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Extension glaciar y nival durante el RISS/Illinoiense y el Wurm/Wisconsiniano en las altas cumbres de Talamanca en el sector fronterizo Costa Rica-Panama.

Resumen

Este es el primer analisis y descripcion de las dos ultimas glaciaciones acaecidas en el sector de las cumbres del Fabrega (Panama) y Pittier (Costa Rica) y su asociacion con los cambios altitudinales de vegetacion. Igualmente se hace un analisis del vulcanismo Plioceno del sector y su morfologia afectada por las glaciaciones.

Palabras clave: Orogenesis, RISS, Wurm, morrenas, calderas, batolito, granodiorita, pisos altitudinales, paramo.

Abstract

This is a first analysis and description of the last two glaciations happened in the arca of the Fabrega (Panama) and Pittier (Costa Rica) heights, in association with vegetation altitude changes. Also is done an analysis of the Pliocene volcanism of the sector and the morphology drawned by the glaciations.

Keywords: Orogenesis, RISS, Wurm, Moraines, Calderas, Batholiths, Granodiorite, Vegetation levels, Moor.

Resume

C'est la premiere analyse et description realisee des deux demieres glaciations qui se sont produites dans les sommets du Fabrega (Panama) et Pittier (Costa Rica) en association avec les changements d'etagement de vegetation. Aussi, une etude du volcanisme Pliocene est introduite ainsi que leur morphologie resultat des glaciations.

Mots cles: Orogenese, RISS, Wurm, Moraines, caldeiras, batholite, granodiorite, etages de vegetation, landes d'altitude.

Introduccion

Teorias sobre las glaciaciones cuaternarias

La teoria glaciar data de comienzos del siglo XIX y en 1839 se sospecha que las manchas solares son culpables de ello. El matematico Jean Adhemar (1797-1852) se convence que las glaciaciones son periodicas. En 1844 Felix de Boucherpon invoca como causa de las glaciaciones los desplazamientos del eje terrestre y en 1863 William Hopkins lo atribuye a las desviaciones del Gulf Stream. Ya en 1896 el premio Nobel de quimica Svante A. Arrhenius condiciona las tasas de C[O.sup.2] a los cambios de temperatura basado a su vez en los cambios globales de las temperaturas del globo terrestre ya intuido por Joseph Fourrier en 1824. Finalmente el serbio Milutin Milankovic (1879-1958) asocia los parametros orbitales de la Tierra a las glaciaciones. Segun Milankovic tres variables entran en juego:

1) La excentricidad de la orbita terrestre alrededor del sol con variaciones de dos ciclos de 400,000 y 100,000 anos.

2) La inclinacion del eje terrestre que evoluciona en ciclos de 40,000 anos

3) Por ultimo la precesion de los equinoccios en periodos de 19,000 y 23,000 anos.

La teoria de Milankovic fue demostrada 25 anos despues en el fondo de los oceanos, y en los polos. En el siglo xx la actividad solar es considerada como la causa principal que explicarian las glaciaciones. La disminucion de las manchas solares corresponde a periodos frios y explicarian el minimo de Maudner entre 1645 y 1715 y el minimo de Dalton acaecido entre 1790 y 1820 que coincide con los maximos de la pequena Edad del Hielo. Gerard Bond (1940-2005) estudio los sedimentos marinos en el Atlantico del Norte, descubriendo que los icebergs habrian transportado arenas durante el Holoceno con picos frios cada 1,500 anos. Los nueve "eventos de Bond" son el resultado de las perforaciones de Vostok y de Groenlandia. Estos eventos estarian igualmente en correlacion con las modificaciones de la circulacion termohalina del Gulf Stream. En 1993 Bond explico que las oscilaciones de Dansgaard-Oeschger (D-O) podian relacionarse con los eventos de Heinrich en donde cada oscilacion D-O es cada vez mas fria que la anterior y al cabo de cuatro o cinco oscilaciones se produce un enfriamiento brutal seguido por un recalentamiento igualmente brutal y ello era producto de una infima modificacion de la actividad solar del orden de 0.01%. De ello se deduce que acontecimientos poco trascendentes podian conllevar cambios climaticos insospechados (Silvain Coutterand, 2008).

