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UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
TRABAJO FINAL DE LICENCIATURA
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO ISLA JAMES ROSS EN
RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS, ANTARTIDA.
AUTOR :
DIEGO HERNAN DE ANGELIS
Director : Lic. Eduardo C. Malagnino Co-Director : Lic. Jorge A. Strelin
1999
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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INDICE
1. Resumen 5
2. Introducción 7
2.1. Objetivos y Naturaleza del trabajo 7
2.2. Generalidades 7
2.2.1. Ubicación y vías de acceso 7
2.2.2. Rasgos fisiográficos 8
2.2.3. Clima 10
2.3. Metodologías 10
3. Marco Geológico Regional 12
3.1. Antecedentes 12
3.2. Estratigrafía 17
3.3. Volcanismo cenozoico 20
3.4. Estructura 25
3.5. Ambiente tectónico 27
4. La geología del Grupo Volcánico James Ross Island en los riscos Lachman 30
4.1. Conceptos básicos 30
4.1.1. Criterios estratigráficos 30
4.1.2. Palagonitización 31
4.1.3. Depósitos hialoclásticos e hidroclásticos 31
4.2. Descripción de los tipos litológicos 32
4.2.1. Lapillitas tobáceas 33
4.2.2. Brechas hialoclásticas 35
4.2.3. Basaltos de coladas 38
4.2.4. Basaltos de conductos 40
4.2.5. Basaltos de cuerpos subvolcánicos 41
4.2.6. Diamictitas 42
4.3. Unidades eruptivas 44
4.3.1. Unidad Eruptiva 1 44
4.3.2. Unidad Eruptiva 2 46
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4.3.3. Unidad Eruptiva 3 50
4.3.4. Unidad Eruptiva 4 50
4.3.5. Unidad Eruptiva 5 51
4.3.6. Unidad Eruptiva 6 52
4.3.7. Unidad Eruptiva 7 52
4.4. Cristaloquímica de olivinas 54
4.4.1. Introducción 54
4.4.2. Posibles fuentes de error 55
4.4.3. Resultados analíticos 55
4.5. Desarrollo de los acontecimientos eruptivos 57
4.5.1. Primera Epoca Eruptiva 61
4.5.2. Segunda Epoca Eruptiva 61
4.5.3. Tercera Epoca Eruptiva 63
4.5.4. Evolución magmática 66
5. Geomorfología de los riscos Lachman 68
5.1. Introducción 68
5.2. El proceso glaciario 71
5.3. Criogenia y remoción en masa 77
5.4. El proceso marino-litoral 81
5.5. El proceso fluvial 83
5.6. Los procesos eólico y lacustre 83
6. Conclusiones 86
7. Apéndice A: Mapas 89
7.1. Mapa Topográfico 90
7.2. Mapa Geológico 91
7.3. Mapa Geomorfológico 92
7.4. Mapa de Progradación de Brechas Unidad Eruptiva 2 93
7.5. Mapa de Progradación de Brechas Unidad Eruptiva 7 94
7.6. Mapa de Muestras 95
8. Apéndice B: Panel de Secciones 96
9. Apéndice C: Descripciones petrográficas 97
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10. Agradecimientos 112
11. Referencias bibliográficas 114
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1. RESUMEN
Se estudiaron las secuencias volcánicas del Cenozoico, correspondientes al Grupo
Volcánico James Ross Island (GVJRI), aflorantes en los riscos Lachman, isla James Ross,
Antártida. Estas volcanitas se emplazan y apoyan discordantemente sobre sedimentitas
cretácicas de la Cuenca James Ross.
Para la descripción de las diferentes secuencias volcánicas se establecieron cinco
tipos litológicos: lapillitas tobáceas, brechas hialoclásticas e hidroclásticas, basaltos de
coladas, basaltos de conductos y basaltos de cuerpos subvolcánicos. Además se hallaron
tres niveles diamictíticos intercalados entre dichas secuencias, dos de los cuales fueron
interpretados como depósitos glaciarios, y el restante como un depósito turbidítico.
Teniendo en cuenta estos tipos litológicos y sobre la base de criterios estratigráficos
específicos desarrollados por otros autores, se levantaron una serie de perfiles que
permitieron identificar siete unidades eruptivas, acumuladas a lo largo de tres épocas
eruptivas diferentes.
Un estudio cristaloquímico, basado en la variación del ángulo axial 2V?, en olivinas,
demostró que las tres épocas eruptivas definidas se vincularían a pulsos magmáticos
independientes. Dataciones radimétricas disponibles, que incluyen rocas de estos riscos,
permitieron ubicar temporalmente las dos primeras épocas eruptivas en el Plioceno
inferior.
La Primer Epoca Eruptiva se vincula al emplazamiento de un cuerpo subvolcánico
que intruye al zócalo sedimentario cretácico y sobre el cual, cubriendo una marcada
discordancia erosiva, apoyan las unidades eruptivas correspondientes a las siguientes dos
épocas eruptivas. Sobre la base del conocimiento de la estratigrafía volcánica local y
modelos desarrollados por otros autores, se propone que el volcanismo de la Segunda
Epoca Eruptiva se habría iniciado posiblemente en un ambiente glacimarino, mientras que
el volcanismo de la Tercera Epoca Eruptiva lo habría hecho en un ambiente intraglacial.
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Las direcciones de progradación de las brechas hialoclásticas durante ambas épocas
eruptivas indican una clara proveniencia desde el sur, probablemente vinculada al centro
efusivo del cerro Santa Marta.
Los rasgos geomorfológicos, detectados en torno a los riscos Lachman, se relacionan
con un pequeño sector de englazamiento, localizado en su tope. Este da lugar, por
avalanchas de hielo, a ocho glaciaretes reconstituidos perimetrales. Estos glaciaretes, junto
al accionar de la remoción en masa (deslizamientos y escamaciones) son los responsables
de los empinados paredones que circunscriben a los riscos. En estrecha relación con estos
glaciaretes se desarrollan glaciares de roca. En áreas no englazadas, se generaron suelos
estructurales, cuerpos lacustres someros y sistemas fluviales estacionales. A lo largo de la
costa, una activa dinámica litoral ha dado lugar a una serie de niveles de playas
escalonadas y acantilados marinos activos.
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2. INTRODUCCION
2.1. Objetivos y Naturaleza del trabajo
El presente trabajo se presenta ante las autoridades del Departamento de Ciencias
Geológicas de la Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos Aires,
para optar al título de Licenciado en Ciencias Geológicas.
Su objetivo principal es aportar, mediante un trabajo de investigación, al programa
“Recursos Minerales” del Instituto Antártico Argentino, subprograma “El Cenozoico de la
isla James Ross”. En tal sentido, se llevaron a cabo trabajos de campo en las secuencias
volcánicas del Grupo Volcánico James Ross Island (GVJRI), aflorante en los riscos
Lachman, isla James Ross, Antártida.
Los trabajos se iniciaron a partir de una recopilación bibliográfica. Ya en el terreno,
se procedió a la descripción y análisis de detalles de la estratigrafía volcánica local,
reconociéndose los tipos litológicos presentes y sus relaciones de campo. La interpretación
de estos datos se completó, tras la campaña, con el estudio de la evolución cristaloquímica
de las diversas unidades eruptivas identificadas. El presente trabajo también incluye un
reconocimiento de las geoformas que aparecen en el área.
2.2. Generalidades
2.2.1. Ubicación y vías de acceso
La isla James Ross se encuentra situada en el extremo nordeste de la península
Antártica, entre los 63° 45’ y los 64° 20' de latitud sur, y entre los 57° 05’ y 58° 30' de
longitud oeste. Posee un área aproximada de 2440 km2 y se halla separada de Península
Antártica por el canal Príncipe Gustavo, siendo la mayor del archipiélago homónimo. Este
se completa con las islas Vega, Seymour (ó Vicecomodoro Marambio en la cartografía
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argentina), Snow Hill (Cerro Nevado), Lockyer, Persson, Carlson, Cockburn y Humps
(Islote Giboso).
Los riscos Lachman se encuentran en la zona más septentrional de la isla James
Ross (Figura 1), al sur del cabo homónimo. Se trata de una meseta de 12 km de longitud,
en la dirección norte-sur, y entre 2 y 5 km de ancho en la dirección este-oeste. Su cota
oscila entre 650 m en el sector sur y unos 300 m en el sector norte. Los laterales de los
riscos conforman paredes casi verticales que alcanzan hasta 400 metros de desnivel, y que
exponen en forma magnífica su geología volcánica.
El acceso a la zona se realiza mediante helicópteros desde la Base Vicecomodoro
Marambio, sita en la isla Seymour (Vicecomodoro Marambio).
2.2.2. Rasgos fisiográficos
La isla James Ross presenta una forma subcircular, con un desarrollo máximo de 75
km en la dirección norte-sur y 65 km en la dirección este-oeste. La mayor elevación se
encuentra en el monte Haddington cuya cota alcanza los 1628 metros. El 70% de la
superficie presenta una cubierta glaciaria representada, principalmente, por la calota del
monte Haddington, y por el domo Dobson, de 948 metros de altura (Strelin y Malagnino,
1992). Al noroeste de la isla existe un sector, prácticamente descubierto de hielo, que se
halla desvinculado del área de englazamiento mayor. Los únicos focos de englazamiento
que aquí se preservan, se localizan en la parte superior de una serie de mesetas volcánicas,
que alcanzan cotas de hasta 900 metros. Estas mesetas, que se hallan separadas entre sí por
amplios valles de origen glaciario, constituyen el principal rasgo fisiográfico del sector.
Los riscos Lachman corresponden a uno de dichos rasgos morfológicos destacados.
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Figura 1: Mapa de ubicación
2.2.3. Clima
En la isla James Ross se registran menores precipitaciones y temperaturas más bajas
que en la costa oeste de la península Antártica a la misma latitud. La temperatura media
anual es de aproximadamente -6.5°C (Sone y Strelin, 1998), para las áreas bajas situadas al
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oeste de la isla, mientras que, para el monte Haddington, se estima una media anual de -
13.5°C (Aristarain et al., 1987). Los vientos predominantes son del sector sur y las
precipitaciones son algo mayores en verano, ocurriendo como ventiscas: nevadas
acompañadas de fuertes vientos. En general, prevalecen condiciones áridas a semiáridas
bajo un clima polar de casquete con influencia marítima (Strelin y Malagnino, 1992).
2.3. Metodologías
Como paso previo a la campaña geológica se recopiló la información bibliográfica
disponible acerca de la geología del GVJRI y los sectores aledaños de la península
Antártica. Se realizó, además, el análisis del material satelital disponible, que consistió en
la imagen Landsat TM, del 5 de Noviembre de 1989, y fotografías aéreas oblicuas y
verticales.
Las tareas de campo se llevaron a cabo durante la Campaña Antártica de Verano
1996-1997, en la cual el autor participó como integrante del Grupo VULCANTAR ROSS, a
cargo del Lic. Jorge Strelin. Durante la estadía en la isla James Ross se realizó el
levantamiento geológico de las secuencias volcánicas de Riscos Lachman, utilizándose
para ello la brújula Brunton y un altímetro aneroide marca Casio, cuya precisión se estima
en ±10 metros. La cartografía y el levantamiento de secciones se vieron simplificados
enormemente por la naturaleza vertical de los afloramientos. La base topográfica utilizada
fue la carta del IGM "Isla James Ross" escala 1:100.000.
Se levantaron secciones verticales de los paredones que componen los riscos
Lachman. La integración de la información permitió obtener una visión espacial de las
unidades eruptivas descriptas. Durante la realización de estas secciones se tomaron un
total de 54 muestras con fines petrográficos, cubriendo el total de las litologías y unidades
eruptivas aflorantes. También se realizaron relevamientos topográficos y descripciones
geomorfológicas expeditivas.
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Las muestras recolectadas fueron enviadas al Centro Austral de Investigaciones
Científicas (CADIC), donde fueron elegidas aquellas más representativas para la
confección de secciones delgadas. Se realizaron un total de 42 cortes petrográficos,
teniendo en cuenta la diversidad de tipos litológicos y sucesión de eventos eruptivos
reconocidos en el terreno. Se contempló, además, la necesidad de contar con numerosas
secciones delgadas de rocas basálticas, para la realización de estudios cristaloquímicos por
el método de la platina universal.
Los estudios petrográficos y cristaloquímicos se llevaron a cabo en el Laboratorio de
Mineralogía del Departamento de Geología de la Facultad de Ciencias Exactas y
Naturales, Universidad de Buenos Aires. Se utilizó para ello un microscopio monocular
marca Leitz Wetzlar, con objetivos de 3.5, 10 y 50 X y una Platina Universal marca Leitz
Wetzlar, dotada de hemisferios de índice de refracción 1.649 y objetivos U.M.1 y U.M.2.
Los métodos utilizados para la medición de los parámetros y para el cálculo del ángulo
2V? son los que se describen en González Bonorino (1976).
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3. MARCO GEOLOGICO REGIONAL
3.1. Antecedentes
Los antecedentes en el estudio geológico de la península Antártica y el archipiélago
James Ross se remontan a principios del Siglo XX, con motivo de la Expedición Sueca al
Polo Sur 1901-1903, a cargo del Dr. Otto Nordenskjöld. El geólogo J.G. Andersson (1906),
integrante de dicha expedición, establece los lineamientos básicos de la geología de la
región. Este autor describe la geología del sector norte de la península Antártica,
incluyendo al archipiélago James Ross, y realiza notables contribuciones paleontológicas,
litológicas, estructurales y geomorfológicas. En el área del archipiélago James Ross,
Andersson (op.cit.) describe las sedimentitas del Cretácico superior, por él denominadas
Snow Hill Island beds y Old Seymour Island beds, y las del Terciario inferior, que
denominó Younger Seymour Island beds. Las volcanitas que se disponen por encima de
estas rocas sedimentarias fueron agrupadas por Andersson (op.cit.) en la Formación James
Ross Island, a la cual asignó una edad miocena media a superior.
A partir de Andersson (1906), la estratigrafía, paleontología y estructura de la
cuenca mesozoica, que subyace a las volcanitas, fue estudiada por numerosos autores.
Entre ellos se desatacan los trabajos de Bibby (1966), quien realiza la primer descripción
detallada de las sedimentitas cretácicas del archipiélago James Ross. Posteriormente,
Rinaldi et al. (1978), Malagnino et al. (1978) y Medina et al. (1981), entre otros, estudian
diversas características de la cuenca mesozoica, definiendo las unidades estratigráficas
principales que la integran. Por último, recientemente, Pirrie et al. (1997), Riding et al.
(1998) y Olivero (1998), estudian y discuten algunos aspectos paleoambientales y
estratigráficos.
Diversos autores han estudiado el magmatismo y el ambiente tectónico del sector
norte de la península Antártica e islas adyacentes. Entre ellos se destaca Adie (1955, 1957),
quien realizó los primeros estudios sistemáticos del magmatismo, tanto en el arco
magmático peninsular, como en el sector insular adyacente. Posteriormente, Dalziel y
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Elliot (1973) integran el conocimiento geológico del extremo sur del continente
sudamericano y el sector norte de la península Antártica, proponiendo una posible
evolución conjunta. A partir de la integración de la información geológica y geofísica
disponible, Barker (1976; 1982), Pankhurst (1982) y Saunders (1982), realizan importantes
aportes al conocimiento del ambiente tectónico de la península Antártica. Estos autores
relacionan la estructuración y el magmatismo del sector peninsular a la segmentación de
las placas pacíficas que eran subducidas en su margen occidental. Recientemente Lawver
et al. (1995) y Johnson (1999), a partir de estudios geofísicos detallados, discuten aspectos
de la evolución magmática del sector norte y central, respectivamente, de la península
Antártica.
