Estructura litosférica del Istmo de Costa Rica (América Central): Efectos del magmatismo en el margen convergente de un plateau oceánico

       La formación de plateaux oceánicos y hotspots, relacionada con el magmatismo intraplaca inducido por plumas mantélicas, y la edificación de los arcos de islas, producto del magmatismo originado en las zonas de subducción, son factores que contribuyen de forma determinante a la preservación de la litosfera oceánica y al crecimiento continental. El material generado en estos procesos magmáticos modifica y engrosa notablemente la corteza oceánica, evitando la subducción y propiciando su incorporación en los márgenes activos de los continentes.

      La zona de estudio corresponde al istmo de Costa Rica y su margen convergente, que se encuentra en el extremo occidental del plateau oceánico del Caribe. Por tanto, la zona es apropiada para el estudio de este tipo de procesos magmáticos, ya que ha sido afectada por una pluma mantélica (origen del plateau) y presenta una extensa zona de subducción. La placa de Cocos, que subduce bajo América Central, muestra notables variaciones laterales a nivel morfológico y estructural. Por consiguiente, también es posible evaluar los efectos de la subducción en función de las características físicas y morfológicas de la placa subducida. En el presente estudio se han utilizado datos de sismicidad local, registros sísmicos marinos y terrestres y gravimetría para determinar la estructura y las propiedades físicas de la litosfera del istmo y su margen convergente, en términos de velocidades sísmicas y densidades. La metodología utilizada ha sido la inversión simultánea de anomalías de velocidad (en 3D) y parámetros hipocentrales con los datos de sismicidad local y la modelización directa (2D) de los perfiles sísmicos y gravimétricos.

      Nuestros resultados muestran que la mitad septentrional del istmo de Costa Rica está constituida por una corteza de unos 40 km de espesor, bajo la cual subduce una corteza oceánica de 6-7 km de espesor, cubierta por sedimentos marinos (~500 m de espesor). El ángulo de subducción aumenta desde ~10° en el margen hasta ~60° bajo el arco volcánico. La corteza del istmo está cubierta en su mayor parte por sedimentos volcanoclásticos y rocas volcánicas, que forman una capa de 2 a 4 km de espesor. Las velocidades sísmicas y densidades de estas rocas son altamente variables (2.0-4.0 km/s; 2.0-2.5 g/cm³). Por debajo de este nivel se encuentra el basamento, que aflora cerca de la línea de costa. Las velocidades sísmicas y densidades del basamento son compatibles con las obtenidas en la mayor parte del prisma marginal adyacente, que decrecen desde 5.4 km/s y 2.9 g/cm^3 en tierra, hasta 4.5 km/s y 2.7 g/cm³ a unos 10 km del frente de deformación. Por tanto, el prisma de acreción incluye únicamente los primeros 8-10 km de la cuña marginal. La ausencia de reflexiones intracorticales en los registros sísmicos terrestres revela que la corteza del istmo está caracterizada por un gradiente uniforme de velocidad-profundidad, que impide determinar con precisión el espesor de los distintos niveles corticales. Así, la velocidad de la corteza aumenta desde 5.3-5.4 km/s en el techo del basamento hasta unos 7.2 km/s en la base de la corteza, mientras que la densidad promedio es de 2.9 g/cm³ en la parte superior del basamento y de 3.0 g/cm³ en los niveles inferiores de la corteza. También se ha constatado la existencia de heterogeneidades intracorticales de escala intermedia (< 20 km), que se reflejan en forma de anomalías de velocidad (± 5%). En esta parte del istmo, el manto superior muestra velocidades y densidades anómalamente bajas (~7.5 km/s; ~3.1 g/cm³).

      Este modelo de velocidades y densidades ha sido contrastado posteriormente con información geológica, tectónica y geoquímica adicional, que ha permitido estimar la composición y la procedencia de la litosfera del istmo de Costa Rica y el prisma marginal. Así, proponemos que la mitad superior de la corteza del istmo (15-18 km excluyendo la cobertera) está compuesta por un nivel superior, de 5-7 km de espesor, formado por basaltos extrusivos, y un nivel inferior, de unos 10 km, correspondiente a la corteza oceánica subyacente, engrosada y deformada por la extrusión de los basaltos. La hipótesis de formación más consistente con estos resultados sugiere que el basamento istmo de Costa Rica forma parte integrante del plateau del Caribe, que se habría originado hace 85-90 Ma a consecuencia de la iniciación del hotspot de Galápagos. El nivel superior correspondería a los basaltos extruídos en esta fase, que incluirían también la mayor parte del prisma marginal, mientras que el nivel inferior correspondería a la corteza oceánica preexistente (~150 Ma). Las rocas volcánicas que cubren el basamento, la mitad inferior de la corteza (~20 km), las heterogeneidades intracorticales (intrusiones magmáticas) y el manto superior anómalo se habrían originado posteriormente; desde el inicio de la subducción, hace unos 80 Ma, hasta la actualidad; a consecuencia de la ascensión y cristalización fraccionada de magmas basálticos generados a partir de la deshidratación de la corteza subducida.

      A pesar de su origen oceánico, la corteza del istmo presenta en la actualidad una estructura de velocidades sísmicas propia de la corteza continental. Las fases más recientes de magmatismo calco-alcalino son también características de los márgenes continentales activos. Por tanto, sugerimos que el istmo de Costa Rica representa un fragmento de corteza de origen oceánico, que ha sido «continentalizada» desde el foral del Cretácico Superior y que se incorporó al conjunto de la masa continental americana durante el Mioceno.

      The formation of oceanic plateaux and hotspots, related to intraplate magmatism induced by mantle plumes, and the build up of island arcs, as a result of subductionrelated magmatism, are processes that contribute to the preservation of oceanic lithosphere and to continental growth. The magma produced by these processes modifies and thickens substantially the oceanic crust, preventing its subduction and favoring its accretion to the active continental margins.

      The study area comprises the Costa Rica isthmus and its convergent margin, located at the western end of the Caribbean oceanic plateau. This area is well-suited to study this kind of magmatic processes, since it has been affected by a mantle plume (origin of the plateau) and shows a subduction zone. The Cocos plate, subducting under this area, displays important lateral variations in its morphology and structure. Therefore, it is also possible to evaluate the effects of subduction as a function of morphology and structure of the subducting plate. This study resolves the structure and physical properties of the isthmus and its convergent margin using local seismicity data, onshore and offshore seismic record sections and gravity data. The data analysis included: simultaneous tomographic inversion of velocity anomalies and hypocenter parameters with local seismicity data; travel time interpretation of seismic transects by forward modeling and 2D^1/2 gravity modeling along the same profiles.

      Our results reveal that the northern half of the Costa Rica isthmus is constituted by a ~40 km thick crust, and a 6-7 km thick oceanic crust subducting under it. The oceanic crust is capped by marine sediments (~500 m thick) and increases its dip from ~10° beneath the margin to ~60° under the volcanic arc. The crust of the isthmus is mostly covered by a 2-4 km thick layer of volcanoclastic sediments and volcanic rocks. The seismic velocities and densities of these rocks are highly variable (2.0-4.0 km/s; 2.0-2.5 g/cm³). The basement is found immediately below this level, and outcrops along the coast. Basement seismic velocities and densities are consistent with those obtained in a large portion of the nearby marginal wedge, decreasing from 5.4 km/s and 2.9 g/cm³ on the shore to 4.5 km/s and 2.7 g/cm³ at -10 km from the deformation front. Thus, the accretionary prism only includes the first 8-10 km of the marginal wedge. The lack of intracrustal reflections on the land seismic record sections indicates that the crust at the isthmus is characterized by a uniform velocity-depth gradient. The crustal velocity increases from 5.4 km/s at the top of the basement to 7.2 km/s at the lower levels. Density also increases from 2.9 g/cm³ at the basement to 3.0 g/cm³ at deep crustal levels. Intracrustal heterogeneities at intermediate wavelengths (~20 km) are indicated by prominent seismic velocity anomaly variations (± 5%). In this area the upper mantle has anomalously low density and velocity (~7.5 km/s; ~3.1 g/cm³).