El estudio de las glaciaciones en Talamanca, Costa Rica

El estudio de un estacionamiento glaciar en Costa Rica data de comienzos del siglo xx, con las primeras observaciones realizadas por Richard Weyl en 1956, en el macizo del Chirripo que alcanza los 3,819 metros. Le siguieron los estudios de Hastenrath en 1973 y la cartografia geomorfologica de los paleo-valles glaciares del Chuirripo. realizadas por Bergoeing en 1978. Kesel en 1983 presenta avances sobre el tema. Trabajos mas recientes fueron los importantes analisis sobre polenes realizados por Sally Horn entre 1986 y 1993 y las observaciones realizadas por Roberto Protti en 1996. Cabe mencionar igualmente, los importantes trabajos de investigacion realizados por Orvis y Horn en 2000, y por Lachniet y Seltzer en 2002. Desde 2005, Bergoeing ha retornado el tema. En 2011 aparece la obra de Rolando Castillo sobre las glaciaciones en Costa Rica donde senala los cuatro eventos clasicos que afectaron el hemisferio norte, sin tomar en cuenta la posicion geografica de Costa Rica, sometida a la orogenesis cuaternaria, por lo cual los dos eventos glaciares mas antiguos dificilmente se pudieron dar. Las altas cumbres superiores a los 3,000 metros en Costa Rica, solo alcanzan esas maximas altitudes en el Pleistoceno superior, por la orogenesis comenzada a mediados del Plioceno (Mac Millan et al., 2004), y que permitieron el estacionamiento glaciar. Bergoeing en su Tesis doctoral de Estado sobre Costa Rica, sostenida y publicada en Francia en 1987, insiste en que solo dos eventos glaciares se presentaron en Costa Rica correspondientes a los periodos RISS/Illinoiense y Wurm/Wisconsiniano.

Los paleo-modelados del sector fronterizo costa Rica-Panama

El sector fronterizo de la cordillera de Talamanca comprendido en la hoja topografica "PITTIER" 1:50,000 del IGN-Costa Rica, presenta relieves que alcanzan los 3,335 metros en la cuspide del cerro Fabrega y 3,275m en el cerro Itamut, (sector de Panama), asi como altitudes superiores a los 3,000 metros en el limite fronterizo de Costa Rica, como el cerro Echandi (3,162m), Cerro Bine (3,242m) y Shurivo (3,110m). La hoja se inscribe dentro de las coordenadas geograficas 9[grados] y 9[grados]10, de latitud Norte y entre los 82[grados]45'y 83[grados] de longitud Oeste. El cerro Fabrega es una caldera volcanica localizada al oeste de la provincia de Bocas del Toro, y punto culminante de Panama, muy cerca de la frontera con Costa Rica. Exactamente se encuentra en las coordenadas 9[grados]07'N 82[grados]52'W, en la Cordillera de Talamanca, justo a lado del Cerro Itamut. Su cumbre esta cubierta por vegetacion de paramo pluvial subalpino y es un ecosistema unico de lagunas de altitud y turberas.

Las observaciones en terreno y los diferentes estudios anteriores, han permitido establecer, que a partir de los 3,000 metros de altitud, existio un importante estacionamiento glaciar durante los dos ultimos periodos frios antes mencionados (Bergoeing, 1987; Lachniet et al., 2002). Igualmente que un campo nival prevalecio entre los 2,600 y 3,000 metros de altitud donde se han encontrado diferentes tipos de morrenas. Por ello el paisaje floristico que existio durante las dos ultimas glaciaciones fue el de un paramo de altitud que se extendio probablemente entre 1,600 y 2.000 metros de altitud en la parte mas baja, hasta los 2,600 metros en el limite de las nieves de ese periodo (vease Figura 1) (Bergoeing, 2010; Horn, 1993). Del mismo modo la degradacion vegetacional se prosiguio de modo altitudinal hasta las tierras mas bajas donde prevalecio el bosque tropical humedo a partir de los 1,000 a 1,200 metros de altitud.