Adie (1953, 1957) inicia el estudio sistemático de las volcanitas que aparecen en el
archipiélago James Ross, Península Tabarin e islas del canal Príncipe Gustavo,
rebautizándolas como “James Ross Island Volcanic Group”. Este autor identifica los
principales tipos litológicos: coladas basálticas, "aglomerados volcánicos" y tobas,
asignándolos a diferentes fases eruptivas. También ubicó tentativamente el centro efusivo
principal en el monte Haddington, y centros efusivos adicionales en la península Tabarin.
Bibby (1966) estudió la discordancia angular labrada sobre las sedimentitas
cretácicas, que subyacen al Grupo Volcánico James Ross Island. Este autor halló fósiles
marinos en las tobas basales de la sucesión volcánica, por lo que concluye que el
volcanismo se produjo en un ambiente marino.
Nelson (1966), sobre la base de los trabajos de Adie (1953, 1957) y Bibby (1966),
realiza un estudio intensivo y detallado del Grupo Volcánico James Ross Island, que fuera
la base de todos los trabajos posteriores. Este autor definió cinco fases volcánicas
principales, mencionando la posible existencia de dos fases más, cubiertas por la calota del
monte Haddington, y otra debajo de la pila volcánica. Vinculó espacialmente sus fases,
utilizando criterios de correlación cristaloquímicos, mediante estudios del ángulo 2V en
olivinas, asignándole a cada fase un determinado rango de ángulo axial. También empleó
criterios estratigráficos, basados en cotas, partiendo de que no existe perturbación
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tectónica de los afloramientos, al menos en la isla James Ross. A nivel petrológico, Nelson
(op. cit.) fue el primero en clasificar a los “aglomerados” descriptos por Andersson (1906),
Adie (1953) y Bibby (1966) como brechas basálticas palagonitizadas. Por otra parte,
también fue el primero en relacionarlas genéticamente con los basaltos de coladas
subaéreas que se disponen por encima. Para ello se basó en el modelo de Tuyas de
Mathews (1947). Nelson (op.cit.) reconoció que cada fase volcánica podría estar integrada
por tres entidades litológicas características: tobas palagonitizadas basales, seguidas de
brechas palagonitizadas progradantes y coladas basálticas subaéreas. También llevó a cabo
estudios geoquímicos sobre la base de elementos mayoritarios, a partir de los cuales
interpreta, para el ambiente tectónico de formación de las rocas del Grupo Volcánico
James Ross Island, una afinidad con un volcanismo de áreas orogénicas.
Rex (1976), Malagnino et al. (1978), Webb et al. (1986), Sykes (1988) y, más
recientemente, Dingle et al. (1997) publican dataciones radimétricas de las volcanitas.
Sobre la base de estas determinaciones, la edad del Grupo Volcánico James Ross Island
queda acotada entre los 7.13±0.49 Ma y los 1.27±0.28 Ma, es decir Mioceno superior a
Pleistoceno. Esta actividad habría tenido un pico importante entre los 5.7 Ma y los 4.4 Ma
(Sykes, op.cit.). Un aporte importante, hecho por estos estudios, de acuerdo con Sykes
(1988), es la no-coherencia entre las edades radimétricas y las fases propuestas por Nelson
(1966). Además, Sykes (op.cit) señala una aparente migración del volcanismo hacia el
nordeste, debido a la concentración de las edades más jóvenes que 2 Ma en las islas del
canal Príncipe Gustavo. Esta migración ya había sido sugerida por Barker et al. (1977).
En lo referente al ambiente tectónico del magmatismo de retroarco, Hole (1988),
desarrollan un elaborado modelo geoquímico para el volcanismo cenozoico, de
características básicas alcalinas, que aflora en algunos sectores de la península Antártica.
Estos autores relacionan el cese del magmatismo de arco, y la posterior manifestación de
magmatismo alcalino, al desarrollo de una serie de ventanas astenosféricas producidas
como consecuencia de las sucesivas colisiones de la dorsal de Aluk.
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A partir del hallazgo de conos volcánicos en el borde oriental de la isla James Ross,
Strelin y Malagnino (1992) y Strelin et al. (1993) extienden la actividad volcánica del Grupo
Volcánico James Ross Island al Holoceno. Se trata de tres pequeños conos, de composición
basáltica olivínica y muy reciente formación. Los volcanes Marina, Elba, Eugenia
representarían episodios magmáticos relacionados con el paulatino decaimiento de la
actividad volcánica en la región.
Los niveles diamictíticos que se disponen en la base de las secuencias volcánicas del
Grupo Volcánico James Ross Island, o que se intercalan en ellas, fueron estudiados por
numerosos autores. Anderson (1906) los describe por primera vez en las cercanías del cabo
Hamilton, isla James Ross. Posteriormente, Bibby (1966) estudió los depósitos diamictíticos
que aparecen en las puntas Bibby y Rabot, relacionándolas con un medio de transporte
ácueo. Nelson (1966) describe estos depósitos como conglomerados tobáceos,
mencionando su hallazgo en numerosas localidades del archipiélago James Ross. Strelin et
al. (1987), López (1994) y Carrizo et al. (1998) estudian detalladamente la estratigrafía
volcánica local, incluyendo los niveles diamictíticos intercalados. Estos autores proponen
que estos depósitos se hallan relacionados a probables paleoambientes intraglaciarios a
glacimarinos. Recientemente, Dingle et al. (1997), Pirrie et al. (1997) y Strelin et al. (1999)
discuten aspectos estratigráficos y genéticos relacionados con el “Conglomerado con
Pecten”. Desde que Andersson (1906) describiera el “Conglomerado con Pecten”, que
aflora en la isla Cockburn, se consideró que éste coronaba al GVJRI. Sin embargo, y sobre
la base de detallados relevamientos de campo, Strelin et al. (1999) proponen que el
“Conglomerado con Pecten” representa un remanente erosivo intercalado entre dos
épocas de actividad volcánica.
Carrizo (1993) estudia la composición de las olivinas presentes en rocas volcánicas
del Grupo Volcánico James Ross Island en los riscos Massey. Sobre la base de estos
estudios Carrizo (op.cit.) realiza un análisis geoestadístico del cual surge que, dentro de
una misma unidad eruptiva, el ángulo axial de la olivina se comporta en forma
homogénea, como una variable independiente.
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López (1994) describe en detalle la geología del Grupo Volcánico James Ross Island,
en el área comprendida entre las bahías Holluschickie y Villar Fabre. Sobre la base de los
criterios litoestratigráficos y de actividad volcánica de Fischer y Schminke (1984), este
autor define seis unidades eruptivas, que asignó a dos épocas eruptivas diferentes. La
primera de ellas fue vinculada a un ambiente eruptivo submarino, con generación de
depósitos de tipo maárico. La segunda época eruptiva se habría desarrollado en un
ambiente eruptivo intraglaciario. También realizó análisis químicos por elementos
mayoritarios, sobre la base de los cuales clasificó a las volcanitas como basaltos olivínicos.
Su aporte se completa con un breve estudio cristaloquímico de la olivina presente en estas
rocas.
Carrizo et al. (1998) estudian la sucesión volcánica aflorante del Grupo Volcánico
James Ross Island en Riscos Rink, isla James Ross. Estos autores identifican cinco unidades
eruptivas, asignándolas a la Epoca Eruptiva I de Strelin et al. (1999), cuya edad estaría
comprendida entre los 7 y los 5 Ma aproximadamente. Sobre la base de la interpretación
de las secuencias volcánicas allí presentes, concluyen que la actividad volcánica habría
sido originada en un ambiente glacimarino, con un nivel del mar situado
aproximadamente en la actual cota de 500 metros.
Por último, Strelin et al. (1999) dividen la actividad volcánica del GVJRI en tres
épocas eruptivas diferentes. Según esta división la Epoca Eruptiva I habría ocurrido entre
los 7.16 Ma y los 5 Ma, en un ambiente marino somero. La Epoca Eruptiva II habría tenido
lugar, aproximadamente, a partir de los 5 Ma, en un ambiente intraglaciario o en contacto
con agua de fusión glaciar. La Epoca Eruptiva III, habría tenido lugar durante el Plioceno
tardío y Pleistoceno, y se encontraría en gran medida restringida a las islas del Canal
Príncipe Gustavo y Península Tabarin, pero también se verificaría en relación con los
volcanes descubiertos sobre el faldeo oriental del monte Haddington en Isla James Ross.
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3.2. Estratigrafía
La península Antártica es un sistema remanente de arco magmático mesozoico-
cenozoico que presenta cuencas de antearco, en el margen Pacífico, y retroarco, en el
margen del Mar de Weddell (Dalziel y Elliot, 1973). El arco magmático se originó como
consecuencia de la implantación de un régimen de subducción, en el borde occidental de
la península Antártica, por lo menos desde el Triásico tardío (Pankhurst, 1982). La
estratigrafía general del sector nororiental de la península Antártica se resume en la Figura
2.
El basamento de la cuenca se halla integrado por las formaciones prejurásicas
metasedimentarias, aflorantes en la península Antártica. Se trata de un conjunto cuya edad
oscila entre Devónico medio y Jurásico (Pankhurst, 1982). Estas han sido agrupadas en el
Complejo Trinity Peninsula, compuesto principalmente por vaques cuarzosos y
metapelitas, además de conglomerados y cuarcitas, en menor proporción. En general se
interpretan como secuencias turbidíticas metamorfizadas (Adie, 1957; Dalziel y Elliot,
1973; Aitkinhead, 1965).
En el margen nordeste de la península Antártica, en el área donde se halla el
archipiélago James Ross, se encuentra la denominada Cuenca Larsen (MacDonald et al.,
1988) o Cuenca James Ross (Elliot, 1988). Esta se caracteriza por presentar un basamento
ensiálico y una sucesión sedimentaria de hasta 6.9 km de espesor (del Valle et al., 1992),
integrada por sedimentos epiclásticos y piroclásticos. Su origen y posterior desarrollo se
hallan relacionados con la ruptura del Gondwana occidental durante el Jurásico superior.
La evolución sedimentaria de la cuenca James Ross comienza en el Jurásico superior
y se extiende hasta el Paleógeno, Medina et al. (1989) reconocen en esta evolución tres
etapas de sedimentación:
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Figura 2: Estratigrafía generalizada del sector nororiental de la península Antártica
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La primer etapa comienza con la depositación de los sedimentos de la Formación
Monte Flora (Andersson, 1906), de naturaleza continental, y de la Formación Ameghino
(Medina y Ramos, 1981), de origen marino. Estas sedimentitas conforman las unidades
sedimentarias más antiguas del área y se hallan intercaladas con las rocas ígneas
mesosilícicas del Grupo Antarctic Peninsula, de edad jurásica superior a cretácica inferior.
La segunda etapa abarca el Cretácico, desde el Berriasiano hasta el Coniaciano, y
contiene importantes espesores de sedimentos epiclásticos gruesos. A esta etapa
pertenecen las sedimentitas del Grupo Gustav, la Formación Pedersen y los Estratos de
Cabo Welchness. En el área de la isla James Ross, el Grupo Gustav aflora en la parte basal
y lo integran las formaciones: Lagrelius Point (Bibby, 1966; Rinaldi, 1982), Kotick Point
(Bibby, 1966; Rinaldi, 1982; Ineson et al., 1986), los Estratos no Denominados (Medina et
al., 1992), Whisky Bay (Ineson et al., 1986) y Hidden Lake (Bibby, 1966). Estas sedimentitas
representan, a grandes rasgos, la sedimentación en un ambiente marino profundo, de
talud y abanico submarino (Medina et al., 1989).
La tercera etapa abarca desde el Coniaciano hasta el Oligoceno, y se desarrolla en
un ambiente marino somero a litoral (Medina et al., 1989). Incluye las formaciones Hidden
Lake (Bibby, 1966), Santa Marta (Olivero et al., 1986), Rabot (Lirio et al., 1989) y López de
Bertodano (Rinaldi et al., 1978). Para el sector norte de la isla James Ross la Formación
Santa Marta se halla dividida en tres miembros: Alfa, Beta y Gama (Olivero et al., 1986),
sobre los que se apoya en discordancia el Grupo Volcánico James Ross Island.
La sedimentación en el Terciario inferior ha quedado registrada en las islas
Seymour (Vicecomodoro Marambio) y Cockburn. Comprende la parte superior de la
Formación López de Bertodano, la Formación Sobral (Rinaldi, 1982), y el Grupo Seymour,
integrado por las formaciones Cross Valley y La Meseta (Elliot y Trautman, 1982).
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
20
3.3. Volcanismo cenozoico
Rocas volcánicas de edad cenozoica se hallan expuestas en tres de los cinco bloques
corticales principales que conforman Antártida Occidental: Marie Byrd Land, Thurston
Island y Península Antártica (Hole et al., 1994).
Las manifestaciones volcánicas alcalinas, que aparecen en el bloque cortical de
Marie Byrd Land, constituyen volcanes en escudo dominantemente basálticos, con
algunos diferenciados ácidos. LeMasurier y Rex (1989) distinguen dos unidades
volcánicas: una basal, esencialmente piroclástica con algunas coladas, vinculadas a
volcanismo fisural y otra que la sobreyace, compuesta por estratovolcanes. La presencia de
brechas palagonitizadas es consecuente con un volcanismo intraglaciario (LeMasurier y
Rex, op.cit.). Este magmatismo habría tenido lugar en los últimos 28 Ma (Hole et al., 1994).
El volcanismo básico alcalino del bloque cortical de Thurston Island tuvo lugar
durante el Mioceno superior, entre los 7 y 10 Ma, aunque se han reportado edades de
hasta 24 Ma (Hole et al., 1994). Litológicamente se trata de un conjunto de tobas lapillíticas
basales, seguidas de ingentes volúmenes de lavas en almohadillas, sobre las que se
disponen brechas palagonitizadas y basaltos olivínicos. Hole et al. (op.cit.) distinguen dos
unidades volcánicas principales, que atribuyen a fases eruptivas distintivas, integradas
por facies similares, en arreglos algo diferentes. Todo el conjunto se apoya sobre una
superficie discordante, labrada sobre volcanitas jurásicas, sobre las que se disponen
delgadas lentes de diamictitas, interpretadas como tillitas. Sobre la base del hallazgo de
estos cuerpos diamictíticos, y otros, intercalados en la pila volcánica, estos autores
sugieren para este volcanismo, un ambiente eruptivo subglaciar a englaciar. La base de
cada unidad comienza con un depósito de tobas y lapillitas retrabajadas, de una decena de
metros de potencia, con estratificación entrecruzada y ocasionalmente gradada. Siguen
importantes espesores de lavas en almohadillas, muy vesiculares, sobre los que se
disponen paquetes de brechas hialoclásticas. Estos paquetes son coronados por coladas
basálticas que, ocasionalmente, contienen lentes irregulares de tobas y lapillitas
palagonitizadas. Es importante destacar estos tipos litológicos y distribución de facies son
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
21
muy similares a los que aparecen conformando las unidades dentro del Grupo Volcánico
James Ross Island.
