI G. & ROSSI L., 1991: II complesso vulcanicodel Rincón de la Vieja (Costa Rica), evoluzione geo-vulcanologica e chimico-petrografica. - 111 págs.Univ. Degli Studi di Pisa, Italia [Tesis Laurea].

GILLOT, P.-Y., CHIESA, S. & ALVARADO, G.E., 1994:Cronostratigraphy of upper Miocene - Quaternary


volcanism in northern Costa Rica. - Rev. Geol. Amér.Central, 17: 45-53.

HEALY, J., 1969: Notas sobre los volcanes de la sierra volcá-nica de Guanacaste, Costa Rica. - Inst. Geogr. Nac.Inf. Sem. I: 37-47.

KEMPTER, K., 1997: Geologic evolution of the Rincón de laVieja volcanic complex, northwestern Costa Rica. -159 págs., Univ. of Texas, Austin [Tesis Ph. D.].

KUSSMAUL, S. & SPRECHMANN, P., 1982: estratigrafíade Costa Rica (América Central), II: Unidades litoes-tratigráficas ígneas. - Actas, 5 Congr. Latinoamer.Geol., Buenos Aires, 1: 73-79.

LESCINSKY, D.T., CONNOR, C.B. & STOIBER, R.E.,1987: Soil mercury study of thermal areas, Rincónde la Vieja Volcano, Costa Rica. - Geothermics, 16:159-168.

MADRIGAL, R., 1960: Algunas localidades con diatomitade Costa Rica. - 13 págs. Inf. No 5, Dirección deGeología, Minas y Petróleo.

MAINIERI, A., 1975: Proyecto Geotermal de Guanacaste. -82 págs., Depto. Geol., Instituto Costarricense deElectricidad, San José [Inf. Interno].

MELSON, W. G., 1988: Major explosive eruptions of CostaRica volcanoes. - Update for Costa Rica Volcanism

Workshop, Costa Rica Volcanism, Washington 14-18, Nov., 1988 (inédito), 6 págs.

MOLINA, F., 1997: Perforaciones de gradiente Campos Geo-térmicos Rincón de la Vieja. - 11 págs. Presentado enla reunión No 17 del Panel de Consultores de Mira-valles, ICE [Inf. interno].

MORA, O., 1988: Estudio geológico - petrológico de las pi-roclastitas en los alrededores de Bagaces, Provinciade Guanacaste. Costa Rica. - 65 págs. Univ. de Cos-ta Rica, San José [Tesis Lic.].

QUESADA, A., 1989: Estudio geológico y geofísico delcampo geotérmico Las Pailas. - 67 págs. Univ. deCosta Rica, San José [Tesis Lic.]

SALAZAR, A.J., 1978: Geología de los depósitos de diato-mita de las Brisas - Cañas Dulces y la Loma Camas-tro, Liberia, Guanacaste y su evaluación preliminar.- Bol. Geol. y de Reservas Minerales (CODESA), 1:296-319.

SEGURA, A., 1945: Rápidos apuntes sobre los mármoles delGuanacaste y otros aspectos geológicos. - Rev. Inst.Defensa del Café, 15: 337-347.

TOURNON, J., 1984: Magmatismes du Mesozoique a l´ac-tuel en Amérique Centrale: L´exemple de Costa Ri-ca. Dés ophiolites aux andesites. - 335 págs. Univ.Pierre et Marie Curie, Paris [Tesis Ph. D.]

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