      This velocity and density model has been further constrained with geological, geochemical and tectonic data, which provided the basis to estimate the composition and origin of the lithosphere in this area. We propose that the upper half of the crust (15-18 km, excluding the sedimentary cap) is divided into a 5-7 km thick upper level of extrusive basalts, and a ~10 km thick lower level of underlying oceanic crust, overthickened and deformed by the extrusion of basalts. The results are consistent with a basement beneath the Costa Rica isthmus being part of the Caribbeanplateau, originated 85-90 Ma ago as a result of the onset of the Galápagos hotspot. The upper level corresponds to the flood basalts extruded during this phase, which would have formed also most of the marginal wedge. The lower level then corresponds to the preexisting oceanic crust (~150 Ma old). Volcanic rocks overlying the basement, the lower half of the crust (~20 km), the intracrustal heterogeneities (magmatic intrusions) and the anomalous upper mantle have been formed later, probably between the onset of subduction (~80 Ma ago) and present time. They are thought to be the result of the uprising and crystal fractionation of basaltic melt formed under the influence of the dehydration of the subducted lithosphere.

      Despite its oceanic origin, the crust of the isthmus presents nowadays a seismic velocity structure typical of continental crust, with recent phases of calc-alkaline magmatism commonly found at active continental margins. We therefore propose that the crust at the Costa Rica isthmus is of oceanic origin, which has been ‘continentalized’ since the Late Cretaceous, and has been accreted during the Miocene to the American continental landmass.

Resumen i

Abstract iii

Indice v

Indice de Figuras ix
Index of Figures

Indice de Tablas xix
Index of Tables

CAPITULO 1: INTRODUCCIÓN 1
1.1 Litosfera oceánica y litosfera continental 3
1.1.1 La litosfera oceánica 5
1.1.2 La litosfera continental 6
1.1.3 Los arcos de islas y los plateaux oceánicos 8
1.2 El Istmo de Costa Rica 11
1.3 Objetivos y estructura 15
1.4 Resumen ampliado 19

CAPITULO 2: CONTEXTO TECTÓNICO Y GEODINÁMICO 23
2.1 Localización del Istmo de Costa Rica 25
2.1.1 El dominio del Pacífico 26
2.1.2 El dominio del Caribe 32
2.2 Observaciones geológicas y datos geofisicos regionales 37
2.2.1 Localización, composición y datación de los afloramientos ígneos 37
2.2.1.1 La asociación basáltica cretácica 41
2.2.1.2 Las asociaciones pre- y post-cretácicas 43
2.2.2 Antecedentes geofisicos y geológicos 44
2.3 Origen y evolución de la Provincia Ignea del Caribe 47

CAPITULO 3: DATOS UTILIZADOS. METODOLOGIA 51
3.1 Tomografía sísmica con terremotos locales 55
3.1.1 Proceso de inversión 55
3.1.2 Selección del conjunto de datos 57
3.1.3 Modelo 1-D de referencia 61
3.1.4 Parametrización del modelo 63
3.1.5 Inversión 3-D 71
3.2 Sísmica de refracción y gran ángulo 75
3.2.1 Descripción de los registros sísmicos marinos 76
3.2.1.1 OBH 2 y OBH 4 83
3.2.1.2 OBH 6 – OBH 14 84
3.2.1.3 OBH 16 – OBH 20 y estaciones terrestres (1-8) 85
3.2.2 Descripción de los registros sísmicos terrestres 88
3.3 Gravimetría 95

CAPITULO 4: RESULTADOS 99
4.1 Tomografía sísmica con terremotos locales 103
4.1.1 Modelo mínimo 1-D 103
4.1.2 Inversión 3-D 105
4.1.2.1 Capa 1 (0 – 2 km) 112
4.1.2.2Capa 2 (2 – 6 km) 113
4.1.2.3 Capa 3 (6 -12 km) 114
4.1.2.4 Capa 4 (12 – 20 km) 116
4.1.2.5 Capa 5 (20 – 30 km) 116
4.1.2.6 Capa 6 (30 – 43 km) 117
4.2 Sísmica de refracción y gran ángulo 119
4.2.1 Descripción del modelo 2-D de velocidades 119
4.2.1.1 El dominio del Pacífico 125
4.2.1.2 El dominio del Caribe 137
4.2.2 Proyección de sismos locales 142
4.3 Gravimetría 145
4.3.1 Relaciones de velocidad/densidad 145
4.3.2 Descripción del modelo gravimétrico 148
4.3.2.1 Capacidad de resolución del método 150
4.4 Síntesis de los resultados 155

CAPITULO 5: INTERPRETACIÓN CONJUNTA 159
5.1 Estructura litosférica del istmo y el margen : 163
5.1.1 El dominio del Pacífico 164
5.1.2 El dominio del Caribe 168
5.1.2.1 Estructura litológica y origen del basamento del istmo 173
5.1.2.2 Origen de la corteza inferior y el manto superior 176
5.2 Origen y evolución geodinámica de la Provincia Ignea del Caribe 183
5.2.1 Origen de la Provincia Ignea del Caribe 183
5.2.2 Evolución geodinámica de la Provincia Ignea del Caribe 186
5.2.3 Evolución geodinámica del Istmo de Costa Rica 188

CAPITULO 6: CONCLUSIONES 193
6.1 Conclusiones generales 195 6.1.1 Estructura y propiedades físicas del Istmo de Costa Rica y su margen convergente 195
6.1.2 Composición litológica, origen y crecimiento del Istmo de Costa Rica 197
6.1.3 Origen y evolución geodinámica de la Provincia Ignea del Caribe 199
6.2 Síntesis fnal y perspectiva de futuro 201

REFERENCIAS 205

ANEXO I: EL PROBLEMA INVERSO (SÍNTESES TEÓRICA) 219
A. 1 Tiempo de retardo 219
A.2 Discretización del problema 221
A.3 La matriz de coeficientes y el vector de parámetros 222
A.3.2 Técnica de separación de parámetros 224
A.4 El criterio de mínimos cuadrados 226
A.5 La solución no es única 227
A.5.2 La matriz de resolución 228

INDICE DE FIGURAS
Index of Figures

1.1.1 – 4
Límites entre las placas tectónicas (línea blanca) y edad de la liosfera oceánica (color). La litosfera continental se muestra en color gris oscuro. DPE: Dorsal Pacífico Este; DMA Dorsal Mesoatlántica; DISE: Dorsal del Indico Sudeste; DISW: Dorsal del Indico Sudoeste.
Tectonic plate boundaries (white line) and age of the oceanic lithosphere (color). Continental lithosphere is represented in dark grey. DPE: Fost Pacific Rise; DMA: Mid Atlantic Ridge; DISE.: South-eastern Indic Ridge; DISW.o South-western Indic Ridge.