En el bloque cortical de la península Antártica, la actividad volcánica de naturaleza
basáltica alcalina se reconoce en varios sectores: en la isla Alexander I, en los Nunatak
Foca, en el Estrecho de Bransfield, en el archipiélago James Ross y Península Tabarin.
En la parte austral de la península Antártica, esta actividad está representada por
los afloramientos de basaltos alcalinos, brechas hialoclásticas palagonitizadas, tobas y
diques de la isla Alexander I. Rocas similares se hacen presentes en territorio peninsular
en las Montañas Merrick, Seaward y los nunataks Snow (Smellie et al., 1988), con una
edad aproximada de entre 7 y 15 Ma (Hole, 1994). Sobre la base del arreglo de facies
presente en estos afloramientos Smellie y Skilling (1994) sugieren un ambiente eruptivo
subglaciario.
En la Barrera de Hielo Larsen, en el centro-este de la península Antártica, se
encuentran los Nunatak Foca. Son una serie de dieciséis conos basálticos y piroclásticos,
de naturaleza alcalina y extremadamente jóvenes, mostrando todos ellos edades inferiores
a los 4 Ma (del Valle et al., 1983; González Ferrán, 1983b; Hole, 1990). También se ha
mencionado la posibilidad de que la actividad relacionada a este grupo de conos
volcánicos continúe en la actualidad (González Ferrán, op. cit.). Estos conos se hallan
constituidos por coladas basálticas y brechas hialoclásticas asociadas, sugiriendo un
ambiente eruptivo subglaciar (Hole, 1990).
En el norte de la península Antártica, se encuentran otras dos importantes áreas de
actividad volcánica cenozoica: el Estrecho de Bransfield, al oeste y el archipiélago James
Ross, al este.
El Estrecho de Bransfield es una cuenca marginal de trasarco, cuya apertura se
inició hace unos 4 Ma, y continúa en la actualidad (Barker, 1982; Fisk, 1990; Lawver et al.,
1995). El estrecho tiene aproximadamente 400 km de largo por 100 km de ancho máximo, y
separa las islas Shetland del Sur de la península Antártica. La actividad volcánica
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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relacionada a esta cuenca se caracteriza por ser principalmente subalcalina y basáltica-
andesítica (Barker et al., 1976). La impronta geoquímica del magmatismo de arco y el
sustrato siálico se hallan aún presentes (Fisk, op.cit.; Lawver et al., op. cit.). En este caso
también han sido reconocidas facies hialoclásticas, asociadas a un ambiente eruptivo
submarino e intraglaciario, principalmente en las islas Decepción y Bridgeman (Barker,
op.cit.) y en una serie de volcanes submarinos dispuestos a lo largo del eje del estrecho.
En el área del archipiélago James Ross, el volcanismo cenozoico está representado
por el Grupo Volcánico James Ross Island (Adie, 1957). Este abarca, además, la península
Tabarin, islas del canal Príncipe Gustavo, y otras islas dispersas como Paulet, Dundee,
Rosamel, Jonassen y Andersson. En el área del archipiélago James Ross, las volcanitas se
apoyan en forma discordante sobre rocas sedimentarias del Cretácico inferior, Cretácico
superior y Terciario inferior, a través de una superficie de erosión labrada que marca una
paleotopografía bien definida, con desniveles de hasta 200 metros (Bibby, 1966).
Adie (1957) propone que la isla James Ross constituyó el centro efusivo principal,
con centro en el monte Haddington, conformando un volcán en escudo de unos 60 km de
diámetro, rodeado de pequeños centros parásitos. Sin embargo cabe la posibilidad de que
exista más de un centro efusivo debajo de la calota del monte Haddington (Adie, op.cit.).
Otro centro efusivo importante estuvo situado en la península Tabarin, donde también
podrían localizarse varios centros efusivos individuales.
Litológicamente este volcanismo se halla representado por tobas palagonitizadas,
brechas hialoclásticas e hidroclásticas palagonitizadas, basaltos de coladas, basaltos de
cuerpos subvolcánicos y lavas en almohadillas. También se incluye un lacolito de grandes
dimensiones, el nunatak Palisade, de composición basáltica (Nelson, 1966).
Nelson (1966) interpreta esta disposición según el modelo de “Tuyas” de Mathews
(1947), pero en ambiente marino. Este modelo es perfeccionado y utilizado por Jones
(1966), para explicar un tipo de volcán islándico. Según este último modelo, una erupción
submarina daría lugar a una sucesión de unidades eruptivas, que culminan con un volcán
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
23
de cima plana ("Tablemountain"; Figura 3). En un primer estadío, si el cuerpo de agua es
suficientemente profundo, se originará un volcán submarino conformado por un
apilamiento de lavas en almohadillas. Si la erupción continúa, el apilamiento alcanzará
niveles más someros, produciéndose eventos explosivos que darán lugar a tobas
hidroclásticas. Cuando el volcán alcanza la superficie del mar comienzan a fluir lavas en
forma subaérea, radialmente, desde el centro efusivo. Estas, al alcanzar el mar, se
brecharán y formarán hialoclastitas, las que que se derramarán pendiente abajo. Este
proceso continuará hasta el cese de erupción, dejando como resultado un volcán de cima
plana. El crecimiento lateral se dará como consecuencia de los derrames de hialoclastitas,
los cuales tendrán una estructura interna de capas progradantes, similares un frente
deltaico clásico. Según este modelo, el contacto brecha hialoclástica-basalto define el nivel
del mar. Estudios desarrollados recientemente en la isla James Ross (López, 1994; Carrizo
et al., 1998) demuestran que el contacto brecha-basalto no siempre coincide con la
interfase agua-aire.
El hallazgo de cuerpos diamictíticos en los sectores basales de la sucesión volcánica,
e intercalados en ella, condujo a diversos investigadores (Strelin et al., 1987; Smellie et al.,
1988; Sykes, 1988) a postular la posibilidad adicional de erupciones subglaciales. En este
caso, de formarse lagos glaciales, la evolución y el arreglo final de facies no es muy
diferente del caso de una erupción marina. Allen (1980) y Gudmúndsson et. al. (1997) han
demostrado que el hielo y el material fundido nunca entran en contacto directo. Estos
autores indican que el flujo geotérmico, previo a una erupción volcánica, es suficiente para
fundir el hielo suprayacente y generar un lago subglaciar. De esta manera, la erupción
final es siempre de naturaleza subácuea. De continuar el proceso, el techo de hielo del lago
colapsa. A partir de este momento, el volcanismo se desarrollaría de manera similar al de
tipo submarino, ampliando, por fusión, los márgenes del lago glacial. Eventualmente,
puede tener lugar el drenaje repentino de un lago de tales características (Smellie y
Skilling, 1994), o un ascenso del nivel del mismo.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Figura 3: Modelo evolutivo de un volcán submarino del tipo “Tablemountain”.
Sobre la base de la cristaloquímica de olivinas, y criterios topográficos, Nelson
(1966) identifica cinco fases de actividad volcánica. Sin embargo, dataciones radimétricas
por el método K-Ar, hechas por Sykes (1988), establecieron que existen incoherencias entre
las diversas fases propuestas por Nelson (op.cit.).
El magmatismo del Grupo Volcánico James Ross Island fue asignado durante
mucho tiempo al intervalo Mioceno-Plioceno (Andersson, 1906; Adie, 1957; Nelson, 1966).
Posteriormente, Sykes (1988) acota, sobre la base de las dataciones mencionadas en el
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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párrafo anterior, la actividad del grupo al período comprendido entre los 7.13±0.49 y los
1.27±0.08 Ma. Esta actividad habría tenido un pico importante entre los 5.7 Ma y los 4.4 Ma
(Sykes, op.cit.). Además, observaciones hechas por Strelin y Malagnino (1992) y Strelin et
al. (1993), en conos volcánicos de reciente formación, permiten a estos autores extender el
volcanismo al Holoceno. Recientemente, Strelin et al. (1999) proponen dividir la actividad
volcánica del GVJRI en tres épocas eruptivas diferentes. Como ya se ha mencionado, en
esta división la Epoca Eruptiva I habría ocurrido entre los 7.16 Ma y los 5 Ma, en un
ambiente marino somero. La Epoca Eruptiva II habría tenido lugar, aproximadamente, a
partir de los 5 Ma, en un ambiente intraglaciario o en contacto con agua de fusión glaciar.
La Epoca Eruptiva III, habría tenido lugar durante el Plioceno tardío y Pleistoceno, y se
encontraría en gran medida restringida a las islas del Canal Príncipe Gustavo y Península
Tabarin, pero también se verificaría en relación con los volcanes descubiertos sobre el
faldeo oriental del monte Haddington en Isla James Ross.
3.4. Estructura
Los primeros estudios estructurales de la región se remontan a Anderson (1906),
Adie (1955, 1957) y Aitkinhead (1965), quienes reconocieron la estructuración en bloques
de la península Antártica. Posteriormente, González Ferrán (1983), como sustento para su
hipótesis de un rift en el sector nororiental de la península Antártica, propone que la
región del retroarco presenta una estructura en grábenes. Es importante destacar que,
desde los trabajos de Anderson (op.cit.) y Bibby (1966), se ha destacado la escasa presencia
de estructuras de fallas reconocibles en el área del archipiélago James Ross. Al respecto,
Bibby (op.cit) describe la presencia de dos anticlinales y un sinclinal en las volcanitas del
GVJRI aflorantes en la isla Vega. Sin embargo, esto no ha sido corroborado por estudios
posteriores (Nelson, 1966). Recientemente, Strelin et al. (1992) y del Valle y Rinaldi (1992)
describen aspectos estructurales del sector norte de la península Antártica y el
archipiélago James Ross. Estos estudios se complementan con los sondeos sísmicos hechos
por Keller y Díaz (1990) y del Valle et al. (1992). Son también importantes los aportes
hechos por trabajos geofísicos en los sectores costa afuera de la cuenca. En sector
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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noroccidental del Mar de Weddel, y sobre la base de la interpretación de sondeos sísmicos,
Strelin (1994) describe una estructuración caracterizada por bloques, limitados por fallas
normales que inclinan al este. Por último, LaBrecque y Ghidella, (1997) y Johnson, (1999),
realizan la interpretación de relevamientos aeromagnetométricos y aerogravimétricos
realizados sobre la península Antártica y el Mar de Weddell. Los estudios realizados por
estos autores demuestran que la península Antártica constituye un orógeno segmentado,
con una típica estructuración en bloques.
En el sector norte de la península Antártica y en el área de la Cuenca James Ross del
Valle y Rinaldi (1992) reconocen una estructuración en bloques caracterizada por cuatro
zonas principales de fractura transversales, de rumbo NNW. Estos bloques presentan, a su
vez, bloques menores limitados por fallas de rumbo general EW y NW-NE. McDonald et
al. (1988), Keller y Díaz (1990) y del Valle et al. (1992) proponen que el sector nororiental
de la península Antártica presenta dos etapas principales de estructuración. La primera
etapa estuvo caracterizada por fallamientos extensionales de rumbo NE-SW y habría
tenido lugar durante el Jurásico superior, afectando la mayor parte de los depósitos de la
Formación Ameghino. De esta manera la cuenca se estructura según hemigrábenes de
basamento, cuyas superficies inclinan al NW. Una segunda etapa, de naturaleza
compresiva, ocurre durante el Cretácico superior, dando lugar a la inversión tectónica
parcial de las estructuras de la primer etapa. Anderson y Stapples (1991) sugieren que, en
los sectores más distales de la cuenca, esta segunda etapa se extendió hasta el Eoceno.
Durante esta segunda etapa la Cuenca James Ross alcanza su presente estructuración
homoclinal, caracterizada por inclinaciones estratales de entre 10-20° hacia el SE. Por
último, del Valle y Rinaldi (1992) reconocen la presencia de signos de reactivación
frecuente en fallas del Cenozoico superior, mencionando una posible actividad
neotectónica.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
27
3.5. Ambiente tectónico
La extinción del magmatismo de arco en el sector suroccidental de la península
Antártica tiene lugar a partir del Eoceno inferior, entre los 40 y 50 Ma, en coincidencia con
el cese de la subducción en la isla Alexander I. Desde allí y hacia el nordeste, se produce
sucesivamente la finalización de la subducción, y el magmatismo de arco asociado, como
consecuencia de las sucesivas colisiones de la dorsal de Aluk. La última colisión habría
ocurrido entre los 4 y los 3.3. Ma, a la altura de la isla Anvers (Barker, 1982).
En simultaneidad con la finalización de la subducción, González Ferrán (1983a)
propone la instalación de un rift en el sector nororiental de la península Antártica. Según
este autor, este rift se desarrollaría en forma paralela al cuerpo principal de la península
Antártica, desde Península Jason hasta la isla Paulet. Sin embargo, recientes estudios
aeromagnéticos (LaBrecque y Ghidella, 1997; Johnson, 1999) y geológicos (Hole, 1990; del
Valle et al. 1993), no avalan la hipótesis de un rift en el margen oriental de la península
Antártica. Estos autores han demostrado que el patrón de anomalías, presente sobre el
margen noroccidental del Mar de Weddell, no es consistente con la hipótesis de un rift.
Para explicar el volcanismo alcalino post-subducción Hole (1988, 1990, 1996) y Hole
et al (1991, 1994), proponen un modelo según el cual las efusiones basálticas, al sur de la
Zona Transformante de Hero, estarían dadas por la apertura de una ventana astenosférica,
como resultado de la colisión de la dorsal de Aluk. Esta explicación es similar a la
propuesta por Ramos y Kay (1992) para los basaltos de plateau de Patagonia. En el caso de
la península Antártica, y a diferencia de lo que ocurre en Patagonia, la subducción de
corteza oceánica, luego de la colisión de la dorsal, se ve impedida debido a que la litósfera
cabalgante y la litósfera oceánica pasan a ser parte de la misma placa Antártica (Johnson,
1999). Las volcanitas de la península Beethoven y los diques lamprofíricos, ambos en la
isla Alexander I, así como los conos basálticos de los Nunatak Foca y Punta Argo en
Península Jason, son ejemplos de este tipo de volcanismo (Hole et al. 1993).
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
28
El citado modelo explica satisfactoriamente la ocurrencia de volcanismo básico
alcalino hasta la altura de la zona de fractura Hero, al sur de las islas Shetland del Sur.
Desde aquí y hacia el norte, se encuentra otra situación tectónica, dada por la presencia del
Estrecho de Bransfield y la fosa de las Shetland, en el sector noroccidental de la península
Antártica; y el Grupo Volcánico James Ross Island, en el sector nororiental (Lawver et al.,
1995).
En las islas Shetland del Sur, el inicio del rifting ha sido asociado a la implantación
de un régimen extensivo en el margen noroccidental de la península Antártica. Este
régimen habría sido producido luego de la reconfiguración del límite de placas en el sector
NO de la península Antártica, ocurrido hace unos ~4 Ma (Lawver et al., 1995). El
volcanismo activo de tipo subalcalino tiene su máxima expresión a lo largo del eje central,
donde se hallan las islas Decepción, Bridgeman y Clarence.