La hoja Pittier nos muestra que el sector de altas cumbres fue ocupado por un estacionamiento glaciar, que debe haber sido importante (espesor del orden de los 200 a 500 metros), y creo un modelado de circos glaciares, limitados por agudas aristas, valles en U, por donde discurrieron pequenas lenguas glaciares, que recorrieron de 5 a 10km, ver mayor alcance, dejando a su paso depositos de morrenas que deberan ser estudiadas detenidamente. Durante los interglaciares RISS/Wurm (140,000 a 90,000 anos B.P.? y el Holoceno, actual de hace 12,000 anos), queda demostrado que el deshielo fue brutal y subito, ello debido a la latitud que ocupa Talamanca, y que permitio un recalentamiento rapido del ambiente debido al cambio climatico de esas epocas. Las consecuencias fueron el desplazamiento de enormes bloques erraticos y la constitucion de conos de deyeccion o abanicos aluviales en la zona de ruptura de pendiente de las imponentes quebradas cordilleranas, con pendientes sumamente acusadas, por donde transitaron los rios cargados con el material precitado.

Pensamos que los bloques predominantemente granodioriticos y volcanicos provenientes de las altas cumbres, consecuencia del despeje del batolito talamanqueno, por la erosion, asi como bloques volcanicos e incluso sedimentarios de los cuales estan constituidos los bloques erraticos, son un indice importante que hay que tomar en cuenta. En efecto, tenemos la certeza que el interglaciar RISS/Wurm fue un periodo de deshielo mas importante, que permitio el acarreo de los bloques erraticos de dimensiones colosales, y que quedaron detenidos sobre una superficie aluvial, (C2) que se encuentran en posicion inferior con respecto a los conos aluviales(C1), del actual interglaciar. En efecto el interglaciar RISS/Wurm pudo ser algo mas calido y humedo que el clima Holoceno, ello en razon de la extension de los grandes bosques que alcanzaron un limite mucho mas septentrional que en la actualidad. Pues bien todos estos bloques erraticos presentan el fenomeno de erosion pluvial pseudo karstico conocido como pseudo-lapiaces. Esto es un factor clave ya que para que la erosion pluvial pueda crear este tipo de ranuras, en rocas tan duras y compactas como la granodiorita deben transcurrir miles de anos. Creemos que durante el periodo Wurm/Wisconsiniano, que duro de 90,000 a 12,000 anos transcurrio el tiempo suficiente para la creacion de los pseudo lapiaces en la roca inferida. Si bien durante ese periodo las altas cumbres estaban congeladas y nevadas, a menor altitud, es decir hacia los 1,400 metros de altitud prevalecia un periodo interpluvial, con lluvias menos abundantes que en la actualidad, pero lo suficientemente importantes para crear una vegetacion tropical en las tierras bajas y erosionar en consecuencia, los bloques erraticos, creando los pseudo-lapiaces.

[FIGURA 1 OMITIR]

[FIGURA 2 OMITIR]

La geomorfologia del sector de Pittier en Talamanca

El area se caracteriza por ser montanosa, disimetrica, con una vertiente abrupta que cae al Pacifico y una con pendientes mas suaves que se dirigen al Caribe. Se trata de un area eminentemente volcanica donde sobresale la Caldera del cerro Fabrega, abierta hacia el Oeste asi como los conos volcanicos) del cerro Frantzius (2,134m) del cerro Pittier (2,844m) del Cerro Gemelo (2,702m) y de otros edificios que se encuentran mas al sur- oeste de la hoja. Estos dos ultimos conos volcanicos podrian ser conos post-colapso de la caldera del Fabrega. El vulcanismo que se origina en el Mioceno superior se prolongo hasta fines del Plioceno y es probable que haya llegado hasta el Cuatemario inferior. Se trata de tocas basalticas a andesiticas en el momento en que se inicia la orogenesis de Talamanca. Las rocas mas antiguas del sector son sedimentarias y corresponden a lutitas y conglomerados de comienzos del Terciario (Paleoceno-Eoceno) Estan plegadas formando sinclinales y anticlinales y en el sector de contacto recubiertas por los depositos volcanicos de fines del Terciario.