1.1.2 – 9
Representación esquemática de la estructura y las fases evolutivas de una pluma mantélica. (Modificado de Saunders et al., 1992).
Sketch of the structure and evolution episodes of a mantle plume. (Modified from Saunders et al., 1992).

1.2.1 – 11
Distribución de placas tectónicas en la zona de estudio (recuadro). Los colores muestran la edad de las placas. Las principales características tectónicas son las siguientes: MAT: Fosa mesoamericana; ZFP: Zona de Fractura de Panamá; GSC: Centro de expansión de Galápagos; RSB: Rough-Smooth boundary (límite entre la placa de Cocos creada en la Dorsal del Pacífico Este y en la Dorsal de Galápagos).
Tectonic plates distribution around the study zone (box). Colors show the age
of plates. Main tectonic features: MAT:: Middle America Trench; ZFP: Panamá Fracture Zone; GSC: Galápagos Spreading Center; RSB: Rough-Smooth Boundary (limit between Cocos plate created at East Pacific Rise and at Galápagos Ridge).

2.1.1 – 25
Mapas local y regional que muestra la localización de la zona de estudio, así como las principales características tectónicas y geográficas de la región. También se muestra el emplazamiento de los afloramientos ígneos (Nicoya, Herradura-Quepos y Osa). Abreviaturas: MAT (Middle America Trench); PFZ (Panamá Fracture Zone), ENFZ (East Nicoya Fracture Zone).
Local and regional maps showing the location of the ICR and the main tectonic and geographical features of the region. The location of the igneous outcrops is also shown (Nicoya, Herradura-Quepos and Osa). Abbreviations: MAT (Middle America Trench); PFZ (Panamá Fracture Zone); ENFZ (East Nicoya Fracture Zone).

2.1.2 – 28
Mapa tectónico de la región que incluye la zona de estudio y las principales características. Abreviaturas: RSB (Rough-smooth boundary); MAT (Middle America Trench).
Tectonic map of the region including the study zone and the the most sinificant features. Abbreviations: RSB (Rough-Smooth Boundary); MAT (Middle America Trench).

2.1.3 – 29
Mapa topográfico del istmo de Costa Rica y la placa de Cocos. Se muestra la localización de las tres provincias morfológicas: (1) Península de Nicoya, (2) Segmento de Quepos, (3) Cocos Ridge. Abreviaturas: MAT: Middle America Trench, ENFZ: East Nicoya Fracture Zone. (Modificado de von Huene et al., 1995).
Topographic map of the Costarican isthmus and the Cocos plate. Location of the three main morphological provinces is also shown: (1) Ni coya peninsula, (2) Quepos segment, (3) Cocos Ridge. Abbreviations: AMT., Middle America Trench, ENFZ: Fnst Ni coya Fracture Zone. (Modified from von Huene et al., 1995).

2.1.4 – 32
Mapa geológico del istmo de Costa Rica. (Modificado de Tournon & Alvarado, 1997).
Geologic map of the Costa Rica isthmus. (Modified from Tournon & Alvarado, 1997).

2.2.1 – 38
Mapa de localización de los principales afloramientos ígneos identificados en la región caribeña. Su descripción se presenta en la Tabla 2.2.1. También se han incluido algunos de los caracteres tectónicos más preeminentes.
Location map of the main igneous outcrops within the Caribbean region. Their description is presented in Table 2.2.1. The main tectonic features are also shown.

2.2.2 – 41
Volumen relativo de material ígneo extruído en la Provincia Ignea del Caribe (PIC) desde el Jurásico. (Modificado de Donnelly et al., 1990).
Relative volume of igneous material extruded within the Caribbean Igneous Province (PIC) from the Jurassic. (Modified from Donnelly et al., 1990).

2.2.3 – 46
Mapa esquemático que muestra el espesor de la corteza en diversos puntos de la PIC (estrellas), inferido a partir de datos sísmicos y gravimétricos. La profundidad se expresa en km. (Modificado de Case et al., 1990).
Schematic map showing the crustal thickness in several points of the Caribbean Igneous Province (stars), inferred from seismic and gravity data. Depth is expressed in Ian. (Modified from Case et al., 1990).

3.1.1 – 56
El proceso de inversión garantiza la convergencia al mínimo más cercano. Es necesario que el modelo de referencia sea próximo al mínimo absoluto (m_A) y no a un mínimo relativo (m_R).
The inversion process guarantees the convergence to the closest minimum. Provided that the reference model is located near the absolute minimum (m_A) and not near a relative minimum (m_R).

3.1.2 – 58
Localización de los 5200 sismos locales pertenecientes al conjunto inicial de datos (a), y de los 583 sismos seleccionados para la inversión tomográfica (b). Se han incluido también las 81 estaciones sísmicas que contienen algún registro.
Location map of the 5200 local earthquakes from the initial data set (a), and the 583 local earthquakes used in the tomographic inversion (b). The 81 seismic stations which contain some readings are also included.

3.1.3 – 65-70
Modelo sintético considerado en el cálculo de los tiempos de recorrido (panel superior) y modelo invertido a partir de estos tiempos (habiendo introducido errores proporcionales a la calidad de las lecturas) (panel inferior), para las capas 1 – 6 (a – f). Se han incluido también los eventos localizados en cada capa (círculos) y las estaciones sísmicas consideradas (triángulos).
Synthetic model used for the calculation of travel times (upper pannels) and inverted model from these travel times (introducing errors proportional to the quality of the readings) (lower pannels), for Layers 1 – 6 (a – f). The seismic events within each layer (dots) and the seismic stations (triangles) are also included.

3.1.4 – 72
Distribución de nodos de velocidad para la inversión 3-D considerada a partir de los resultados de los tests de sensibilidad.
Distribution of velocity nodes for the 3-D inversion, derived from the sensibility tests.

3.1.5 – 72
Histograma que muestra los residuos de tiempo obtenidos con idéntico conjunto de datos utilizando el modelo 1-D de Matumoto et al. (1977) (a), el modelo mínimo 1-D obtenido en este trabajo (b), y el obtenido tras la inversión 3-D (c).
Histogram of residual times obtained with identical data sets, using the 1-D model from Matumoto et al (1977) (a), the minimum 1-D model of this study (b), and the one obtained after 31) inversion (c).

3.1.6. – 74
Parámetros de control obtenidos en la inversión del campo de velocidades de la capa 3 (6-12 km de profundidad). Derivative Weight Sum (a), elemento diagonal de la matriz de resolución (b) y número de rayos (c).
Control parameters obtained in the inversion of velocity field of layer 3 (6-12 Ian deep). Derivative Weight Sum (a), diagonal element of the resolution matrix (b) and number of hits (c).

3.2.1 – 75
Mapa batimétrico y topográfico de Costa Rica que muestra la localización y disposición del perfil sísmico realizado en los proyectos TICOSECT y COTCOR (P1). El panel (a) corresponde al experimento completo, e incluye la extensión de los disparos en mar (línea gris), la localización de los OBH (triángulos invertidos), las explosiones terrestres (estrellas) y las estaciones terrestres (círculos negros). El panel (b) es un detalle del perfil marino, y los números indican la localización de los OBH desplegados.
Bathymetric and topographic map of Costa Rica, showing the location of the seismic profiles acquired during the projects TICOSECT and COTCOR (PI). Pannel (a) corresponds to the complete experiment, including the source points (grey line), the OBH locations (inverted triangles), the location of quarrybalst shots (stars) and the stations deployed inland (black dots). Pannel (b) shows a detail from the marine profile, and the numbers mark the corresponding OBH locations.