Para el Grupo Volcánico James Ross Island la situación tectónica es menos clara
(Smellie, 1988; Lawver et al., 1995). Se ha sugerido que la extensión generalizada del
extremo norte de la península Antártica, en conexión con un régimen de intraplaca serían
responsables de la actividad volcánica en el referido sector insular (Smellie et al., 1988). La
presencia de una placa subductada, debajo del archipiélago James Ross, hace que se
descarte la hipótesis de una pluma mantélica o una ventana astenosférica (Lawver et al.,
op.cit.). Teniendo en cuenta que, para el segmento de la península Antártica al cual se hace
referencia, no se ha producido la colisión de una dorsal (Hole et al., 1991), el modelo de
ventana astenosférica no resulta aplicable.
Los principales rasgos tectónicos del sector norte de la península Antártica aparecen
en la Figura 4.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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4. LA GEOLOGIA DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS
LACHMAN
4.1. Conceptos básicos
4.1.1. Criterios estratigráficos
Para la realización de la estratigrafía de detalle de la sucesión volcánica, aflorante
en los riscos Lachman, se utilizaron los criterios estratigráficos que aparecen en Fischer y
Schminke (1984). Estos autores proponen una clasificación que relaciona la actividad
volcánica con las diferentes características litoestratigráficas de sus productos. En dicha
clasificación las erupciones volcánicas se dividen en función de su duración, como
unidades de actividad volcánica. Estas unidades incluyen:
Pulso eruptivo: evento volcánico cuya duración es de segundos a minutos.
Fase eruptiva: evento volcánico cuya duración es de horas a días.
Erupción: evento volcánico cuya duración es de días a meses.
Epoca eruptiva: evento volcánico cuya duración es de decenas a miles de años.
Período eruptivo: evento volcánico cuya duración es de miles a millones de años.
Una "unidad eruptiva" es un depósito definido como un espesor de material
volcánico producido por un pulso eruptivo, fase eruptiva o por una erupción (Fisher y
Schminke, op.cit.). Corresponde a formaciones o miembros, en el sentido litoestratigráfico
y pueden incluir varias facies y tipos litológicos, hallándose asociada a la formación de
aparatos volcánicos.
Como ejemplo de unidades eruptivas podemos citar: depósitos producidos por
flujos piroclásticos, apilamientos de lavas en almohadillas, coladas lávicas, diques, etc.
Para su definición, deben analizarse además las características litológicas y
estructurales del perfil en cuestión. También, se debe prestar especial atención a la
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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existencia y el orden de las discordancias, que eventualmente separasen las unidades
eruptivas entre sí. Una vez determinadas las unidades eruptivas, su interpretación
permitirá definir unidades de actividad volcánica como ser épocas eruptivas.
4.1.2. Palagonitización
A lo largo del texto se referirá numerosas veces a un tipo particular de alteración: la
palagonitización. Esta es común en los tipos litológicos piroclásticos asociados a ambientes
hidro y hialomagmáticos (Walker y Blake, 1966; Wohletz y Sheridan, 1983). Se trata de una
reacción de corrosión que tiene lugar en los bordes de los vitroclastos básicos, y cuyo
grado depende de la temperatura inicial, de la velocidad de enfriamiento de la roca, y del
tiempo en que las aguas circulantes han estado en contacto con los depósitos (Nelson,
1966; Walker y Blake, 1966). En ocasiones, la palagonitización en grados avanzados puede
conducir a una importante pérdida de porosidad de la roca y, consecuentemente, un
incremento en la densidad de la misma (Fisher y Schminke, 1984).
4.1.3. Depósitos hialoclásticos e hidroclásticos
El autobrechamiento de las coladas basálticas, al ingresar al mar o lago
intraglaciario, se produce por el ingreso del agua en microfracturas ó por contracción
térmica repentina. Este proceso diferencia el brechamiento de una colada que ingresa a un
cuerpo de agua de aquellas explosivas, que ocurren en ambientes subácueos someros,
donde la fragmentación del basalto se produce, además, por exolución de los gases que
acarrea. Esta diferencia se manifiesta en el diferente grado de angulosidad que presentan
los clastos generados por uno u otro tipo de brechamiento. Los clastos producidos por el
brechamiento de una colada que ingresa al mar son, en general, angulosos a subangulosos.
La atricción posterior que sufren estos fragmentos, al formar el frente progradante,
disminuye el grado de angulosidad. En cambio, los fragmentos originados por el
brechamiento hidroclástico son, en general, muy angulosos. Estos presentan concavidades
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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pronunciadas y tabiques con burbujas, a causa de la exolución de burbujas de gases y, por
lo tanto, los depósitos por ellos conformados presentan fábricas diferentes. Al respecto, los
depósitos constituidos por fragmentos hialoclásticos se caracterizan por poseer típicas
fábricas de capas progradantes, producidas a consecuencia del derrame basáltico en el
agua. En ellos las capas suelen estar pobremente definidas, y conforman sets que pueden
alcanzar espesores considerables, de hasta 100 m (Carrizo et al., 1998). Los fragmentos
originados como consecuencia del brechamiento explosivo de los fundidos magmáticos
dan lugar una gran variedad de depósitos. Estos se producen como consecuencia de la
rápida generación de ingentes volúmenes de material piroclástico, los que suelen
depositarse como flujos densos subácueos, en las zonas proximales, y/o como depósitos
de caída, en las zonas distales. Las fábricas que presentan estos depósitos se caracterizan
por presentar estructuras sedimentarias como laminación convoluta y, eventualmente,
antidunas.
Los depósitos generados como consecuencia del brechamiento no explosivo de
coladas basálticas que ingresan al mar serán referidos como "brechas hialoclásticas" o
"hialoclastitas" (Honnorez y Kirst, 1975). Se caracterizan por tener un tipo de triza
particular denominadas “blocky shards” (triza blocosa) que son macizas y de contornos
convexos. Aquellos, cuya participación de trizas de contornos cóncavos y con inclusiones
de burbujas y fragmentos angulosos sea dominante, serán referidos como “hidroclastitas”.
4.2. Descripción de los tipos litológicos
En el área de estudio, aflora una sucesión volcánica en la que se han reconocido
cinco tipos litológicos diferentes. Estos son: lapillitas tobáceas, brechas hialoclásticas e
hidroclásticas, basaltos de coladas subaéreas, basaltos de conductos y basaltos de cuerpos
subvolcánicos. Además, fueron identificados niveles diamictíticos intercalados en la
sucesión, posiblemente ligados a depósitos de till de alojamiento y flujos submarinos.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Teniendo en cuenta las descripciones de tipos litológicos similares, que afloran en
otras localidades del archipiélago James Ross (Nelson, 1966; Smellie, 1988; Strelin et al.,
1987; Strelin et al., 1994; López, 1994; Carrizo et al., 1998) y observaciones hechas por el
autor, se caracterizarán a continuación los distintos tipos litológicos que integran el GVJRI
en los riscos Lachman.
4.2.1. Lapillitas tobáceas
Las tobas que aparecen en el Grupo Volcánico James Ross Island son interpretadas
como depósitos hidromagmáticos, las que se diferencian de las brechas hidroclásticas
palagonitizadas por poseer una estructura interna más definida, por la ausencia de lavas
en almohadillas y por sus características texturales. Estas últimas se deben a la génesis
particular que presentan cada uno de estos depósitos.
Nelson (1966) describe a las tobas integrando las partes basales de los volcanes tipo
“Tablemountain” de Jones (1966), como los primeros depósitos producidos por la
actividad volcánica emergente. En general, la presencia de estos depósitos se vincula con
la actividad maárica y con flujos submarinos mixtos piro-epiclásticos (López, 1994; Carrizo
et al., 1998; Strelin et al., 1999).
En Riscos Lachman las tobas suelen presentarse como depósitos masivos a
finamente laminados, en bancos que pueden alcanzar hasta 2 metros de potencia. En
general, son rocas de color pardo rojizo a pardo amarillento claro. La induración de estas
rocas depende, generalmente, del grado de palagonitización y de la diferente intensidad
de los efectos térmicos, o de “cocción”, que puedan haber experimentado.
Petrográficamente son lapillitas tobáceas, integradas por un máximo de hasta 45%
de fragmentos basálticos pumíceos, de hasta 60 mm de eje mayor, donde la matriz tobácea
color ocre rojizo intenso conforma el 55% restante de la roca. Ocasionalmente, pueden
incluir bloques accidentales de granulometrías más gruesas. Al microscopio, la matriz está
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representada mayormente por vitroclastos muy angulosos de composición básica,
usualmente muy alterados y oxidados. En menor proporción aparecen cristaloclastos de
olivina (crisolita - hialosiderita) y plagioclasa (andesina - labradorita), como así también
litoclastos pumíceos de composición basáltica. Las facies más distales presentan una
textura más fina y una estratificación más definida que las proximales, incorporando
porcentajes crecientes de vitroclastos y cristaloclastos en detrimento de la fracción
litoclástica. En los bordes y cavidades de los vitroclastos, se hacen presentes ceolitas,
dispuestas en agregados microcristalinos aciculares ó equigranulares, y a veces
esferulíticos. También se han observado carbonatos, en parches amplios y como agregados
criptocristalinos.
Las tobas pueden conformar un cono tobáceo, como el hallado en el sector SO de la
Pared I (ver Panel de Secciones y Figura 5). Este tiene aproximadamente 190 metros de
diámetro y unos 20 metros de potencia máxima. Muestra una estructuración interna
caracterizada por una fábrica caótica, algo masiva en el centro, y una estratificación que se
define mejor hacia los bordes. Los depósitos piroclásticos relacionados a este cono tobáceo
se extienden por toda el área de estudio, conformando una referencia estratigráfica
importante (Figura 6). Estos depósitos, a medida que se alejan del cono tobáceo, se hacen
menos potentes, presentando granulometrías cada vez más finas y mejor seleccionadas.
Figura 5: Cono tobáceo
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Figura 6: Manto de cenizas asociado al cono tobáceo
4.2.2. Brechas hialoclásticas
Las brechas hialoclásticas son tipos litológicos comunes de los ambientes
hidromagmáticos subácueos (Mathews, 1947; Jones, 1966; Walker y Blake, 1966).
Conforman el grueso de los afloramientos del Grupo Volcánico James Ross Island (Nelson,
1966; Smellie, 1987; Strelin et al., 1990; López, 1994) y suelen formar el cuerpo principal de
los aparatos volcánicos que resultan del brechamiento de flujos lávicos al ingresar al
cuerpo de agua.
En Riscos Lachman, las brechas hialoclásticas conforman acumulaciones que se
presentan en sets de hasta 110 metros de potencia. Se caracterizan por se estructuración en
capas frontales, que inclinan entre 25° y 40° en la dirección de progradación, volviéndose
asintóticas hacia la base. Individualmente, las capas se hallan mal definidas y presentan un
espesor medio de 1 metro. Las brechas hialoclásticas pueden ser rocas bien induradas
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
36
aunque, por lo general, son algo friables y presentan un color ocre anaranjado claro, a
veces amarillento, debido a la intensa palagonitización de la matriz.
Petrográficamente, la fracción mayor está constituida por fragmentos volcánicos
diversos, en general angulosos y subangulosos, de lavas en almohadillas, coladas
basálticas y conductos lávicos, en bloques que pueden alcanzar el metro de eje mayor.
Usualmente incorporan lavas en almohadillas enteras, de forma esferoidal, en diámetros
de hasta 60 centímetros. La matriz de las brechas es tobácea, integrada por fragmentos
vítreos y líticos volcánicos, generalmente subredondeados y usualmente muy
palagonitizados. La porosidad primaria es elevada, y los poros se hallan usualmente
rellenos con una gran variedad de agregados fibrosos, radiales de ceolitas y carbonatos.
Al microscopio, la matriz presenta una textura caótica, con alta porosidad primaria,
disminuida por una conspicua segregación de ceolitas y carbonatos. Se compone de
litoclastos de lavas en almohadillas, vitroclastos taquilíticos y cristaloclastos angulosos,
muy pobremente seleccionados y con notables bordes de palagonitización. Se destaca la
escasa proporción de trizas y fragmentos muy angulosos. Además, se observan anillos de
desvitrificación, con alta proporción de óxidos, en la mayor parte de los bordes
palagonitizados. Los carbonatos que rellena los poros forman agregados concéntricos,
criptocristalinos, con alta birrefringencia y, ocasionalmente, cristales prismáticos bien
desarrollados, de hasta 3 mm de largo. Las ceolitas forman agregados microcristalinos
blanquecinos que, al microscopio, se presentan como una asociación de cristales
subhedrales, de hábito cúbico, y muy baja birrefringencia. En ambos tipos de relleno existe
un aumento notable del tamaño de cristal hacia el interior de vacuolas y fracturas.
Las brechas presentan algunos rasgos estructurales interesantes, adquiridos como
consecuencia de la evolución del frente progradante, ó de la interacción de dos de ellos.
Estos rasgos son: 1. resaltos de brechas y 2. Estructuras vinculadas a encauzamientos de
los flujos. Los resalto han sido observados originalmente por Nelson (1966), quien los
atribuye a cambios en el nivel del mar. Posteriomente, otros autores como Strelin et al.
(1987), López (1994) y Carrizo et al. (1998) las interpretan como producto de la detención
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de las coladas subácuaes por un aumento de la viscosidad del basalto. Las estructuras de
resalto de este tipo han sido observadas en la Pared VII, donde aparece un escalón de 15
metros en el techo de las brechas (ver Panel de Secciones, vista Pared VII, Figura 7 y
Figura 8). Las estructuras de encauzamiento han sido interpretadas como rasgos
inherentes al flujo de frentes progradantes, encauzados en topografías preexistentes
(Strelin et al., 1987). Estas representarían al flujo principal y sus ramificaciones, proceso
que según la abundancia de éstas estructuras, parece haber sido frecuente durante las
erupciones volcánicas en el área. En Riscos Lachman, se advierten estructuras de
encauzamiento sobre las paredes I, III, IV, V, VI, y VII y VIII (ver Panel de Secciones y
Mapa de Progradación de Brechas Unidad Eruptiva 2: Apéndice A, página 93).
Figura 7: Esquema idealizado de un frente progradante donde se produce un resalto.
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Figura 8: Paleocanal lateral, margen sur del Glaciar Muerto (Pared VI).
4.2.3. Basaltos de coladas
Los basaltos de coladas constituyen una parte importante del Grupo Volcánico
James Ross Island, y se hallan genéticamente relacionados con las brechas hialoclásticas,
según el ya comentado modelo de Tuyas (Mathews, 1947) y Tablemountains (Jones, 1966).
Según dichos modelos, las coladas basálticas, que constituirían los topes de los volcanes,
serían derramadas en forma subaérea exclusivamente. Sin embargo, recientemente Carrizo
et al. (1998) proponen que en ocasiones estos también pueden ser derramados en forma
subácuea.