El vulcanismo del sector cohabita con afloramientos intrusivos de dioritas y monzonitas cuarciferas y en menor grado presencia de gabros y granodoritas. El vulcanismo reciente (Cuaternario) de este sector meridional del Talamanca esta relacionado con la subduccion y una litosfera oceanica relativamente caliente que ha producido en los dos ultimos millones de anos magmas felsicos (andesitas a riolitas y sobre todo dacitas) que sugieren una fuente basaltica metamonizada (Defant et al., 1992).

[FIGURA 3 OMITIR]

El sector Pittier de Talamanca se encuentra afectado por una intensa erosion que da origen a taludes erosivos con pendientes muy acusadas por donde discurren rios de caudal torrentoso que forman valles en V mas al Sur, estos rios han formado profundos canones fluviales. A los pies del sistema volcanico Pittier-Frantzius, los depositos igneos se han visto sometidos a los cambios climaticos del Pleistoceno superior que se traducen por inmensos deslizamientos en masa. A partir de los 3,000 metros de altitud se comienza a observar el modelado paleo-glaciar que recubre el sector de la caldera de Fabrega que durante las dos ultimas glaciaciones, ha dejado sus trazas, como aristas glaciares, circos, valles en U y depositos de morrenas que deberian ser estudiadas en detalle (vease Figura 5). Es a partir de este punto que en el interglaciar RISS/Wurm, se desprendieron y deslizaron por las fuertes pendientes, masas importantes de rocas intrusivas y volcanicas transformadas en bloques erraticos, que detuvieron su marcha en las zonas de ruptura de pendiente, donde comienzan los grandes conos de deyeccion. El periodo wurmiense/wisconsiniano posterior, se tradujo por un periodo inter-pluvial que modelo los bloques erraticos durante 80,000 anos creando profundos surcos o pseudo lapiaces en las superficies de los bloques erraticos.

[FIGURA 4 OMITIR]

La vertiente sur-oeste de Talamanca, comprendida entre el rio Canasta y la naciente del rio Coton, se caracteriza por una serie de relieves aislados, de una altitud promedio de unos 1,500 metros, recubiertos por la selva humeda, que contrastan con la vertiente misma de Talamanca. Se trata de los cerros Frantzius, Cedro, Pittier, Irkibi, Bellavista por citar los mas eminentes. Entre ellos corren rios que han socavado profundos cauces, como el rio Canasta, Las Gemelas, Cedro, Bella Vista, Cotito, Sura y Coton que dejan aflorar el basamento rocoso y dan ya un indice de la composicion volcanica del sector.

[FIGURA 5 OMITIR]

Los antecedentes geologicos y geomorfologicos del sector Pittier-Franzius

Las cartas geologicas de Tournon (1995) y de Denyer (2007) presentan al sector como eminentemente volcanico. Para Toumon las edades fluctuan entre el Mioceno superior y el Plioceno, mientras que Denyer las situa en el Mioceno. Bergoeing (1977) describe por primera vez la presencia del volcan Mano de Tigre en la Cordillera Costena cerca de Paso Real. Se trata de un volcan piroclastico datado en 14 [+ o -] 0.12.M.A. (Mac Millan et al., 2004) Las investigaciones realizadas en 2010 en el sector de Mano de Tigre, (Bergoeing et al., 2010) permitio observar un conjunto volcanico que va del Mano de Tigre hasta el volcan China Kicha. Se trata de un modelado eminentemente volcanico, muy alterado por la erosion, donde se reconocen estructuras como crateres, calderas, coladas y depositos piroclasticos. Todo ello lleva a confirmar que durante el Mioceno superior al Plioceno, se produjo una fisura NW-SE por donde extruyo un magma que va de los basaltos a las andesitas. La presencia de los conos volcanicos del sector rio Canasta--rio Coton, permite extrapolar que se trata del mismo fenomeno de extrusion magmatica, producto del choque de las placas del Coco y del Caribe y que da inicio a la orogenesis de la Cordillera de Talamanca asi como al basculamiento en monoclinales de las series sedimentarias de la Cordillera Costena, reorganizando por antecedencia el incipiente sistema fluvial que se estaba creando. Sin embargo, las dataciones de De Boer (1995) para el sector Durika rejuvenecen estas extrusiones adakiticas, dandoles valores de 2.8 a 0.95 M.A. lo que la situan a fines del Plioceno inicios del Cuaternario.