3.2.2 – 78-82
Ensamblajes correspondientes a los registros marinos adquiridos en los 10 OBH (2-20) a lo largo del perfil P1. Su ubicación a lo largo del perfil se muestra en la Figura 3.2.1, y la interpretación de las fases identificadas se especifica en la Tabla 3.2.1.
Record sections from all the OBH’s (2 – 20) deployed along profile P1. Their location is shown in Figure 3.2.1, and the interpretation of seismic phases is specified in Table 3.2.1.

3.2.3 – 85-87
Ensamblajes correspondientes los registros en tierra del perfil marino (Estación 1 – Estación 8). La ubicación de las estaciones a lo largo del perfil se muestran en la Figura 3.2.1, y la interpretación de las fases identificadas se especifica en la Tabla 3.2.1.
Record sections from airguns recorded at landstations (Station 1 – Station 8). Location of landstations along profile Pl is shown in Figure 3.2.1, and the interpretation of seismic phases is specified in Table 3.2.1.

3.2.4 – 89-91
Ensamblajes correspondientes a los registros sísmicos de los disparos en tierra (SHOT A – SHOT E) (ver su localización en la Figura 3.2.1).. La interpretación de las fases sísmicas identificadas se presenta en la Tabla 3.2.3.
Record sections from land shots (SHOT A – SHOT E) (see location in Figure 3.2.1). The interpretation of seismic phases is specified in Table 3.2.3.

3.3.1 – 95
Detalle del mapa de anomalías gravimétricas del sur de América Central (Bouguer => tierra y Aire Libre => mar). Los contornos se muestran con un intervalo de 5 mGal. La densidad de referencia es de 2.67 g/cm³. La línea gruesa señala la localización del perfil Pl. (Modificado de Stallings et al., 1994).
Detail of the gravity anomalies at southern Central America (Bouguer => land and Free Air =>sea). Contour interval is 5 mGal. Density of correction is 2.67 g/cm³. The thick line displays location of profile P1. (Modified from Stallings et al., 1994).

3.3.2 – 96
Proyección de los datos gravimétricos (Stallings et al., 1994) a lo largo del perfil Pl. La densidad de muestreo es de 1 muestra/5 km.
Projection of the gravity data (Stallings et al., 1994) along profile Pl. The sampling interval is 1 observation every 5 km.

4.1.1 – 103
Perfil de velocidad-profundidad correspondiente al modelo mínimo 1-D invertido a partir de los datos de sismicidad local. (*) Los modelos a priori considerados delimitan el rango de convergencia del modelo.
Velocity-depth profile corresponding to the minimum 1D model inverted from local seismicity data. (*) The a priori models constrain the rank of convergence of the model.

4.1.2 – 106-111
Representación gráfica del elemento diagonal de la matriz de resolución (arriba) y de las anomalías del campo de velocidades obtenidas tras la inversión 3-D, en % de desviación respecto del modelo mínimo 1-D (abajo), para las ZBR de las capas 1 – 6 (a – f). Se incluyen también los eventos localizados en cada capa (círculos).
Graphical representation of the diagonal element of the resolution matrix (up) and the anomalies of the velocity field after 3D inversion (down). Anomalies are expressed in % of velocity deviation with respect the minimum ID model, for Well Resolved Zones (ZBR), in layers 1to 6 (a – f). The events within each layer are also displayed (dots).

4.1.3 – 112
Mapa geológico del Istmo de Costa Rica. (Modificado de Tournon & Alvarado, 1997).
Geological map of the Costa Rica isthmus (Modified from Tournon & Alvarado, 1997).

4.2.1 – 120
Modelo 2-D de velocidad-profundidad obtenido a lo largo del perfil PI (ver localización en la Figura 3.2.1). Los triángulos muestran la posición de los OBH (gris), las estaciones terrestres (negro) y la de los disparos terrestres (blanco). Ml y M2 muestran la localización del Moho oceánico y continental, respectivamente.
2-D velocity-depth model obtained along profile Pl (see location in Figure 3.2.1). Triangles show location of OBH (grey), landstalions (black) and land shots (white). M1 and M2 label the location of oceanic and continental Moho, respectively.

4.2.2 – 121
Detalle del modelo 2-D de velocidad-profundidad correspondiente a la parte marina del perfil P1 (ver localización en la Figura 3.2.1). Los triángulos grises muestran la localización de los OBH. MAT: Middle American Trench.
Detail of the 2D velocity-depth model, corresponding to the marine part of profile P1 (see location in Figure 3.2.1). Grey triangles show location of the OBH. MATo Middle America Trench.

4.2.3 – 122-124
Trazado de rayos correspondiente a las fases sísmicas identificadas en los registros sísmicos de los OBH (A-J), las estaciones terrestres (K-O) y los disparos terrestres (P-T). Cada fase se muestra en un color de acuerdo a lo especificado en las Tablas 3.2.1 (disparos marinos) y 3.2.3 (disparos terrestres).
Ray tracing diagram of the seismic phases from the record sections of OBH (A-J), landstations (K-O) and landshots (P-T). Each phase takes the color f om Tables 3.2.1 (airguns) and 3.2.3 (landshots).

4.2.4 – 126-130
Sismogramas sintéticos correspondientes a los registros de los disparos marinos en los OBH (OBH 2 hasta OBH 20). Estos han sido obtenidos utilizando el modelo de velocidades representado en la Figura 4.2.1. Los trazos de color corresponden a las fases identificadas en los ensamblajes (ver Figura 3.2.2).
Synthetic seismograms corresponding to the record sections of airguns at OBH (OBH 2 to OBH 20), obtained using the velocity model of Figure 4.2.1. Coloured lines correspond to the seismic phases identified in the record sections (see Figure 3.2.2).

4.2.5 – 133
Sección sísimica correspondiente al entorno del frente de deformación del perfil marino. El prisma de acreción (recuadro) tendría una extensión máxima de unos 8-10 km. (Modificada de Hinz et al., 1996).
Seismic section located near the deformation front along the marine part of profile Pl. The accretionary prism (box) includes only the first 8-10 km of the marginal wedge. (Modified f om Hinz et al., 1996).

4.2.6 – 134-136
Sismogramas sintéticos correspondientes a los registros de los disparos marinos en las estaciones terrestres (Estación 1 hasta Estación 8). Estos han sido obtenidos utilizando el modelo de velocidades representado en la Figura 4.2.2. Los trazos de color corresponden a las fases identificadas en los ensamblajes (Figura 3.2.1).
Synthetic seismograms corresponding to the record sections of airguns at landstations (Station 1- Station 8), obtained using the velocity model shown in Figure 4.2.2. Coloured lines correspond to the seismic phases identified in the record sections (Figure 3.2.1).

4.2.7.- 138-142
Sismogramas sintéticos correspondientes a los registros de los disparos terrestres (Shot A – Shot E). Estos han sido obtenidos utilizando el modelo de velocidades sísmicas representado en la Figura 4.2.2. Las líneas de color corresponden a las fases identificadas en los ensamblajes (Figura 3.2.4).
Synthetic seismograms corresponding to the record sections of land shots (Shot A – Shot E), obtained using the velocity model shown in Figure 4.2.2. Coloured lines correspond to the seismic phases identified in the record sections (Figure 3.2.4).