Se trata de basaltos color negro mate a gris oscuro, algunos de ellos muy
vesiculares, apilados en coladas que pueden alcanzar los 20 metros de potencia. La actitud
de estas coladas es, por lo general, subhorizontal y suelen disponerse sobre los sets de
brechas hialoclásticas o sobre otras coladas. Es común que presenten disyunción planar
lajosa en las partes centrales, en respuesta a la estructuración por flujo, haciéndose más
masivas hacia la periferia (Figura 9). En el techo de algunos flujos se han observado,
también, texturas escoriáceas, lavas en bloques y lavas cordadas (Figura 10). El tipo de
estructuras superficiales junto a las texturas microscópicas fluidales y la petrografía
holohialina de estas rocas, sugieren que serían lavas dermolíticas, de viscosidad
intermedia.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Figura 9: Colada basáltica mostrando estructuración interna.
En muestra de mano, son rocas compactas y presentan texturas afaníticas a
microporfíricas. Las vesículas se hallan, frecuentemente, rellenas con agregados
microcristalinos de ceolitas y carbonatos, color blanco. Al microscopio, son basaltos de
olivina (Fo80-Fo60), plagioclasa cálcica (An75-An50) y titanoaugita. Presentan texturas que
cambian según la posición de la muestra dentro del cuerpo de la colada. Las texturas
típicas del centro de la colada son microporfíricas, con pasta intersertal, mientras que, para
la zona de los bordes, esta se hace fluidal y pilotáxica, con mesostasis taquilítica. La
proporción de microfenocristales es muy variable, pero se halla entre un 4-5% a un 20%
del volumen de la roca. Por lo general son de olivina, y sus características morfológicas no
se modifican con la posición en la colada. Este mineral suele presentarse en cristales
euhedrales a subhedrales, de hasta 4 mm de eje mayor, comúnmente fracturados y con
bordes subredondeados, en ocasiones formando cúmulos de varios individuos.
Eventualmente, también se hacen presentes microfenocristales de plagioclasa cálcica, de
hasta 3 mm de eje mayor, casi siempre en fragmentos zonados y con extinción ondulosa ó
en parches. Tienen hábito prismático, con bordes bien definidos, y suelen presentar maclas
complejas, a veces como producto del intercrecimiento de más de un cristal. La
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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titanoaugita alcanza usualmente menos del 5% del total de la roca, generalmente en la
pasta, y como cristalitos anhedrales de hasta 0.5 milímetros de diámetro máximo.
Figura 10: Texturas cordadas en coladas basálticas. Riscos Lachman, Pared IX.
La pasta, de textura fluidal ó pilotáxica compone entre un 80 y un 95% de la roca. Se
compone de tablillas de plagioclasa, integrando hasta un 50% del volumen de la pasta,
frecuentemente euhedrales, con macla polisintética y de tamaño variable, pero nunca
superior a los 0.5 mm. También se hallan cristalitos de olivina, conformando hasta un 15%
de la pasta, completamente anhedrales y alterados a iddingsita y bowlingita. Los
minerales opacos suelen ser parte importante de estas rocas, conformando hasta el 10% de
la pasta. Principalmente, se reconoce magnetita, en cristales cúbicos de algunas pocas
décimas de milímetros, a veces como inclusión en olivina. El resto de la pasta es de
composición vítrea. Como mineral accesorio, se encuentra apatito, usualmente incluida en
plagioclasas, y su proporción alcanza el 2%.
4.2.4. Basaltos de conductos
Carrizo et al. (1998) interpretan que los conductos basálticos conectan centros
efusivos con intrusiones de orden mayor. Estos autores señalan que estos cuerpos se
emplazan en grupos que definen zonas de discordancias, asociadas a bruscos cambios de
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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litología. Un ejemplo de este tipo de zonas de discordancia sería la que ocurre a lo largo de
la interfase basal, que separa a este grupo volcánico de las sedimentitas cretácicas
subyacentes.
En Riscos Lachman, estos conductos basálticos yacen en forma subhorizontal, y
presentan una típica sección transversal convexa hacia arriba. La superficie superior
aparece usualmente oxidada y presenta efectos térmicos, dando lugar a colores rojizos que
permiten su identificación. En general los basaltos que aparecen asociados a los conductos
son de color gris claro, holocristalinos y poseen baja vesicularidad.
En muestra de mano, estas rocas son compactas, con texturas afaníticas a granosas
muy finas. Se destacan a simple vista fenocristales de olivina, color verde oliva, que
pueden alcanzar los 4 mm de longitud. Al microscopio, son basaltos compuestos por
microfenocristales de olivina (Fo80-Fo60), plagioclasa cálcica (An75-An50) y titanoaugita.
Presentan textura intersertal, a veces glomeroporfírica. La olivina constituye hasta el 25%
de la roca, usualmente en individuos anhedrales a subhedrales, fracturados y en parte
oxidados (iddingsita). La plagioclasa se presenta en microfenocristales de hasta 1 mm de
eje mayor, comúnmente fracturados, con macla polisintética. Suele componer hasta el 55%
del volumen de la roca. La titanoaugita suele presentarse en microfenocristales anhedrales,
de hasta 1 mm de eje mayor, fracturada y componiendo hasta un 15% de la roca. Todos los
microfenocristales aparecen, frecuentemente, con extinción ondulosa ó en parches. Como
minerales accesorios aparecen magnetita y apatito. La primera aparece en cristales muy
pequeños, de hasta 0.1 mm de diámetro, y sección cuadrada. El apatito aparece como
cristales de hasta 0.5 mm de eje mayor, frecuentemente incluidos en las plagioclasas y
formando agregados radiales. Ambos minerales conforman hasta un 5% de la roca. Como
minerales secundarios aparecen ceolitas y carbonatos, ambos en fracturas y vesículas.
4.2.5. Basaltos de cuerpos subvolcánicos
En numerosas localidades, donde aflora el Grupo Volcánico James Ross Island, han
sido descriptos cuerpos lacolíticos que intruyen concordantemente la sucesión (Nelson,
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
42
1966; Strelin et al.,, 1987; López, 1994). El nunatak Palisade, ubicado al sudoeste de la isla
James Ross, es probablemente el mayor cuerpo de este tipo que aflora en la zona.
Se trata de cuerpos que intruyen, en forma concordante, las diferentes unidades que
integran la sucesión volcánica. A nivel de afloramiento suelen presentar disyunción
columnar. Las rocas que integran estos cuerpos son basaltos color gris oscuro, compactas y
usualmente poco vesiculares. En muestra de mano, presentan texturas macroscópicas
afaníticas a granosas muy finas y muestran notables cristales de olivina de hasta 5 mm de
eje mayor.
Al microscopio, las rocas correspondientes a estos los cuerpos subvolcánicos son
basaltos de olivina, plagioclasa y titanoaugita. Las texturas son de tipo intersertal, ofítica a
subofítica y, en ocasiones, glomeroporfírica. La olivina suele ser crisolita o hialosiderita
(Fo88-Fo60), presentándose en cristales euhedrales a subhedrales, de hasta 5 mm de eje
mayor, a veces fracturadas y algo corroídas. En ocasiones, los cristales de olivina poseen
inclusiones pequeñas de magnetita. La plagioclasa es cálcica (An60-An40), constituyendo la
mayor parte de la roca, con una participación del 45 al 60%, en ejemplares euhedrales, y en
tablillas angostas con macla polisintética, de hasta 3 mm de largo. Las plagioclasas pueden
mostrar conspicua fracturación y cizallamiento. Por último, la titanoaugita compone entre
un 10 y un 5% del total de la roca. Aparece como cristales amplios, conformando la textura
ofítica, o en forma relíctica, con cristales más pequeños, fracturados y esqueléticos.
En forma accesoria, se hallan ceolitas, magnetita y apatito. La magnetita ocurre
usualmente como inclusiones en olivina y, más raramente, en los espacios intergranulares.
La taquilita es muy escasa, disponiéndose en parches intercristalinos. El apatito ocurre
como delgadas agujas incluidas en plagioclasa o en los espacios intergranulares, a veces
formando pequeños agregados. Las ceolitas también aparecen en los espacios
intergranulares, como así también en fracturas. La presencia de apatito y ceolitas en los
espacios intergranulares es un indicador de su origen primario. En cambio, un origen
secundario se atribuye a las ceolitas que rellenan fracturas. Minerales ecundarios, de
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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menor importancia, son los carbonatos y cloritas, que ocurren en agregados
criptocristalinos, asociados a paredes de fracturas.
4.2.5. Diamictitas
La presencia de bloques de litologías ácidas y metamórficas, en las diamictitas que
se disponen en la base de las sucesiones volcánicas e intercaladas en ellas, ha sido puesta
de manifiesto en numerosas localidades del archpiélago James Ross (Andersson, 1906;
Nelson, 1966; Malagnino et al., 1983; Strelin et al., 1987; López, 1994, Carrizo et al., 1998).
Estos bloques son completamente ajenos a la geología de dicho archpiélago, siendo afines
a las litologías aflorantes en la península Antártica. Teniendo en cuenta estos factores,
además de las características litológicas y de fábrica de estas diamictitas, dichos autores
interpretan estos bloques como alóctonos transportados por glaciares provenientes del
sector peninsular. Otra interpretación es la que considera que los bloques considerados
alóctonos pueden provenir también del retrabajo de otros depósitos diamictíticos, o de las
formaciones cretácicas infrayacentes.
Se ha reportado la presencia de fósiles marinos, en mal estado de conservación,
incluidos en estas rocas diamictíticas (Strelin et al., 1999). Numerosos niveles con
Zyglochlamys anderssoni y Laternulla elliptica, que aparecen en varias localidades del
archipiélago James Ross, han sido utilizados con fines de correlación (Andersson, 1906;
Bibby, 1966; Nelson, 1966; Malagnino et al., 1983; Dingle et al., 1997; Jonkers y Kelley, 1998;
Strelin et al., 1999).
Sobre la base de sus características texturales y de petrofábrica, las diamictitas que
aparecen intercaladas o en la base del Grupo Volcánico James Ross Island suelen asociarse
genéticamente a ambientes glacimarinos, glaciares o barreras de hielo oscilantes (Strelin et
al., 1999).
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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En Riscos Lachman, los niveles diamictíticos son cuerpos que muestran una
participación piroclástica sumamente variable y se hallan intercalados en la sucesión
volcánica, disponiéndose sobre superficies de erosión. Poseen espesores irregulares y, en
general son rocas poco induradas, color pardo amarillento claro, a ligeramente grisáceos.
Se caracterizan por poseer una fábrica caótica, aunque en sectores pueden mostrar una
grosera estratificación. Además, donde la fracción es fina, se han observado pequeñas
óndulas aisladas.
Usualmente poseen mala selección y están constituidos por clastos subangulosos a
subredondeados que alcanzan diámetros máximos de 60 cm, inmersos en una matriz
psamo-pelítica, color gris claro a verdoso. La composición litológica de los clastos mayores
es, en general, basáltica aunque han sido hallados bloques de plutonitas ácidas de hasta 25
cm de diámetro. Ambos tipos de bloques se hallan usualmente estriados y facetados.
Al microscopio, los clastos que integran la matriz presentan una granulometría que
va de arena gruesa a limo. Se trata de cristaloclastos de olivina, plagioclasa, feldespatos
alcalinos y cuarzo. Han sido identificados fragmentos líticos de naturaleza volcánica
básica y sedimentaria, como así también algunos fragmentos de cuarzo policristalino con
límites intercristalinos tipo suturado. Estos últimos son comunes en rocas metamórficas,
ajenas al Grupo Volcánico James Ross Island. La porosidad suele ser baja ya que los poros
se encuentran frecuentemente rellenos por ceolitas y carbonatos.
4.3. Unidades Eruptivas
Los diferentes tipos litológicos, descriptos en el apartado anterior, que conforman la
sucesión volcánica aflorante en los riscos Lachman, fueron asignados, según los conceptos
volcados en 4.1., a siete unidades eruptivas diferentes. A continuación, se detallan las
relaciones de campo y los tipos litológicos más comunes, que conforman los afloramientos
reconocidos en la zona, para cada una de las unidades eruptivas definidas. En la Figura 11
se resume la estratigrafía volcánica local. Cabe destacar que, durante los trabajos de
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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campo, no ha sido posible observar el contacto entre las sedimentitas cretácicas y las
volcanitas del Grupo Volcánico James Ross Island.
4.3.1. Unidad Eruptiva 1
Está integrada por un cuerpo intrusivo subvolcánico de magnitudes lacolíticas, que
aflora inmediatamente al sur del Paso Malagnino, próximo a la porción más septentrional
de los riscos. Alcanza un espesor máximo aflorante de 95 metros, medidos en el sector
sudoeste de la Pared IV (ver Panel de Secciones), y una extensión lateral máxima
observada de aproximadamente 2 kilómetros. Su base no aflora, pero sí el techo, el cual es
de carácter erosivo y su cota es muy variable, alcanzando desde 220 metros en la Laguna
del Encuentro, hasta 305 metros en el sector norte de la Pared V (ver Panel de Secciones y
Figura 12). Esta variación en la cota el techo del intrusivo evidenciaría una probable
paleotopografía, la que se caracterizaría por tener un gradiente hacia el nordeste, al menos
en la parte norte de los riscos Lachman.
La roca que compone el cuerpo intrusivo es de color negro mate, holocristalina, de
grano fino a medio, es compacta, muy dura y presenta fractura irregular.
Composicionalmente, se trata de un basalto olivínico. Cabe destacar que un pequeño
bloque hallado en el derrubio, cerca del Paso Malagnino, se compone de un agregado
félsico de grano muy grueso, adosado a parte de la roca de caja basáltica. Probablemente
se trate de segregaciones tipo schlieren similares a las que presenta el lacolito Palisade
(Strelin, com.pers).
La sección que aflora en el sector sur de la Pared IV, y en el sector norte de la Pared
V, tiene una estructura columnar. Esta aparece conformando prismas que, a juzgar por la
geometría de un bloque hallado en el derrubio, cerca del Paso Malagnino, pueden alcanzar
un diámetro cercano al metro. En estas localidades, sobre el techo del intrusivo, han sido
halladas marcadas estrías glaciarias de rumbo 170°-190. El rumbo de estas estrías coincide
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Figura 11: Riscos Lachman: Estratigrafía volcánica local.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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con otras, que se hallan en la base de numerosos bloques que componen la diamictita, los
que, según se ha podido constatar, se hallan in situ.
En la margen norte de Laguna del Encuentro, a cota 220 metros, aflora parte de este
cuerpo intrusivo (Figura 12). La extensión lateral del afloramiento es escasa, alcanzando
unos 10 m de largo. La base está cubierta por el derrubio, mientras que el techo, aparece
truncado por una marcada discordancia erosiva, cubierta por un cuerpo diamictítico de
unos 5 m de espesor máximo.
4.3.2. Unidad Eruptiva 2
Aflora en casi todo el perímetro de los riscos, excepto en la porción más meridional,
sobre la Pared X, donde se halla cubierta por hielo, nieve y taludes.
Figura 12: Intrusivo subvolcánico de la Unidad Eruptiva 1, margen norte de la Laguna del
Encuentro.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Se trata de un conjunto litológico complejo, compuesto de una diamictita basal,
brechas hialoclásticas, coladas basálticas e intrusivos subvolcánicos que, en conjunto,
alcanzan unos 175 metros. Su base aflora solamente al norte de los riscos Lachman, en el
sector de la Laguna del Encuentro y al sudoeste del Paso Malagnino.