El volcan Frantzius

Situado entre los rios Platanillal y rio Canasta, el cerro Frantzius lleva el nombre del doctor Alexander Von Frantzius biologo aleman que estudiara el sector a mediados del siglo XIX. Aqui se encuentra el Parque Nacional "La Amistad" que domina de sus 2,134 metros el sector. La cumbre se caracteriza por dos cotas la del cerro Bioley de 1,766 metros y la cumbre del Cerro Tonduz de 1,930 metros. Entre ambas cumbres se describe una curva topografica que puede ser asociada a un antiguo crater muy alterado por la erosion. Mas al noreste domina la cumbre del Frantzius que es un perfecto cono volcanico probablemente un estrato-volcan (vease Figura 6). La base del complejo se caracteriza por una serie de coladas de lava, muy alteradas entrecortadas por rios y riachuelos afluentes del rio Coton que aqui se une al rio Coto Brus.

Los materiales recogidos a los pies del Frantzius permitieron obtener y analizar dos muestras volcanicas analizadas por la Escuela Centroamericana de Geologia de la Universidad de Costa Rica.

Muestra 1. Cerro Franzius--Pittier (Parque La Amistad)

Lat. N. 9[grados]01.744'

Long. W 83[grados]00.485'

Alt. 1,391m

Gabro con alteracion hidrotermal propilitica.

Minerales observados: sericita en las plagioclasas, arcillitacion, clorita, calcita, epidota, pirita.

Muestra 2. Cerro Franzius (Cantera)

Lat. N. 09[grados]01.529'

Long. W. 83[grados]00.073'

Alt. 1,292m

Andesita: Plagioclasa>: tanto fenocristales como microlitos, relativamente sin alteracion, maclada y con zonacion. Pueden presentar tectura glomeroporfidica. Hornblenda verde: tanto fenocristales como microlitos finos. Pueden presentar textura glomeroporfidica. Augita escasas. Opacos: magnetita y hematita. Debido a las caracteristicas de la presentacion de la homblenda, no es claro si los microlitos de homblenda son primarios o secundados por alteracion hidrotermal.

A proximidad del volcan Frantzius, la fila Pittier nos conduce a una serie de edificios volcanicos con conos bien definidos como el Pittier (2,844m) el Gemelo (2,702m) y dos otros conos que descienden por la fila Pittier. Todas estas estructuras volcanicas pueden asociarse con la estructura mayor que es la caldera de Fabrega, vulcanismo principalmente Plioceno, que es concomitante con la orogenesis de la Cordillera de Talamanca.

El Irkibi

Se puede acceder a el a traves de la finca Alturas. El cono volcanico del Irkibi se situa al este del volcan Frantzius siguiendo un alineamiento de extrusion magmatica como ya se ha expresado anteriormente. Se compone de varias cumbres que dejan suponer otros tantos crateres por donde fluyo la lava. El cono del cerro Chai de 2,100 metros forma con el Irkibi (2,210 metros) (Figura 7) y mas al este el Cerro Bellavista (2,048 metros) un conjunto volcanico compacto solo entallado por el rio Cotilo. A los pies del cerro Chal. abundan las coladas de lava compuestas por dacitas segun analisis de la Escuela Centroamericana de Geologia.