4.2.8 – 143
Proyección de los hipocentros de 150 sismos locales ocurridos entre 1965 y 1995 en el entorno del perfil P1 (d < 40 km). Las capas se han obtenido a partir del modelo de velocidades sísmicas. MI y M2 indican la localización del Moho oceánico y continental, respectivamente. La línea discontínua marca el límite de la zona de WadatiBenioff de generación de sismos.
Hypocenters projection of 150 local earthquakes between 1965 and 1995 around profile PI (d < 40 km). The layers have been obtained from the velocity-depth model. M1 and M2 label the oceanic and continental Moho, respectively. The dashed blue line marks the lower limit of the Wadati Benioff zone.

4.3.1 – 147
Diagramas velocidad(u)/ densidad(r) (a) y velocidad(u)/ porosidad(ø) (b) para muestras de basaltos extrusivos en un sondeo localizado en el margen volcánico de Vering (Noruega). (Modificado de Planke, 1994).
Diagrams of velocity(u)/density(r) (a) and velocity(u)/porosity(ø) (b) for flood basalts in the Voring volcanic margin (Norway). (Modified from Planke, 1994).

4.3.2 – 149
Modelo gravimétrico obtenido a partir de las observaciones a lo largo del perfil Pl (Figura 3.2.1). Las densidades se expresan en g/cm³, y han sido determinadas de acuerdo con las relaciones descritas en el anterior apartado, manteniéndose la geometría de las capas derivada del modelo de refracción.
2-D gravity model computed along profile PI (Figure 3.2. 1). Densities are indicated in g/cm³ and have been determined according to the velocity-density relationships described in the previous section. The geometry of layers was derived from the velocity model.

4.3.3 – 150
Anomalía gravimétrica observada (Stallings et al., 1994) y anomalía obtenida con el modelo que se muestra en la Figura 4.3.2.
Observed gravity anomaly (Stallings et al, 1994). The calculated one was obtained using the density model shown in Figure 4.3.2.

4.3.4 – 152
Anomalía gravimétrica observada (Stallings et al., 1994) y obtenida a lo largo del perfil P1 (Figura 3.2.1). Los paneles A, B y C corresponden a los modelos A, B y C descritos en la página anterior, respectivamente.
Observed and computed gravity anomalies along profile PI (Figure 3.2.1). Pannels A, B and C correspond to models A, B and C described in the previous page, respectively.

5.1.1 – 163
Representación esquemática de la estructura cortical del istmo de Costa Rica (2) y de su margen convergente (1). La leyenda indica los niveles corticales de los distintos sectores. Exageración vertical: 2.5/1.
Sketch of the Costarican landbridge crustal structure (2) and its convergent margin (1). The legend indicate the crustal levels of the different sectors. Vertical exxageration; 2.5/1.

5.1.2 – 165
Representación esquemática de la estructura, propiedades físicas y composición litológica del margen convergente de Costa Rica (perfil P1). El espesor de las capas (Dz), las velocidades sísmicas (<u>) y las densidades (<r>) son las que se obtienen en el perfil sísmico y gravimétrico. La composición se ha estimado de acuerdo con las propiedades físicas, y la porosidad (ø) se ha inferido a partir de las relaciones (u–ø) de Johnston & Christensen (1997) (MORB) y Planke (1994) (FB). (**) Según Johnston & Christensen (1997).
Sketch of the structure, physical properties and lithology of the Costa Rica
convergent margin The thickness of the layers (Dz), the seismic velocities (<u>) and the densities (r) have been obtained from the seismic and gravity profiles. The composition has been estimated according to the physical properties. Porosity (ø) has been inferred from the relationships (u–ø) of Johnston & Christensen (1997) (MORB) and Planke (1994) (FB). (* *) According to Johnston & Christensen (1997).

5.1.3 – 170
Representación esquemática de la estructura, las propiedades físicas (<u>, <r>) y la composición litológica de la corteza del istmo de Costa Rica (perfil P1). Se han señalado los principales eventos geológicos que se observan en superficie y algunos de los procesos que se estima han llevado al istmo hasta su configuración actual.
Sketch of the structure, physical properties (<u>, <r>) and lithology of the Costa Rica isthmus (profile P1). The most significant geological features and some of the isthmus evolutive processes are also indicated

5.1.4 – 172
Perfiles de velocidad-profundidad extraídos del modelo sísmico de refracción y del modelo mínimo 1D tomográfico. * Modelo de velocidad-profundidad correspondiente a una corteza continental estándar (Christensen & Mooney, 1995). ** Modelo de velocidad-profundidad asociado al underplating de material toleítico (Furlong & Fountain, 1986).
ID Velocity-depth functions from the refraction velocity model and from minimum ID tomographic model. * Velocity-depth model corresponding to standard continental crust (Christensen & Mooney, 1995). ** Velocity-depth model for underplating of tholeiitic material (Furlong & Fountain, 1986).

5.15 – 174
Sección cortical hipotética a través del plateau oceánico del Caribe, basada en estudios de campo y petrológicos en el Complejo de Bolívar (Colombia) y otros segmentos acretados de la PIC. (Kerr et al., 1997).
Hypothetical crustal section across the Caribbean oceanic plateau, based on land observations and petrological studies in the Bolívar Complex (Colombia) and some other accreted segments from the PIC. (from Kerr et al., 1997).

5.16 – 176
Propiedades físicas y espesores promedio de las capas (excluida la cobertera sedimentaria) en una columna de material cortical, obtenidas en el presente trabajo (D), comparadas con las obtenidas en trabajos anteriores. A y A’ –> Ontong-Java (Gladczenko et al., 1997 y Neal et al., 1997); B –> Kerguelen (Charvis et al., 1995); C –> Margen Volcánico de Voring (Eldholm & Grue, 1994). Las velocidades se expresan en km/s. r = densidad [g/cm³]. Niveles corticales: (1) Basamento extrusivo; (2) Corteza oceánica; (3) Corteza inferior.
Physical properties and averaged layer thicknesses (excluding the sedimentary cover) of a crustal column, obtained in the present work (D), as compared with those obtained in previous works. A and A’ –> Ontong-Java (Gladczenko et al., 1997 and Neal et al., 1997); B –> Kerguelen (Charvis et al., 1995); C –> Vering volcanic margin (Eldholm & Grue, 1994). Velocities are expressed in km/s. r = density [g/cm³]. Crustal levels: (1) Extrusive basement; (2) Oceanic crust; (3) Lower crust.

5.1.7 – 179
Diagrama de fases gabro-eclogita para una composición cuarzo-toleítica. Las curvas corresponden a la granulita-in (G) y a la plagioclase-out (P). Las demás líneas son contornos de isovelocidad (km/s). La zona sombreada en claro corresponde a la extensión aproximada de la corteza inferior (i. e., nivel 3) y la sombreada en oscuro, al manto superior (ICR). (Modificado de Furlong & Fountain, 1986).
Phase diagram of gabbro-eclogite for a quarz-tholeiitic composition. Curves correspond to granulite-in (G) and plagioclase-out (P). The rest of the lines are isovelocity contours (km/s). The shaded zone in light grey corresponds to the approximate extension of lower crust (i. e., the level 3), and the shaded zone in dark corresponds to the upper mantle (ICR). (Modified from Furlong & Fountain, 1986).