La parte basal de esta unidad se compone de una diamictita, que se apoya sobre la
superficie de erosión que trunca, en parte, al intrusivo de la Unidad Eruptiva 1. Esta
diamictita aflora en la Laguna del Encuentro, a cota 220 metros y en las paredes IV y V, a
cota 305 metros (ver Panel de Secciones). El espesor máximo que alcanza este cuerpo es de
unos 5 metros, acuñándose rápidamente hasta desaparecer, a la altura de la Pared V.
Presenta una fábrica caótica aunque, por sectores, muestra una laminación suave de la
fracción más fina, habiéndose observado óndulas de hasta 1 ó 2 metros de longitud de
onda y escasos centímetros de amplitud. La fracción clástica mayor se compone de
bloques subangulosos de hasta 90 cm de eje mayor, inmersos en una matriz color ocre
amarillento, psamítica en su mayor parte, pero que también incluye clastos tamaño grava
gruesa. La composición de los clastos mayores es principalmente volcánica, aunque se han
hallado bloques de composición plutónica ácida. La parte basal de esta diamictita muestra
numerosos bloques arrancados del intrusivo subyacente e incorporados parcialmente a
esta. Por último cabe destacar que, en diferentes sectores de este nivel, se han hallado
restos mal conservados de bivalvos (Strelin et al., 1999).
Sobre estas diamictitas apoyan brechas hialoclásticas, que alcanzan 155 metros de
potencia media. Conforman la mayor parte de la unidad y presentan las características
estructuras de capas progradantes. La inclinación aparente de estas capas varía entre 15° y
35°, dependiendo del corte de la pared, aunque la inclinación más característica es de 25°
hacia el norte. Se hallan cubiertas por las coladas basálticas genéticamente vinculadas,
cuya dirección de flujo también es hacia el norte. En varios sectores, como las paredes I, III,
IV, V, VI y VII (ver Mapa de Progradación de Brechas de la Unidad Eruptiva 2: Apéndice
A, página 93 y Panel de Secciones) han sido observadas estructuras vinculadas a grandes
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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encauzamientos de las brechas en la topografía preexistente, labrada en las sedimentitas
cretácicas.
La relación entre los depósitos hialoclásticos y la diamictita ha sido observada en el
sector de la Laguna del Encuentro. En esta localidad, se observa que las facies distales del
frente hialoclástico se disponen sobre la diamictita en forma asintótica hacia la base. Estos
depósitos se componen de un bolsillo de lavas en almohadillas, que se hallan inmersas en
una matriz palagonitizada, color pardo anaranjado. Este tipo de depositación distal sería el
resultado de flujos submarinos directamente producidos por el derrame de hialoclastitas,
o disparados por la acción de la base del tren de olas sobre la parte somera del frente.
Un caso particular lo constituye el sector norte de los riscos, donde la Unidad
Eruptiva 2 se halla integrada por dos sets de brechas hialoclásticas cuyas capas inclinan
entre 18° y 21° hacia el norte. Estas brechas hialoclásticas se hallan separadas por un
depósito diamictítico de unos 6 metros de potencia. Petrográficamente, este depósito es
muy similar a las brechas hialoclásticas, pero se diferencia de estas por su fábrica más
organizada. De base a techo, presenta una grosera gradación granocreciente, que alterna
con sectores finamente laminados. La fracción clástica mayor, que constituye un 20% de la
roca, se halla representada por fragmentos angulosos de lavas en almohadillas, de hasta 20
cm de diámetro máximo. Se destaca la ausencia de bloques de litología alóctona. La
matriz, de color pardo anaranjado e intensamente palagonitizada es predominantemente
psamítica e incorpora restos mal conservados de invertebrados marinos (Figura 13).
Las coladas lávicas subhorizontales de esta unidad eruptiva, se hallan
genéticamente vinculadas con las brechas hialoclásticas subyacentes. Se trata de un
apilamiento de al menos cuatro flujos basálticos que, en conjunto, alcanzan 20 metros de
potencia. La cota del contacto brecha-basalto, en las rocas de esta unidad, varía desde unos
400 metros en el sector sudeste de los riscos a 385 metros en el sector norte.
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Figura 13: Diamictita entre dos sets de brechas hialoclásticas en el Paso Malagnino.
Dos pequeños intrusivos subvolcánicos de composición basáltica, que afloran en las
paredes I y IX, completan esta unidad. Se trata de cuerpos lenticulares, de sección
elipsoidal, que presentan un largo aproximado de 50 metros y un espesor de unos 20
metros. Ambos se disponen sobre las brechas hialoclásticas, en las paredes I y IX
respectivamente. Son rocas compactas de color negro, presentan disyunción columnar y en
muestra de mano presentan textura microporfírica.
4.3.3. Unidad Eruptiva 3
Aflora en casi todo el perímetro de los riscos, excepto en el sector norte, donde ha
sido erosionada. Alcanza una potencia máxima de unos 70 m, medidos en el sector sudeste
de los riscos, sobre la Pared I. Se trata de un complejo de conductos basálticos que se
disponen, en forma concordante, por encima de las coladas de la Unidad Eruptiva 2.
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Individualmente, estos conductos muestran una típica sección transversal de forma
convexa hacia arriba, pudiendo alcanzar hasta 30 metros de espesor máximo.
Ocasionalmente presentan disyunción columnar a nivel de afloramiento.
Petrográficamente, las rocas de esta unidad son basaltos de color gris claro, en
general masivos, aunque se han encontrado niveles algo vesiculosos, y de textura granosa
fina.
4.3.4. Unidad Eruptiva 4
Aflora en casi todo el perímetro de los riscos, excepto en el sector norte, donde ha
sido erosionada. Se trata de un conjunto de cuerpos subvolcánicos de tipo lacolítico, que
intruyen a la Unidad Eruptiva 3.
Pueden alcanzar potencias de entre 20 y 50 metros, con una extensión lateral de
hasta 1.5 kilómetros. A nivel de afloramiento suelen presentar disyunción columnar. En
muestra de mano, las rocas de esta unidad son basaltos holocristalinos de color gris y poco
vesiculares. Presentan textura granosa fina a glomeroporfírica, mostrando cristales de
olivina de hasta 5 mm de largo. Al microscopio, las muestras obtenidas de esta unidad
presentan individuos de plagioclasa con un alto grado de fracturación y cizallamiento (ver
Apéndice C, Figura V). Es notable también la abrasión de bordes cristalinos en olivinas.
4.3.5. Unidad Eruptiva 5
Aflora en casi todo el perímetro de los riscos, excepto en el sector norte, donde ha
sido erosionada o no depositada. Esta unidad eruptiva se halla integrada por varios
cuerpos litológicos: el cono tobáceo, que aparece en el sector sudeste de la Pared I y el
complejo de lavas en bloques y coladas, que se disponen sobre la discordancia que trunca
las Unidades Eruptivas 3 y 4. La ubicación altimétrica de esta discordancia basal es
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variable, con un máximo de unos 420 metros, en el sector sudeste de los riscos, a unos 375
m en el sector central.
El cono tobáceo, y el material piroclástico asociado, conforman los depósitos basales
que cubren la superficie discordante labrada sobre las Unidades Eruptivas 3 y 4, dando
lugar a una referencia estratigráfica importante. Se trata de una lapillita tobácea, color
pardo rojizo, cuyo grado de induración aumenta a medida que nos acercamos al cono
tobáceo. La selección es, en general, pobre en las cercanías del cono tobáceo, pero mejora
hacia las partes distales, donde la fracción fina incorpora crecientes proporciones de
cristaloclastos de cuarzo de origen claramente alóctono.
Sobre los flancos del cono tobáceo y sus facies finas se disponen un mínimo de
catorce coladas subhorizontales que, en conjunto, alcanzan un espesor máximo de 35
metros. Las rocas que conforman estas coladas son basaltos masivos, de color gris oscuro,
y presentan estructuras superficiales de lavas en bloques y cordadas.
4.3.6. Unidad Eruptiva 6
Se trata de conductos basálticos que se disponen, en forma concordante, en la
discordancia que separa las coladas basálticas de la Unidad Eruptiva 5 de las unidades
suprayacentes. Aflora en la parte central de los riscos en las Paredes I, II y en el sector sur
de la Pared III (ver Panel de Secciones y Figura 14), y en ocasiones presentan disyunción
columnar. Al igual que los conductos basálticos que integran la Unidad Eruptiva 3, estos
presentan una sección transversal aproximadamente lenticular de entre 15 y 30 m de
diámetro máximo. Su largo puede alcanzar hasta 1 Km, como en el caso de la Pared II.
Las rocas que conforman esta unidad eruptiva son basaltos masivos, compactos y
de color gris. En muestra de mano son rocas holocristalinas, presentan textura granosa fina
y se aprecian cristales de olivina color verde oliva de hasta 4 mm de largo.
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Figura 14: Pared I: La flecha señala los conductos lávicos de la Unidad Eruptiva 6.
4.3.7. Unidad Eruptiva 7
Esta unidad eruptiva se compone de una diamictita basal, brechas hialoclásticas e
hidroclásticas, y coladas y conductos basálticos, que afloran en el sector sur y central de los
riscos Lachman. Todo este conjunto litológico, que alcanza un espesor promedio de unos
50 metros, que apoya discordantemente sobre las Unidades Eruptivas 5 y 6. En la Pared X,
a cota 565 metros, se ha observado un conducto de alimentación que atraviesa las brechas
de esta unidad eruptiva, dando origen a las coladas basálticas que la coronan.
La discordancia sobre la que se dispone la Unidad Eruptiva 7 es una superficie de
cota variable, que fluctúa entre los 540 y los 460 metros. Sobre esta discordancia se apoya
un depósito diamictítico que, en la Pared I, alcanza un espesor máximo de unos 10 metros.
Se trata de una diamictita con alto componente tobáceo de color ocre claro, algo friable y
de fábrica caótica. Se compone de hasta un 40%de bloques basálticos angulosos y
subangulosos, de hasta 30 cm de eje mayor, inmersos en una matriz psamo-pelítica.
Las brechas hialoclásticas e hidroclásticas, que integran esta unidad eruptiva,
presentan una fábrica de capas progradantes pobremente definida (Figura 15). En general,
los arreglos internos que presentan son más caóticos y desordenados que los que aparecen
en las brechas hialoclásticas de la Unidad Eruptiva 2. Las inclinaciones verdaderas y
aparentes, medidas en las brechas de la Unidad Eruptiva 7, no indican una dirección de
progradación tan marcada y definida como las que conforman la Unidad Eruptiva 2.
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Textural y petrográficamente, las brechas hialoclásticas de la Unidad Eruptiva 7 son
similares a las de la Unidad Eruptiva 2. Las brechas hidroclásticas presentan características
texturales diferentes, como ser la participación dominante de trizas en la matriz y una
palagonitización de menor grado.
Figura 15: Brechas hialoclásticas de la Unidad Eruptiva 7: tope de los riscos.
La cota del contacto brecha-basalto varía en torno de los 535 metros, medidos tanto
en el sector de la Pared X, como en los tres pequeños nunataks que atraviesan los
casquetes que coronan los riscos.
Las coladas basálticas presentan escaso espesor debido a que han sido muy
erosionadas, presentan disyunción en bloques, a veces algo lajosa.
4.4. Cristaloquímica de olivinas
4.4.1. Introducción
La olivina es una familia de minerales que forman una solución sólida entre sus dos
extremos: forsterita (Mg2SiO4) y fayalita (Fe2SiO4). Cristalizan en el sistema rómbico y el
valor del ángulo óptico axial (2V?) es de 82° para la forsterita y de 132° para la fayalita
(Deer et al. 1992). Los extremos de la serie son raros en la naturaleza, pero se demuestra
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que cuanto más básica es una roca, más forsteríticas se hacen sus olivinas y viceversa. La
olivina es el primer mineral en cristalizar según la serie de Bowen. Conocer su
composición aporta información acerca de la naturaleza evolutiva del magma involucrado
en el evento magmático. La diferenciación magmática da lugar a olivinas con ángulos 2V?
cada vez más altos, de esta manera es posible apreciar la evolución de una sucesión dada a
partir de estudios del 2V?.
Basado en este principio Nelson (1966) definió cinco fases dentro del Grupo
Volcánico James Ross Island, suponiendo un origen por diferenciación mesozonal. Este
autor identificó y correlacionó las diferentes fases partiendo del supuesto comportamiento
homogéneo del 2V? dentro de cada una de ellas y una continua evolución hacia los
términos más ferrosos de la serie. Investigaciones posteriores (Carrizo, 1993; López, 1994)
revelan un comportamiento del ángulo 2V? diferente al propuesto por Nelson (op.cit.).
Carrizo (op.cit.) demostró que el comportamiento del ángulo axial dentro de una misma
unidad eruptiva era homogéneo, comportándose como una variable independiente.
Siguiendo la línea de investigación propuesta por estos autores, se intentará utilizar la
evolución del 2V??como criterio de correlación entre las distintas unidades eruptivas
definidas en los riscos Lachman.
4.4.2. Posibles fuentes de error
Las mediciones fueron realizadas sobre cristales de primera generación, en lo
posible amplios, con pocas fracturas e inclusiones. Se midieron un total de 57 cristales,
cubriendo las siete unidades eruptivas definidas. La operación fue repetida tres veces para
cada cristal y luego promediadas. Además se aplicó la corrección de Feodoroff (González
Bonorino, 1976), para la desviación debida a la refracción en los hemisferios. La dispersión
obtenida así fue del orden de los ±1° para cada cristal. Se utilizó luz conoscópica, para
todos los casos, por lo que según Munro (1963) el error en cada medición es del orden de
0.65°.
Si bien las rocas de este grupo son muy olivínicas, no todas las muestras resultaron
ser generosas en secciones medibles, de modo que es posible que la irregular distribución
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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de las mediciones constituya una fuente adicional de error. La Figura 17 muestra la
distribución de las mediciones según las diferentes unidades eruptivas.
4.4.3. Resultados analíticos
La Figura 18 resume los resultados analíticos del estudio realizado. En ella se han
ubicado los extremos, la mediana y los cuartiles de 25 y 75%. La Figura 16 resume los
resultados de un análisis estadístico de los datos.
Análisis estadístico de las mediciones del ángulo 2V
Unidad N Media Mediana Moda Mínimo Máximo
1 11 94.2 94.0 s/m 89.3 100.9
2 6 97.3 96.3 s/m 93.6 101.7
3 7 94.5 94.3 96.0 ; 90.0 90.5 101.0
4 5 96.5 96.0 s/m 91.7 102.9
5 13 95.2 94.7 92.8 91.9 104.1
6 6 92.7 92.0 s/m 88.6 99.8
7 9 96.8 97.2 s/m 91.3 101.9
Análisis estadístico de las mediciones del ángulo 2V
Unidad 1° cuartil 3° cuartil ? Kurtosis Rango
1 91.7 95.8 3.077 1.5 11.6
2 93.6 99.3 3.467 -2.1 8.1
3 90.5 96.0 3.675 0.6 10.5
4 91.7 96.2 4.039 2.3 11.2
5 92.4 95.7 3.538 2.2 12.2
6 88.6 94.8 4.531 -0.8 11.2
7 93.3 99.5 3.838 -1.7 10.6
Figura 16: Análisis estadístico de las mediciones del ángulo 2V en los Riscos Lachman.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Figura 17: Variación del ángulo 2V??en olivinas de los riscos Lachman.