Mas al oeste, el rio Bellavista separa al conjunto volcanico descrito de un nuevo sistema volcanico. Se trata de la fila Cedro de 2,132 metros cuya cumbre dibuja una antiguo caldera. Todos estos focos volcanicos, limitados al Sur por el rio Coton, son probablemente del Plioceno. Entre ellos aparecen depositos de rocas granodioriticas que nos indicarian una extrusion volcanica pliocenica a traves del batolito granodioritico Cretacico-Miocenico de Talamanca y que se prolongada mas al noroeste con el complejo volcanico Mano de Tigre-Doboncragua datados mediante K/Ar por Kessel en 1983 (Alvarado, 2000) como del Plioceno con edades de 4 y 5 millones de anos.

[FIGURA 6 OMITIR]

[FIGURA 7 OMITIR]

[FIGURA 8 OMITIR]

Muestra 3. Cerro Irkibi

Lar. N. 8[grados]57.161'

Long. W. 82[grados]50.972'

Alt. 1,528m

Lava o Brecha Volcaniclasta:

Roca con fuerte alteracion hidrotermal propilitica

Minerales observados: Clorita, epidota, cuarzo y arcillitacion

Los cristales de epidotas se localizan en nodulos o amigdalas redondeadas

Localmente se pueden observar restos de plagioclasas macladas

La alteracion propilitica impide determinar el tipo exacto de roca

Muestra 4. Cerro Kiribi

Lat.N. 8[grados]57.026'

Long. W. 82[grados]50.356'

Alt. 1,460m

Dacita: con fuerte alteracion hidrotermal propilitica. Minerales observados: Clorita, epidota, cuarzo y arcillitacion en las Plagioclasas

[FIGURA 9 OMITIR]

Los pisos vegetacionales actuales de Talamanca en el sector de Pittier (Fitogeografia de la hoja topografica Pittier)

Relacion geomorfologia vegetacion

Imaginemos que estamos a los pies de la cordillera de Talamanca en un punto localizado dentro de la hoja topografica Pittier. Desde dicho sitio, se pretende iniciar una serie de recorridos que llevaran a distintas localidades dentro de dicho espacio geografico. Una primera observacion, revela que la topografia sobre la cual se transitara es muy accidentada, con constantes ascensos y descensos. Una vez iniciado el recorrido, se observa que conforme se asciende, se manifiestan una serie de cambios altitudinales a nivel de estructura y composicion floristica del bosque. Dichas modificaciones, se encuentran condicionadas, basicamente por la caracteristicas climaticas y edaficas, que a su vez tienen una estrecha correlacion con el componente geomorfologico. Ya para el siglo XIX se habian identificado una serie de asociaciones vegetales asi como comunidades boscosas que se relacionan con las formas topograficas, sean estas cimas de las montanas, vertientes o fondos de valle (Scatena, F., 2002).

El resultado concreto, es la presencia de una serie de pisos altitudinales de vegetacion, en los cuales las especies vegetales presentan una serie de caracteristicas estructurales particulares, como altura de los arboles, ancho de copas, diametro de tallos, tipo de raices, entre otros. Dichos pisos altitudinales de vegetacion se sobreponen uno con respecto al otro, esto es lo que conocemos como pisos de vegetacion. Dichos pisos se encuentran correlacionados con la altitud. En el caso de la hoja Pittier tenemos una serie de diferentes formaciones vegetales, las cuales seran analizadas en el siguiente apartado.

[FIGURA 10 OMITIR]

Caracterizacion de la vegetacion de acuerdo al parametro altitud

Desde el punto de vista altitudinal, en la zona de estudio se pueden reconocer un total de cuatro zonas altitudinales de vegetacion, de acuerdo con la clasificacion propuesta por Kappelle, (Kappelle, 2001): Bosque muy Humedo Premontano (500-1500m.s.n.m), Bosque Tropical Montano Bajo (1,500-2,500m.s.n.m), Bosque Tropical Montano Alto (2,500-3,000m.s.n.m), y Paramo (3,300 a 3,820m.s.n.m) (vease Figura 9).