5.1.8 – 180
Diagrama de velocidad sísmica versus densidad para granulitas félsicas, granulitas máficas, eclogitas y rocas ultramáficas. El área sombreada representa el 2.5% (+ claro), 5%, 10% y 15% (+ oscuro) del número total de muestras. (Modificado de Rudnick & Fountain, 1995)
Diagram of velocity-density for mafic and felsic material, eclogites and ultramafics. Shaded areas indicate 2.5% (lightest), 5% 10% and 15% (darkest) of total number of measures. (Modifled from Rudnick & Fountain, 1995).

5.2.1 – 185, 187, 189
Representación esquemática del origen de la PIC y de la evolución posterior del istmo de Costa Rica (Paneles 1 a 8).
Cartoon of the origin and evolution of the Costa Rica isthmus (Pannels 1to 8).

5.2.2 – 191
Esquema indicativo de las distintas fases de crecimiento del ICR a nivel geocronológico. J⁺ => Jurásico Superior; K^– => Cretácico Inferior; K⁺ => Cretácico Superior; P => Plioceno; Q => Cuaternario. Referencias: (1) Lundberg, 1991; Kussmaul et al., 1994; (2) Alvarado et al., 1997; Sinton et al., 1997; (3) Ghosh et al., 1994; Hall, 1995.
Sketch showing the growth phases of the Costa Rica isthmus at a geochronological level. J⁺ => Upper Jurassic; K^– => Lower Cretaceous; K⁺ . Upper Cretaceous; P => Pliocene; Q => Quaternary. References: (1) Lundberg, 1991; Kussmaul et al., 1994; (2) Alvarado et al., 1997; Sinton et al., 1997; (3) Ghosh et al., 1994; Hall, 1995.

INDICE DE TABLAS
Index of Tables
1.1.1 – 6
Estructura sísmica y litológica promedio de la corteza oceánica (White et al.,1992).
Averaged seismic and lithologic structure of the oceanic crust (White et al., 1992).

1.1.2 – 7
Estructura sísmica y litológica promedio de la corteza continental.
Averaged seismic and lithologic structure of the continental crust.

1.3.1 – 17
Esquema del trabajo realizado.
Scheme of this work.

2.2.1 – 39
Descripción de la localización, composición, naturaleza, edad y origen estimado de los principales afloramientos ígneos de la Provincia Ignea del Caribe. También se incluye una relación de sus autores.
Description of location, composition, nature, age and estimated origin of the main igneous outcrops within the Caribbean oceanic plateau, including a list of contributors.

3.1.1 – 59
Tipos de fases considerados dependiendo de su error de lectura asociado.
P -phases and associated reading error.

3.1.2 – 62
Profundidad, velocidad, error estimado, radio de convergencia y n° de eventos por capa correspondientes al modelo mínimo 1-D.
Depth, velocity, estimated error, convergence ratio and number of events on each layer corresponding to the minimum ID model.

3.1.3 – 63
Velocidades invertidas con el mismo modelo inicial de velocidad (km/s)-profundidad (km) utilizando dos conjuntos de datos distintos de 290 eventos cada uno (# 1y # 2).
Inverted velocities with the same initial model of velocity (km/s)-depth (km) using two distinct data set of 290 events each one (# 1 and # 2).

3.2.1 – 77
Interpretación de las fases identificadas en los registros sísmicos del perfil marino.
Interpretation of the identified seismic phases in the marine profile.

3.2.2 – 88
Datos técnicos de las explosiones terrestres realizadas en el transcurso de la campaña del 96 (proyecto COTCOR).
Technical data of the quarryblast shots exploded during the ’96 field work (COTCOR project).

3.2.3 – 89
Interpretación de las fases identificadas en los registros sísmicos del perfil terrestre.
Interpretation of identified seismic phases in the land profile.

4.3.1 – 147 Conversión de velocidades sísmicas (V_p) a densidades (r) y porcentajes de
porosidad (ø) a partir de las relaciones establecidas por Planke (1994) (II, basaltos extrusivos), Horen et al. (1996) (III, ofiolitas) y Johnston & Christensen (1997) (IV, basaltos MORB).
Conversion of seismic velocities (V_p) into densities (r) and porosites (ø) from the relationships stablished by Planke (1994) (II, flood basalts), Horen et al., (1996) (III, ophiolites) and Johnston & Christensen (1997) (IV, accretion of basalts; oceanic Layer 2).

      La finalidad principal de este estudio, de acuerdo con los objetivos establecidos al inicio del trabajo, ha consistido en determinar un modelo estructural plausible y consistente del ICR y su margen convergente, integrando distintos datos geofisicos. La determinación de este modelo estructural ha permitido establecer la geometría, las propiedades físicas (V_p, r, z, ø) y otras características (sismicidad, reflectividad) de los distintos niveles que constituyen el ICR. Finalmente, se han comparado estos resultados con otros estudios en la misma región y en zonas análogas. Ello ha permitido inferir la composición litológica y restringir las propuestas en tomo al origen, crecimiento y evolución geodinámica del ICR, en particular, y del entorno geológico en el que éste está inscrito (la PIC), en general.
Así, este capítulo de conclusiones generales, se ha subdividido en tres apartados: (1) Estructura y propiedades físicas del ICR y su margen convergente; (2) Composición litológica, origen y crecimiento del ICR; (3) Origen y evolución geodinámica de la PIC.

6.1.1 Estructura y propiedades físicas del ICR y su mamen convergente

      La tomografia sísmica revela que existen, como mínimo, dos segmentos corticales diferenciados dentro del ICR, separados por una alineación sísmica SO-NE. El segmento situado al Sur de la alineación sísmica es prácticamente inactivo a nivel sísmico y magmático, presenta un extenso prisma de acreción y el campo de velocidades que se obtiene en los distintos niveles es homogéneo. El segmento que se localiza al Norte de la alineación es activo a nivel sísmico y magmático, el prisma de acreción es prácticamente inexistente y el campo de velocidad es mucho más heterogéneo. Estas diferencias están correlacionadas entre sí, y están determinadas básicamente por las variaciones estructurales y morfológicas de la placa de Cocos:

• Al Sur, la placa de Cocos está notablemente engrosada por material basáltico procedente del hotspot de Galápagos (10-12 km) (el Cocos Ridge), que muestra un relieve batimétrico muy irregular. A causa de ello, buena parte del material basáltico se ha acumulado en el margen formando un extenso prisma de acreción. Este fragmento cortical es más flotable y, por tanto, el ángulo de subducción es poco pronunciado (los sismos más profundos se localizan a ~50 km). Ello provoca que no se alcancen las condiciones necesarias (P, T) para deshidratar la corteza y producir magmas basálticos a nivel subcortical (~100 km). Estos magmas son responsables del magmatismo, de la actividad sísmica asociada y de las intrusiones magmáticas (heterogeneidades intracorticales).
• Al Norte, la placa de Cocos está poco afectada por el hotspot. Así, la corteza es más delgada (7-8 km en la parte central y 6-7 km en el Norte) y menos rugosa. Esto provoca que el prisma de acreción sea poco extenso (prácticamente inexistente en el Norte) y que el ángulo de subducción sea mucho más pronunciado (se observa sismicidad hasta 180-200 km de profundidad). Por tanto, se dan las reacciones asociadas a la deshidratación de la corteza, generándose magmas basálticos que, al ascender a través de la corteza, producen el magmatismo en superficie, la actividad sísmica intracortical y originan las intrusiones.