4.5. Desarrollo de los acontecimientos eruptivos
A partir de la integración de la información estratigráfica, petrográfica y
cristaloquímica, y aplicando los criterios estratigráficos y de actividad volcánica de Fischer
y Schminke (1984), se propone a continuación una interpretación del desarrollo temporal
de los eventos eruptivos ocurridos en Riscos Lachman. A su vez, algunos pocos
indicadores paleoambientales permitirán realizar inferencias sobre el medio ambiente en
el cual se desarrolló el volcanismo en el sector.
La cronología absoluta de parte de las secuencias volcanigénicas se logró a partir de
la interpretación de los datos publicados por Sykes (1988, Figura 1, página 52 y Tabla I,
página 54). De esta manera, pudieron determinarse dos localidades muestreadas y
fechadas radimétricamente por dicho autor, y referirlas posteriormente a sectores
reconocidos, donde afloran rocas correspondientes a las unidades eruptivas 1 y 2.
La figura 19 resume el esquema evolutivo propuesto para la sucesión volcánica
aflorante en los riscos Lachman.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Figura 18: Distribución de las observaciones en las unidades eruptivas definidas en los riscos Lachman
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Figura 19: Esquema evolutivo propuesto para el volcanismo en los riscos Lachman
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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4.5.1. Primer Epoca Eruptiva
En los riscos Lachman, las rocas más antiguas, relacionadas con la actividad del
Grupo Volcánico James Ross Island, son las que integran el cuerpo subvolcánico de la
Unidad Eruptiva 1. En la zona de trabajo, no se han hallado otros cuerpos litológicos que
puedan ser asignados al mismo evento o sucesión de eventos volcánicos, por lo que se
considera que este cuerpo intrusivo debe constituir un único remanente erosivo de los
mismos. Los efectos de la erosión se manifiestan claramente sobre el techo de esta unidad,
el cual se halla claramente truncado y muestra marcadas estrías de probable origen
glaciario. Según las dataciones hechas por Sykes (1988), el cuerpo intrusivo tendría una
edad K-Ar de 5.23±0.57 Ma, es decir Plioceno inferior.
Para abarcar el lapso de tiempo, durante el cual tuvieron lugar los eventos
volcánicos que dieron origen al cuerpo intrusivo de la Unidad Eruptiva 1 se definirá una
Primer Epoca Eruptiva. Esta manifestación eruptiva habría tenido lugar durante el
Plioceno inferior y se hallaría, probablemente, vinculada a la Epoca Eruptiva I, de Strelin
et al. (1999).
Sobre la base de las observaciones hechas en el terreno, no puede hacerse una
inferencia directa acerca del paleoambiente de depositación durante la Primer Epoca
Eruptiva. El intrusivo correspondiente a la Unidad Eruptiva 1 intruye las sedimentitas
cretácicas de la Formación Santa Marta, posiblemente como parte de un complejo aparato
volcánico que ha sido erosionado.
4.5.2. Segunda Epoca Eruptiva
Sobre una marcada superficie de erosión, de probable origen glaciario, labrada
sobre sedimentitas cretácicas y sobre la Unidad Eruptiva 1, se dispone un potente depósito
diamictítico que incluye fósiles marinos y bloques alóctonos. Estas observaciones, junto a
las características petrográficas y de yacencia, descriptas en 4.3.5., permiten inferir que el
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depósito se originó a partir de un flujo denso mixto piro-epiclástico, en un ambiente
glacimarino, próximo a un frente glaciario o de barrera de hielo fluctuante.
Por encima de esta diamictita prograda un frente de brechas hialoclásticas, que
define un extenso lóbulo de hialoclastitas perteneciente a un complejo volcánico del tipo
“Tablemountain” (Jones,1966) . Por encima de este primer set de hialoclastitas, se dispone
un nuevo paquete de diamictitas (descripta en 4.3.5.), que también se interpreta como un
flujo denso submarino, probablemente asociado a una cierta estabilización del frente
hialoclástico progradante. Los basaltos correspondientes a esta unidad, y que se disponen
por encima de las brechas hialoclásticas, constituyen las coladas que alimentaron al lóbulo
hialoclástico.
La cota del contacto brecha-basalto en las rocas de la Unidad Eruptiva 2, fluctúa
entre los 400 y 385 metros a lo largo de una extensión de 12 kilómetros. Según el modelo
de “Tablemountains” propuesto por Jones (1966), este contacto señala el paleonivel del
mar en el momento de formarse el volcán. Sin embargo, Carrizo et al. (1998) señala que
esta cota puede no estar representando exactamente el nivel del cuerpo de agua. Este autor
basa su conclusión en observaciones realizadas en Riscos Lago Hidden y Riscos Massey,
localidades vecinas de la presente isla. Allí describe brechas hialoclásticas de origen
subácueo intercaladas con las coladas alimentadoras de un frente hialoclástico. Carrizo et
al. (1998) llegan a conclusiones similares en Riscos Rink, isla James Ross. En los basaltos de
la Unidad Eruptiva 2, que aflora en los riscos Lachman, no se observa tal intercalación de
basaltos y brechas hialoclásticas. Además, la cota del contacto se mantiene casi constante a
lo largo de una extensión considerable. Por lo tanto, es posible interpretar que la cota del
contacto brecha-basalto, de la Unidad Eruptiva 2, corresponde al paleonivel de un cuerpo
de agua, posiblemente el mar, en el momento de formación del aparato volcánico.
Las inclinaciones aparentes de las brechas hialoclásticas de esta unidad eruptiva
muestran un sentido de progradación general hacia el norte. Las estructuras de
encauzamientos, que han sido observadas a lo largo de los riscos (ver Panel de Secciones),
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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sugieren que el lóbulo progradante de brechas tuvo al menos dos ramificaciones, una se
observa en el sector de la Pared VI, y otra en la Pared III.
La actividad volcánica relacionada con esta época eruptiva continúa con la
intrusión de los conductos subvolcánicos de la Unidad eruptiva 3 y la posterior intrusión
de los complejos de cuerpos subvolcánicos de la Unidad Eruptiva 4. Las características
petrográficas observadas en las rocas de esta última unidad, sugieren que el
emplazamiento de estos cuerpos subvolcánicos ocurrió cuando el fundido había alcanzado
un grado avanzado de cristalinidad.
Tanto los conductos basálticos de la Unidad Eruptiva 3, como el complejo intrusivo
de la Unidad Eruptiva 4 se vinculan a sucesivas erupciones de un complejo volcánico
emergido (¿estratovolcán?) posteriormente erosionado.
Dos dataciones K-Ar, publicadas por Sykes (1988), fueron asociadas a los basaltos
que conforman las coladas basálticas de la Unidad Eruptiva 2. Estas edades, de 4.93±0.27
Ma y 4.63±0.57 Ma, corresponden al Plioceno inferior y estarían indicando, en forma
aproximada, la edad de la actividad magmática en la zona durante esta Segunda Epoca
Eruptiva. Esta edad se corresponde, con los episodios más tempranos de la Epoca
Eruptiva II definida por de Strelin. et al. (1999).
4.5.3. Tercer Epoca Eruptiva
Sobre la discordancia labrada por encima de las unidades eruptivas 3 y 4, tuvo
lugar la depositación de un manto de tobas. Estas fueron originadas por la erupción
hidromagmática, asociada al cono tobáceo aflorante en la Pared I, correspondiente a la
Unidad Eruptiva 5. Sobre la base de las características morfológicas del cono tobáceo, y
según los criterios de Wohletz y Sheridan (1983), se sugiere que la erupción habría tenido
lugar en un ambiente probablemente subácueo somero o subaéreo. Estas tobas se habrían
distribuido ampliamente por el área, como lo demuestra la persistencia lateral de este
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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nivel, que puede seguirse claramente a lo largo de 10 Km, por todo el perímetro de los
riscos, constituyendo una referencia estratigráfica importante. En estrecha conexión con
este episodio volcánico explosivo, hicieron erupción las lavas de la Unidad Eruptiva 5,
cuyas estructuras de flujo, extensión lateral y petrografía holohialina sugieren que
poseerían una movilidad relativamente alta. A continuación, estas coladas fueron
intruidas por los conductos subvolcánicos de la Unidad Eruptiva 6. Estos lo hacen en
forma concordante, de forma similar a los conductos basálticos de la Unidad Eruptiva 3.
Una marcada superficie de discordancia, que inclina moderadamente hacia el sur,
se encuentra labrada sobre las rocas de las unidades eruptivas 5 y 6. Por encima de esta
discordancia, se dispone un potente depósito diamictítico sobre el que tiene lugar la
progradación de las brechas hialoclásticas e hidroclásticas de la Unidad Eruptiva 7. Sobre
estas últimas yacen las coladas basálticas subhorizontales que alimentaron el lóbulo hialo-
hidroclástico. Durante los trabajos de campo se prestó especial atención a la discordancia
labrada sobre las unidades eruptivas 5 y 6, considerando que podría representar un límite
entre épocas eruptivas. Sin embargo, durante el análisis de los cortes petrográficos en
gabinete, se evidenció que las afinidades petrográficas entre las unidades eruptivas 5, 6 y 7
eran suficientes como para ser consideradas parte de la misma época eruptiva.
No se dispone de edades radimétricas para acotar, con precisión, la edad de este
evento magmático. Sin embargo, teniendo en cuenta las edades asignadas a la primer y
segunda épocas eruptivas, podemos decir que el magmatismo de la tercer Epoca Eruptiva
es post-Plioceno inferior.
El análisis del ambiente de depositación, durante esta Tercer Epoca eruptiva, es
complejo. El origen de la discordancia, sobre la que se apoya el manto de tobas de la
Unidad Eruptiva 5, es dudoso. Durante las tareas de campo no fue posible hallar estrías
glaciarias sobre esta superficie, como así tampoco se han hallado fósiles en el nivel tobáceo
que se dispone por encima. Sin embargo, es importante destacar que las rocas de la
Unidad Eruptiva 5 se apoyan sobre cuerpos interpretados como conductos e intrusivos
subvolcánicos. Esto significa que, tras la intrusión de las rocas de las unidades eruptivas 3
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
65
y 4, ha existido un evento erosivo significativo que antecede al cono tobáceo. La
morfología, y las características estructurales y texturales de dicho cono, lo relacionan con
un ambiente subcuático somero o subaéreo (Wohletz y Sheridan, 1983). A partir de esto, se
plantea que, tras un evento erosivo de origen marino o glaciario, que truncó el complejo
aparato volcánico apilado durante la Segunda Epoca Eruptiva, se inició un nuevo ciclo
eruptivo. Esta Tercera Tercera Epoca Eruptiva tuvo lugar en un ambiente ácueo más
somero o subaéreo, bajo condiciones hidromagmáticas, por lo cual no se habría
desarrollado el nivel de brechas hialoclásticas que, en los modelos de Mathews (1947) y
Jones (1966), se intercala entre el cono tobáceo y las coladas lávicas.
Con posterioridad a la actividad volcánica, que diera lugar a las Unidades
Eruptivas 5 y 6, se produjo un evento de erosión intensa que, en este caso, dejó expuestos
los conductos subvolcánicos de la Unidad Eruptiva 6. Sobre esta superficie de erosión se
depositó una diamictita. Si bien no hay más elementos que la petrofábrica, para aventurar
el ambiente de depositación del diamicto, se presume que el mismo pudo haber sido en un
cuerpo ácueo, próximo a un frente glaciario oscilante. De ser correcta esta hipótesis, los
depósitos de brechas hialoclásticas y piroclásticas de la Unidad Eruptiva 7, se habrían
originado en un ambiente intraglaciario, en contacto con agua de fusión glaciaria. La
estructura más caótica de las capas de brechas hialo/hidroclásticas progradantes de la
última unidad eruptiva apoyan esta suposición. El contacto brecha-basalto en las rocas de
la Unidad Eruptiva 7 se desarrolla a cota 535 metros. Teniendo en cuenta que los basaltos
de esta unidad no se encuentran interestratificados con hialoclastitas, es posible considerar
que el paleonivel del cuerpo de agua (¿lago intraglaciario?) se halla ubicado
aproximadamente a dicha cota.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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4.5.4. Evolución magmática
Analizando la variación del ángulo axial 2V?, en las olivinas que integran las
diferentes unidades eruptivas definidas en los riscos Lachman (Figura 17), es posible hacer
algunas inferencias acerca de la probable evolución del magmatismo, a nivel local.
La Primer Epoca Eruptiva sólo cuenta con el cuerpo intrusivo de la Unidad
Eruptiva 1. Lo cual determina que sus características cristaloquímicas sean comparables
únicamente a nivel general con las de las restantes unidades eruptivas.
Tal como aparece en el gráfico de la Figura 17, la variación del ángulo axial 2V?, en
las olivinas presentes en las rocas que integran las unidades eruptivas 2, 3 y 4, cuya
erupción tuvo lugar durante la Segunda Epoca Eruptiva, presenta una característica
particular. La traza que une los valores medios del ángulo axial en cada una de estas
unidades eruptivas muestra una disminución inicial del ángulo 2V? y luego un aumento.
Esto significa, en términos cristaloquímicos, una tendencia de las olivinas a hacerse más
forsteríticas al inicio de esa época eruptiva y luego un vuelco hacia cristales más
fayalíticos. La misma observación puede hacerse cuando se considera la variación del
ángulo axial en las olivinas que aparecen en las rocas de las unidades eruptivas 5, 6 y 7,
cuya erupción tuvo lugar durante la Tercer Epoca Eruptiva.
Cabe aclarar que el patrón particular de evolución cristaloquímica, medido en las
olivinas presentes en los productos del magmatismo, ocurrido durante la Segunda y
Tercera Epoca Eruptiva, es el resultado de complejas reacciones de equilibrio de fases. De
esta manera, la “forsteritización” inicial de las olivinas podría deberse posiblemente a
causa del empobrecimiento en Fe, ocasionado por la cristalización de magnetita, dejando
eventualmente mayor proporción de Mg libre para la olivina. Posteriormente, la
cristalización de titanoaugita, junto con la olivina póstuma, consumirían la proporción
restante de Fe disponible (Mutti, com.pers., 1999). La correcta comprensión e
interpretación de estos complejos procesos requieren, sin duda, estudios más detallados
que escapan a los objetivos del presente trabajo.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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La evolución cristaloquímica de las olivinas presentes en las volcanitas estudiadas
refleja un patrón de cristalización particular para este mineral. Además, teniendo en
cuenta que este, junto con la magnetita, es el primero en cristalizar, sería posible hacer
extensiva esta evolución al fundido magmático original. En el gráfico de la Figura 17, se
observa que no existe correlación notoria entre la evolución cristaloquímica ocurrida
durante la Segunda y la Tercera Epoca Eruptiva, mientras que la variación del ángulo 2V?,
durante cada una de ellas, repetiría un patrón similar de variación. De esta manera, sería
posible interpretar que una diferenciación magmática similar habría tenido lugar durante
cada época eruptiva. Una hipótesis para explicar estas peculiaridades, observadas en la
evolución cristaloquímica durante cada época eruptiva, sería postular que ellas son el
resultado de la evolución de pulsos magmáticos individuales. Además, en función de lo
expresado acerca de la falta de correlación entre la cristaloquímica de olivinas durante
cada época eruptiva, se desprende que estos pulsos serían relativamente independientes
entre sí.