En primer termino, tenemos el bosque tropical, muy humedo Premontano. Es un bosque que presenta una estructura de media a alta, con presencia de dos a tres estratos, y con algunas pocas especies de su dosel que son caducifolias. Los arboles del dosel poseen alturas entre los 30 a 40 metros. Son comunes las gambas, pero sus dimensiones son pequenas. Los arboles del sotobosque, tienen alturas que oscilan entre los 10 a 20 metros, ademas los bejucos son abundantes y la mayoria de los arboles se encuentran cubiertos por una gran cantidad de musgos (Hartshorn, 1991).

El bosque tropical Montano Bajo, se encuentra principalmente compuesto por arboles pertenecientes al genero Quercus, con alturas entre 25 a 30 metros. A nivel del sotobosque este es un espacio denso, con arboles de 10 a 20 metros, con troncos rectilineos o tortuosos. A nivel del suelo este se encuentra ampliamente cubierto por helechos, epifitas y monticulos de musgos (Harshorn, 1991). Las epifitas las encontramos abundantemente creciendo sobre los arboles, y sirven de refugio a una serie de organismos, entre ellos las salamandras.

Por su parte, el Bosque Montano, este es considerado un bosque perennifolio, de altura baja a intermedia, con presencia de dos estratos de arboles. Los arboles del dosel presentan alturas entre los 25 a 30 metros, con troncos gruesos, sin gambas y con la corteza aspera. Las copas son pequenas, compactas y redondas, con presencia de muchas ramas cortas, gruesas y retorcidas. El sotobosque es relativamente abierto, con arboles en su mayoria de 5 a 15 metros, de troncos delgados y retorcidos y de coronas compactas, redondas y muy ramificadas. Los helechos arborescentes son comunes en el sotobosque. El estrato arbustivo es denso, con amplia presencia de bambues enanos de hasta 5 metros de altura. Los troncos y las ramas de los arboles se encuentran ampliamente cubiertos de musgos y epifitas, las orquideas y los helechos son abundantes creciendo sobre el musgo. Las epifitas grandes estan restringidas a unas pocas especies de bromeliaceas (Harshorn, 1991).

Para finalizar esta breve caracterizacion de los pisos de vegetacion que encontramos en la hoja topografica Pittier, nos debemos referir al ecosistema de paramo. Segun Kappelle (2005), el paramo corresponde a la zona neotropical (11[grados]latitud N y 8[grados]latitud S) del bioma pan tropical alpino-subalpino humedo. Es una formacion vegetal alto-montana (alto-alpina), heterogenea, psicrofitica, muy vellosa, herbacea y generalmente desarbolada o con doseles abiertos de arbolitos tupidos. Segun Gomez (Gomez, 1986), los paramos no son otra cosa que sabanas de altitud y al igual que las de bajura, tienen balances de materia organica en suelos estacionales, pero a la inversa en la vegetacion de niveles inferiores.

Hoy en dia este tipo de vegetacion se localiza en las partes altas de las montanas, presenta su rango inferior de distribucion de los 2,800 a 3,200 metros sobre el nivel del mar, mientras que su limite superior esta entre 4,500 y 4,800 (Kappelle, 2005). Para el caso de Costa Rica, el paramo lo encontramos principalmente en la cordillera de Talamanca. En la zona de estudio este tipo de vegetacion corona la cima de los cerros Echandi, Uni, y principalmente en el complejo de cerros Bine, Itamut, Fabrega, representando esta el area con mayor cobertura de paramo.