      La similitud entre los resultados obtenidos en la sísmica de refracción y la tomografia 1D indica que la estructura cortical obtenida en el perfil sísmico es extrapolable, en términos generales, a toda la mitad norte del ICR. Sus principales rasgos son los siguientes:

• La placa de Cocos presenta una estructura cortical oceánica estándar de 6-7 km de espesor, formada por la Capa 2, de 2-3 km y la Capa 3, de 3.5-4.5 km, y recubierta por una cobertera sedimentaria de tan sólo 0.5 km. El ángulo de subducción es de unos 10° bajo el margen, incrementándose progresivamente a partir de la línea de costa, hasta 35°-40°. En base a criterios sismogenéticos, se ha determinado que el ángulo de subducción sigue aumentando hasta alcanzar ~60º bajo el arco volcánico. El aumento lateral de las velocidades sísmicas que se observa en estas capas confirma la circulación de fluidos en la corteza, al Oeste del frente de deformación, a través de fallas asociadas a la flexión litosférica. Un porcentaje significativo de los mismos es expulsado en los primeros kilómetros de la subducción, debido a la compactación de las rocas que forman la corteza.
• El margen del istmo (desde el frente de deformación hasta la línea de costa) está caracterizado por un aumento lateral progresivo de las velocidades sísmicas. El prisma de acreción, si existe, es poco extenso (8-10 km como máximo) y buena parte de los sedimentos que llegan a la fosa subducen bajo el margen. La relación entre velocidades y densidades revela que el resto del prisma (~60 km) es principalmente la extensión hacia el mar del basamento ígneo del ICR que aflora en la península de Nicoya. Es decir, que está formado por material autóctono. El gradiente lateral de velocidades y densidades refleja asimismo que la porosidad de las rocas que forman el prisma aumenta a medida que nos acercamos al frente. Ello parece guardar relación con la existencia de numerosos conductos de eyección de fluidos en la parte más frontal. Toda la pendiente continental está cubierta por una potente capa de sedimentos poco consolidados que alcanza espesores de hasta 2.5 km.
• El ICR en sentido estricto presenta una corteza de unos 40 km de espesor, recubierta en su mayor parte por una capa de sedimentos volcánicos y aluviales. Sus propiedades físicas y espesores son altamente variables en función de su edad y nivel de consolidación. La corteza está caracterizada por un gradiente de velocidad (y densidad) uniforme, que no presenta discontinuidades de primer orden que pudiesen asociarse a niveles estructurales o litológicos bien definidos y diferenciados. Se observa también una cierta sismicidad hasta los niveles inferiores de la corteza (-40 km de profundidad), que sugiere que la Moho representa una zona de transición de las propiedades reológicas. La existencia de esta zona se refleja también en términos sísmicos en una fase dispersa (i. e., la P_M2P), producto de la superposición de reflexiones. Por último, el manto superior (~40-65 km de profundidad) presenta una acumulación de material con velocidades y densidades considerablemente bajas, cuyas propiedades físicas no difieren en exceso de los niveles inferiores de la corteza del istmo.

6.1.2 Composición litológica, origen v crecimiento del Istmo de Costa Rica

      La integración de todos nuestros resultados junto con otras observaciones recientes (tectónicas, geológicas y geoquímicas) han permitido realizar una interpretación conjunta acerca del origen, crecimiento y evolución geodinámica del ICR. La principal conclusión que se deriva de esta interpretación es que el ICR está constituido por cuatro niveles estructurales (sedimentos y tres niveles corticales), no asociados a contactos litológicos bien definidos, y que estos niveles se han formado en tres períodos de crecimiento diferentes:

• El primer período de crecimiento se remonta al Jurásico Superior o el Cretácico Inferior (~150 Ma), y corresponde a la generación de corteza oceánica en un centro de expansión oceánica localizado en la placa de Farallón (sur del Pacífico). Si bien no hay evidencias directas en cuanto al espesor y la estructura de este segmento de corteza, se estima que ésta debería ser similar a la que se genera actualmente en las dorsales mesoceánicas.
• El segundo período de crecimiento se desarrolló en el Cretácico Superior, y corresponde a la irrupción simultánea de una gran cantidad de basaltos extrusivos (FB) en un período de tiempo relativamente corto (< 5 Ma). Estos están asociados probablemente a la fase inicial de una pluma mantélica cuya fase posterior habría originado el hotspot de Galápagos. Los FB penetraron, deformaron y engrosaron la corteza oceánica preexistente, estableciéndose el plateau oceánico del Caribe, cuyo extremo occidental corresponde al ICR. Esta provincia basáltica incluye igualmente la mayor parte del prisma marginal. El espesor promedio estimado del plateau habría sido de unos 15-18 km inicialmente, estando formado por un nivel superior de ~5-7 km de espesor (el basamento extrusivo) y un nivel inferior de ~10 km de espesor, correspondiente a la corteza originaria engrosada por la intrusión de los FB.
• El tercer período de crecimiento se inició hacia el final del Cretácico Superior, a consecuencia del inicio de la subducción de la placa de Farallón bajo el ICR, y se ha mantenido sin cambios significativos hasta la actualidad. Este último período comprende la edificación de los niveles inferiores de la corteza (20-40 km de profundidad), la generación del magmatismo asociado al desarrollo del arco volcánico y las intrusiones, y la acumulación de material anómalo en el manto superior. El mecanismo responsable de estos efectos ha sido la formación de magmas basálticos asociados a las reacciones derivadas de la deshidratación de la corteza subducida durante los últimos 75-80 Ma. Así, los niveles inferiores de la corteza y parte del material del manto superior se habrían formado a partir de la cristalización fraccionada de los componentes menos volátiles de los magmas basálticos (principalmente piroxenos) formándose gabros y granulitas máficas en función de la profundidad. Por otra parte, el magmatismo observado en superficie corresponderia a la erupción de los componentes más volátiles, que no llegan a cristalizar durante la ascensión. Parte de los magmas habrían quedado atrapados a distintos niveles corticales, formando las intrusiones magmáticas que se observan en forma de heterogeneidades intracorticales. Por último, las bajas velocidades y densidades del manto superior sugieren que, probablemente, se ha producido una hidratación exhaustiva del material mantélico además de la acumulación subcortical de los magmas basálticos.

      Dado que el proceso descrito en el párrafo anterior corresponde a la formación de la corteza inferior continental, y teniendo en cuenta la evolución del magmatismo observado en superficie, sugerimos que el ICR representa en la actualidad un fragmento de «corteza continental joven» (en el sentido de Abbott et al. [1997]). Este fragmento fue agregado al conjunto de la masa continental americana hace unos 10 Ma.

6.1.3 Origen y evolución geodinámica de la Provincia Ignea del Caribe

      La descripción del origen y la evolución geodinámica de la PIC hasta el Cretácico Superior es similar a la del ICR, puesto que este último corresponde al extremo occidental de la primera. Por tanto, las diferencias estructurales que se observan entre uno y otra son producto del magmatismo asociado a la subducción de la placa de Farallón (inicialmente) y la de Cocos (posteriormente).

• De acuerdo con esta descripción, la PIC es un plateau oceánico que se originó en el Cretáceo Superior (hace 90-85 Ma) en la localización aproximada de las Islas Galápagos. Esta vasta asociación basáltica (~1500 km de diámetro y hasta 20 km de espesor) se formó a consecuencia de la incursión de la fase de cabecera de una pluma mantélica en un fragmento de corteza oceánica, cuyo centro de expansión estaba situado al SO de Galápagos. Una vez integrada en la litosfera, empezó a desplazarse hacia el NE, solidariamente con la placa oceánica. La fase posterior (la cola) de la pluma mantélica se mantuvo en su localización inicial, originando el hotspot de Galápagos.
• Poco después (80-75 Ma), el extremo oriental de la PIC se empezó a internar en el dominio del Atlántico, entre las masas continentales de Norteamérica y Sudamérica, colisionando con el arco de islas de las Antillas Menores. Este evento provocó la sutura del plateau y el arco de islas, instaurando la placa del Caribe en sentido amplio. Ello facilitó el inicio de la subducción de la placa de Farallón en el extremo opuesto de la provincia (i. e., bajo el ICR).
• Desde entonces y hasta la actualidad, la PIC se siguió internando en el dominio del Atlántico, hasta situarse en su localización actual hace unos 10-20 Ma. Los fragmentos de plateau oceánico obducidos en los márgenes continentales de Colombia y Venezuela así como en las Antillas Mayores permiten reproducir aproximadamente la trayectoria seguida por la PIC a medida que ésta se ha ido internando en la región.

6.2 SÍNTESIS FINAL Y PERSPECTIVA DE FUTURO

      Para finalizar, y a modo de síntesis, se enumeran las aportaciones más notables del presente trabajo, tanto a nivel de procedimiento como a nivel de resultados e interpretación. Se sugieren asimismo posibles estudios adicionales y futuras líneas de investigación que podrían ser útiles para contrastar los resultados obtenidos en la zona de estudio o en contextos tectónicos similares.
A nivel de procedimiento, este trabajo pone de manifiesto la utilidad de los estudios geofisicos multidisciplinares para determinar la estructura y las propiedades físicas de la litosfera. Es decir, cuantos más observables geofisicos independientes se incluyan en un estudio, más se restringen las posibilidades en cuanto a la naturaleza y la composición de los distintos niveles corticales. Por tanto, también es posible establecer relaciones más concretas con los resultados de otros campos de investigación (p. e., petrología, geología, tectónica o geoquímica). Así, este esquema de procedimiento permite tratar los problemas desde una perspectiva global, que clarifica la discusión e interpretación de los resultados, delimitando notablemente las conclusiones que de ella se derivan.
        A nivel de resultados, hay que señalar que este estudio ha aportado información útil y necesaria para discutir algunos de los problemas que han suscitado más controversia en la zona de estudio. Estos problemas han sido tratados ampliamente a lo largo del trabajo, por lo que aquí se resumen únicamente los puntos más sobresalientes:

• Se ha evidenciado que en la zona de estudio existe una estrecha relación entre la morfología, la estrucura y la geometría de la placa subducida, y que éstas variables tienen un efecto muy importante en la determinación de la estructura y en la evolución
  de la placa suprayacente.
• Se han determinado las propiedades físicas del basamento del ICR, lo cual ha permitido restringir de forma considerable la naturaleza y composición y, con ello, su origen más probable.
• Se ha puesto de manifiesto que el prisma marginal de la parte norte del ICR no es de acreción, sino que es básicamente una extensión hacia el mar del basamento extrusivo del istmo, que aflora en el Complejo de Nicoya.
• Estas observaciones sugieren que el ICR constituye el extremo occidental del plateau oceánico del Caribe, de forma que no representa un arco de islas originado de manera independiente e incorporado posteriormente en el margen del plateau. Por tanto, las diferencias estructurales entre el ICR y la PIC son debidas básicamente a eventos geológicos posteriores a la extrusión de los basaltos (i. e., la irrupción y desarrollo de la zona de subducción).
• Finalmente, se han expuesto los posibles efectos del magmatismo asociado a la subducción. Los magmas basálticos podrían haber provocado el engrosamiento y la evolución geoquímica de la corteza suprayacente y la acumulación subcortical de material anómalo, además del desarrollo del arco volcánico. Ello implica que la acumulación subcortical de este tipo de material puede ser una fuente importante en la generación de corteza inferior continental, tal y como propone el modelo andesítico de crecimiento continental (Taylor, 1977).

      A consecuencia de este trabajo han surgido también cierto número de cuestiones que pueden abordarse utilizando el conjunto de datos geofisicos disponible, en las que se trabaja actualmente, así como posibles estudios futuros en la zona y en regiones análogas.
      En primer lugar, en los estudios sísmicos realizados en este trabajo se han utilizado únicamente las ondas compresivas (P), ya que son las que se identifican con mayor claridad y precisión en los registros sísmicos. Estas ofrecen información acerca de la velocidad de propagación longitudinal de las ondas sísmicas (V_p). Actualmente se está trabajando también con las ondas de cizalla (S), que permiten estimar la velocidad de propagación transversal (V_s). La relación entre V_p y V_s permite estimar otras propiedades físicas de las rocas que forman los distintos niveles litosféricos. Ello permitiría discernir más concretamente, por ejemplo, entre el carácter máfico o félsico de los componentes dominantes de la corteza (Holbrook et al., 1992), definir con mayor precisión la naturaleza de las heterogeneidades intracorticales, o identificar si existe algún tipo de anisotropía.
Por otra parte, también se está empezando a trabajar con los datos de un perfil sísmico situado al Sur del ICR, dentro de la zona asísmica. La modelización sísmica y gravimétrica de este perfil permitirá realizar un estudio comparativo entre la estructura obtenida en el Norte y el Sur del ICR. De esta forma se podrán establecer con mayor detalle las diferencias estructurales entre ambas secciones corticales y, a partir de. éstas, identificar y cuantificar los efectos de la morfología de la placa subducida en la estructura de la placa suprayacente.
      Otros estudios que se llevarán a término próximamente incluyen la realización de varios sondeos profundos en la parte Sur del margen convergente del istmo (la península de Osa), a partir de los cuales se pretende determinar la naturaleza del prisma marginal. Teniendo en cuenta el bajo ángulo de subducción, se tratará de perforar hasta la corteza oceánica subducida. Asimismo, está previsto aumentar el número de datos de sismos locales (y, con ello, la capacidad de resolución de la tomografia) mediante la realización de una campaña de microsismicidad. Esta incluiría el despliegue de hidrófonos de profundidad en la pendiente continental, de forma que sea posible obtener información del campo de velocidades 3D tanto en el ámbito oceánico como en el continental.
      En el futuro, se podrían completar los resultados tomográficos incluyendo telesismos ya que, una vez corregidas las anomalias corticales, éstos contienen información de las anomalías de los niveles más profundos de la litosfera. Por tanto, la inclusión de telesismos permitiría estimar cuál es la extensión vertical y lateral de la cuña mantélica de material anómalo y determinar el rango de profundidades en que se generan los magmas basálticos responsables del engrosamiento cortical.
      También sería interesante adquirir un mayor número de datos sísmicos y gravimétricos, prolongando la extensión de los perfiles sísmicos hacia el dominio del Caribe. De esta forma se obtendría información acerca de la estructura y las propiedades físicas de la litosfera en el margen pasivo del ICR Ello permitiria estimar las variaciones laterales en el espesor del basamento extrusivo y en el espesor cortical. Así se podría determinar la extensión lateral del engrosamiento de los niveles inferiores de la corteza y cuantificar más aproximadamente cuál ha sido este engrosamiento.
      Por último, sería conveniente adquirir datos de flujo de calor en el ICR. Ello permitiría estimar la distribución de temperaturas a nivel litosférico y determinar la envolvente de esfuerzos, de modo que se podría estimar la reología de la litosfera. Así sería posible restringir más aproximadamente el origen de la sismicidad intracortical.