Esbozo paleo-geografieo de la hoja topografica Pittier

El paisaje que se observar hoy en dia en diferentes localidades en la hoja Pittier basicamente se encuentra dominado por la presencia de bosques. Sin embargo, si realizaramos un viaje en el tiempo y retrocedemos unos 20,000, estariamos ante un paisaje bastante diferente, esto basicamente porque en ese momento nos encontrariamos inmersos dentro del ultimo periodo glaciar. El efecto de dicho fenomeno climatico, sobre la distribucion y localizacion de los diversos pisos de vegetacion fue muy significativo, dando como resultado el desplazamiento hacia niveles mas bajos de los diferentes pisos de vegetacion. Esto, se produjo basicamente por variaciones en los regimenes de precipitacion y temperatura. Las evidencias de dicho movimiento, se han podido corroborar mediante analisis de polen y dataciones radiometricas realizadas en diferentes sitios de la region Neotropical.

Segun Kappelle (2005), durante el Pleistoceno, el paramo estuvo bajo la influencia de una serie de glaciaciones consecutivas (alternancia de glaciares e interglaciares). Esta dinamica produjo una fuerte mezcla de generos de plantas vasculares con una distribucion restringida a las zonas templadas. Es asi como entre 44,000 y 21,000 anos antes del presente, los periodos glaciares e interglaciares se sucedieron, produciendo fases frias pero severas (Luteyn, 2005).

Luyten (Luteyn, 2005), indica que durante este tiempo los glaciares y los bosques se deben haber puesto en contacto entre los 2,200 y los 2,700m.s.n.m, dando como resultado que la zona cubierta por paramo debio haber sido angosta y humeda. En el caso de la cordillera de Talamanca, sus mayores cumbres se encontraban congeladas, pero segun Gomez (Gomez, 1986) solamente en las cumbres del Cuerici, Chirripo Grande y Fabrega existian formaciones glaciares.

Conclusiones

Este articulo presenta por primera vez la relacion entre el vulcanismo de fines del Terciario que existe en el sector fronterizo de Panama con Costa Rica, asociando el evento de una caldera de colapso (cerro Fabrega), con un vulcanismo probablemente post-colapso cuyos testigos serian los cerros Pittier, Frantzius, Irkibi, etc. Igualmente que a partir de los 3,000 metros de altitud las cumbres del Fabrega albergaron las dos ultimas glaciaciones, dejando como evidencias un modelado propio post-glaciar de circos, aristas y morrenas, similar al existente en Costa Rica en el cerro Chirripo. Durante el interglaciar RISS/Wurm grandes bloques erraticos, de origen igneo, fueron depositados en el piedemonte y fueron erosionados con pseudo-lapiaces en el inter-pluvial que siguio y que en altitud dio la glaciacion Wurm. Finalmente la variacion vegetacional durante los dos periodos glaciares descendio ostensiblemente en altitud ya que en las tierras bajas se instalo repetidamente un periodo inter-pluvial mas seco, que tuvo como consecuencia acrecentar el area de paramos en las tierras altas, hasta el limite de los depositos nivales. El relieve y vegetacion actual ya se ha dado anteriormente durante el inter-glaciar RISS/Wurm y que son fases de un largo periodo que puede volver a repetirse en un lapso de aqui unos diez mil anos.

Finalmente, en la hoja topografica Pittier encontramos cuatro formaciones vegetales segun criterio de altitud, a saber: bosque muy humedo premontano, bosque montano bajo, bosque montano alto y paramo. El bosque montano bajo y el alto son los que cubre mayores extensiones, mientras que el paramo se encuentra restringido a las cimas de mayor altitud. Durante el ultimo periodo glaciar, la vegetacion del area debe haberse movilizado hacia menores altitudes, esto probablemente debido a la disminucion en la temperatura y la precipitacion, y en las altas cumbres como la de cerro Fabrega donde el paramo fue sustituido por masas glaciares. Posteriormente cuando las condiciones climaticas actuales se establecieron la vegetacion retorno a la condicion interglaciar que es la actual.

Bibliografia

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Jean Pierre Bergoeing, Doctor en Geografia, Profesor de la Universidad de Costa Rica.

Luis Guillermo Artavia R., Master Scientia y Doctorante. Profesor Universidad de Costa Rica.
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Author:Pierre Bergoeing, Jean; Artavia R., Luis Guillermo
Publication:Revista Geografica
Date:Jul 1, 2011
Words:6665
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