Nelson (1966) atribuyó la variación del ángulo axial a una probable diferenciación
magmática dentro de una cámara de emplazamiento mesozonal. Posteriormente, con los
trabajos de Carrizo et al. (1998) y Carrizo (1993) se cuestionó la validez de dicha
interpretación. Las investigaciones de estos autores mostraron patrones de variación más
complejos que los señalados por Nelson (op.cit.), indicando la probable presencia de más
de un pulso magmático. Los resultados que se desprenden del presente estudio avalan las
hipótesis propuestas por Strelin (op.cit.) y Carrizo (op.cit.). El patrón de evolución del
ángulo axial en las olivinas, presentes en las rocas que afloran en los riscos Lachman,
sugeriría que, probablemente, al menos tres pulsos magmáticos han tenido lugar. Cada
uno de ellos presentaría una evolución magmática similar, pero independiente, que se
reflejaría en la composición de las olivinas. De esta manera y, extrapolando estos
razonamientos a la evolución magmática local del Grupo Volcánico James Ross Island, se
concluye que a cada época eruptiva, definida en los riscos Lachman, corresponde un pulso
magmático independiente.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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5. GEOMORFOLOGIA DE LOS RISCOS LACHMAN
5.1. Introducción:
Las áreas no englazadas del norte de la península Antártica e islas adyacentes han
sido objeto de numerosos estudios geomorfológicos. Estos se han orientado básicamente a
conocer las características del ambiente glaciario y periglaciario del área, así como su
evolución paleogeomórfica y paleoclimática.
Las primeras descripciones geomorfológicas fueron hechas por Anderson (1906),
quien describió morenas y niveles de terrazas marinas elevadas en el sector nororiental de
la península Antártica y el archipiélago James Ross. Posteriormente, importantes trabajos
geomorfológicos fueron llevados a cabo en otros sectores de la península Antártica como
Bahía Margarita (Nichols, 1960), Península Trinidad (Aitkinhead, 1965) y, principalmente,
en las islas Shetland del Sur (Hansom, 1979; Birkenmajer, 1981, 1983, 1987, 1988, 1992;
Curl, 1980; Clapperton y Sudgen, 1982, 1988; Barsch y Mausbacher, 1986; Karlén et al.,
1988; Clapperton, 1990; y Webb, 1990). Estos trabajos han sido orientados principalmente a
la correlación temporal de rasgos geomorfológicos de origen marino (terrazas elevadas) y
glaciarios (morenas), que se hallan en dichas áreas de la península Antártica.
En el ámbito del archipiélago James Ross, los trabajos geomorfológicos continúan
con Bibby (1965), quien describe en detalle algunos niveles de terrazas marinas elevadas.
Sobre la base de los trabajos de este autor y los de Aitkinhead (1965), en la península
Antártica, Nelson (1966) sugiere que el extremo norte de la península Antártica habría
sufrido un ascenso relativo al nivel del mar Plioceno.
Con posterioridad, Malagnino et al. (1978) realizan un estudio geológico de parte
del sector noroccidental de la isla James Ross, donde además describen algunas
características geomorfológicas, mencionando la presencia de geoformas relacionadas al
permafrost, como anillos y listas de piedras. Además, describen geoformas de origen
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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marino en la Bahía Brandy, representadas por dos niveles de terrazas marinas y una
espiga en forma de gancho.
En la isla Seymour se destacan los trabajos de Zinsmeister (1984), quien describe los
niveles de terrazas marinas elevadas y Malagnino et al. (1981), quienes realizan un estudio
geomorfológico completo y de la geología glacial de dicha isla. Además, Corte (1983)
estudia las características geomorfológicas relacionadas con los procesos criogénicos que
tienen lugar en las peculiares condicionen climáticas de esa zona.
Rabassa (1982) realiza un estudio geomorfológico del sector septentrional de la isla
James Ross, donde describe varios cuerpos diamictíticos, drumlins y formas drumlinoides,
estableciendo una correlación de varios depósitos glaciarios descriptos A partir de esta
correlación, y basado en dataciones por el método 14C, propone un estratigrafía glaciaria
para la zona. Posteriormente, Malagnino et al. (1983) discuten algunos aspectos de la
estratigrafía propuesta por Rabassa (op.cit.) cuestionando además la validez de algunos de
los criterios utilizados para la confección de la misma.
Chinn y Dillon (1987) estudian las características morfológicas y estructurales del
Glaciar Whisky, localizado en el norte de la isla James Ross. Estos autores señalan que este
glaciar se caracteriza por presentar una zona proximal integrada por hielo limpio y nevé,
pasando luego abruptamente a una zona de hielo cubierto, una morena con núcleo de
hielo y finalmente un glaciar de roca. Para explicar estas características morfológicas, estos
autores proponen que la abrupta transcición entre las facies de hielo y las de hielo cubierto
ocurre como consecuencia de un cambio en las condiciones de base de este glaciar.
Rabassa (1987) describe formas drumlinoides y drumlins en el sector noroeste de la isla
James Ross, a partir de las cuales concluye que el glaciar que ocupó la bahía Brandy tuvo,
al menos en parte, condiciones de base húmeda.
Los estudios del ambiente periglacial de la región continúan con Fukuda et al.
(1992). Estos autores determinan, mediante estudios geoeléctricos, el espesor del
permafrost en terrazas marinas ubicadas en caleta Larsen, isla Seymour, y caleta Santa
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Marta, isla James Ross. Además, a partir de dataciones 14C de parte del material fosilífero
extraído, calculan una edad máxima para el permafrost de aproximadamente 2900 años,
en la isla Seymour, y 25000 años, en la isla James Ross.
Strelin y Malagnino (1992) describen la geomorfología general de la isla James Ross,
los procesos geomórficos que actúan y analizan la probable evolución paleogeomórfica de
la isla. Considerando la naturaleza geomórfica glaciaria de la isla James Ross, estos autores
identifican dos sectores: uno principal, dominado por la calota del monte Haddington y
uno desvinculado de dicha calota, de glaciación más restringida, situado al noroeste.
Describen también los efectos de la remoción en masa y la criogenia, señalando que son los
procesos dominantes en el sector no englazado de la isla. Dichos procesos se expresan
principalmente como deslizamientos, avalanchas de roca y nieve y caidas de rocas, para el
caso de la remoción en masa, y como glaciares de roca, lóbulos de gelifluxión y suelos
estructurales, para el caso de la criogenia. Según estos autores, la actividad fluvial se
desarrolla en las extensas planicies proglaciares, que tienen su máximo desarrollo al
noroeste de la isla. El régimen de estos es principalmente diurno y su actividad estaría
confinada al corto período estival, entre Noviembre y Marzo, con un climax desde
mediados Diciembre a mediados de Febrero. También describen la actividad del proceso
marino-litoral, destacando el desarrollo de costas bajas, de acumulación, asociadas a
planicies mareales y deltas, y costas abruptas, de erosión, con desarrollo de acantiladados.
Además caracterizan los niveles de terrazas marinas que se encuentran en la isla. Por
último destacan que los procesos lacunar y eólico se hallan también presentes, aunque se
encuentran relegados.
Por último, los aspectos geomorfológicos y dinámicos de los glaciares de roca y
lóbulos de gelifluxión que aparecen en el sector noroccidental de la isla Ross, así como su
relación con las características climáticas del área, han sido discutidos y analizados por
Strelin y Sone (1994, 1998) y Sone y Strelin (1999). Estos autores estudian en detalle la
dinámica de los sistemas geomórficos complejos (glaciar-morena con núcleo de hielo-
glaciar de roca) que se encuentran en el flanco oriental de los riscos Lachman, así como los
megalóbulos de gelifluxión que aparecen en el tope de la meseta Rink.
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El presente capítulo constiuye un resumen de las características geomorfológicas de
los riscos Lachman y áreas adyacentes. Para su desarrollo se ha empleado las
descripciones realizadas por el autor en la zona de estudio, así como la información
aportada por los trabajos previos mencionados. En cuanto a estos, se seguirá la línea de los
estudios de Strelin y Malagnino (1992) y Strelin y Sone (1998) los cuales constiuyen los
referentes principales.
5.2. El proceso glaciario
En el tope de los riscos Lachman, se disponen tres pequeños casquetes glaciarios
(Strelin y Sone, 1998), que en su conjunto alcanzan 3.4 Km2 de superficie (Figura 20). Los
mismos poseen una forma elipsoidal, alcanzándose un máximo espesor, del orden de los
60 metros, en el casquete Sur, de 650 metros de altura s.n.m.
Figura 20: Distribución de áreas abarcadas por los diferentes glaciares de los Riscos Lachman
El flujo del hielo es aproximadamente radial en los tres casquetes, produciéndose
una descarga por avalanchas, sobre el lateral este de los riscos. Esta descarga salva un
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desnivel que alcanza los 250 m, alimentando los glaciares reconstituidos que se encuentran
en la base de los riscos.
Durante el inicio de la campaña, en Enero de 1997, la mayor parte de los casquetes
se hallaba cubierta por una capa de 20 cm de nieve y nevé, que fue desapareciendo
paulatinamente hasta descubrir gran parte del hielo. Sólo algunas nevadas ocasionales
renovaron parcialmente la cobertura nívea pero, durante toda la campaña, no pudo
observarse que esta recuperara su espesor original. Esta marcada ablación se debe a una
conspicua fusión superficial, que se expresa en un aumento notable del caudal de los
cursos fluviales proglaciares.
En el sector centro-oeste de los riscos, existe un área donde la descarga de hielo no
se produce por avalanchas. Aquí, los casquetes Central y Sur dan paso a tres pequeñas
rampas de hielo que confluyen hacia una lengua glaciaria de 2.4 Km de largo y 0.9 Km de
ancho máximo. Esta lengua glaciaria posee una pendiente suave y su parte distal se halla
orlada por dos arcos morénicos. En los niveles más bajos de la zona de ablación de este
glaciar de descarga, bautizado con el nombre de Glaciar Quimey (Figuras 20 y 21), el hielo
se halla cubierto por una delgada capa detrítica. Esta se halla posiblemente originada por
los detritos que emergen de las morenas de cizalla cercanas al frente del glaciar. La
mencionada capa detrítica da lugar, transcicionalmente, a una morena con núcleo de hielo,
la que se encuentra afectada por fenómenos de termokarst. La superficie de este glaciar
alcanza, en su sector más distal, una cota aproximada de 190 metros.
Un total de ocho glaciaretes se desarrollan a los pies de los riscos Lachman. La
acumulación en estos es producida principalmente por avalanchas de nieve y hielo desde
los casquetes, a través de los bordes de los riscos. También es posible que parte de esta
acumulación se deba al aporte de nieve soplada (Strelin y Sone, 1998), como el Glaciar
Muerto (Figura 22).
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Figura 21: Glaciar Quimey y Glaciar Muerto al fondo, Febrero de 1997. Vista al nordeste.
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Figura 22: Glaciar Muerto, Febrero de 1997.
Numerosas geoformas, asociadas al proceso glaciario, aparecen en el área de los
riscos Lachman. Estas son morenas, formas drumlinoides, valles, circos y cols, las que han
sido descriptas en numerosas localidades de la isla James Ross (Rabassa, 1982, 1987; Strelin
y Malagnino, 1992).
Morenas: Frente a los glaciares Lachman Sur y Quimey, se han observado morenas
frontales muy bien definidas. Estas pueden alcanzar alturas considerables, de hasta 50 m
por encima de la planicie proglacial, como en el caso del Glaciar Lachman Sur. En este
glaciar se observa que el frente de hielo y la morena se hallan separados escasos metros,
conformando un paso angosto por donde se encauzan las aguas de fusión glaciaria.
También frente al Glaciar Muerto se halla presente una morena frontal bien definida,
afectada por fenómenos de termokarst y criogenia. Sus partes más distales pasan
transcicionalmente a un glaciar de roca. En los glaciares Quimey y Lachman Sur, han sido
observadas morenas de cizalla, cuyos depósitos se encuentran generalmente adosados a la
parte interna de las morenas de empuje. Estos depósitos suelen integrar conjuntos
subparalelos de crestas, las que individualmente pueden alcanzar algunas decenas de
centímetros de altura sobre el hielo. Estos conjuntos pueden incluso formar verdaderos
lóbulos, indicando el carácter recesivo de estos glaciares.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
75
No se observaron arcos morénicos en los límites de los casquetes que se encuentran
situados en el tope de la meseta. Esto se relaciona directamente con el régimen de tales
glaciares que, en las condiciones climáticas reinantes, presentan su base congelada al
sustrato, con escaso o nulo poder erosivo (Strelin y Malagnino, 1992).
Sedimentos interpretados como till de alojamiento han sido descriptos en el área de
la Bahía Brandy y la Caleta Santa Marta (Rabassa, 1982; Strelin y Malagnino, 1992). Estos
depósitos se hallan genéticamente desvinculados del actual englazamiento del área, y
corresponden a estadíos previos, caracterizados por un mayor desarrollo de los glaciares.
Drumlins: Formas drumlinoides y drumlins han sido reportados en los sectores de
Caleta Santa Marta y Bahía Brandy (Rabassa, 1982, 1987). Durante los trabajos de campo
en el área de los riscos Lachman, han sido observadas formas drumlinoides en el sector
comprendido entre el Cerro Triple y el Glaciar de Roca II. Se trata de pequeñas colinas
aisladas, de forma alargada y achatada.
Valles: En el área de trabajo se encuentran dos amplias cuencas de origen glaciario,
una de ellas es la que se ubica en el sector de la Bahía Brandy y la restante aparece en el
sector de la Caleta Santa Marta. Su origen estaría relacionado con eventos glaciarios
ocurridos durante el Pleistoceno medio a superior (Strelin y Malagnino, 1992). Procesos
posteriores al retiro de los hielos, como remoción en masa, criogenia, nivación y la
actividad fluvial, han modificado su morfología en forma notable.
Circos: Tres pequeños circos han sido observados en la zona, disponiéndose sobre
los bordes elevados de los riscos (ver Apéndice A: Mapa Geomorfológico, página 92).
Estos alcanzan cotas mínimas que van desde unos 450 m.s.n.m., para el que se encuentra
sobre la Pared IX, a unos 300 m.s.n.m., para el que se halla sobre la Pared III. Se
caracterizan por presentar un ancho máximo de 1 Km, y se hallan surcados por cursos
fluviales proglaciares, que nacen en los casquetes aledaños. En su interior se disponen
pequeños nichos de nivación, cercanos a las partes altas, y lóbulos de gelifluxión en las
partes más cercanas al borde del risco. El circo más destacado aparece al oeste del casquete
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Sur, a la altura de la Pared IX. Otros dos circos menores se encuentran en la parte centro-
este y centro-oeste de los riscos. El primero de ellos aparece inmediatamente al norte del
Glaciar Muerto, y el segundo al norte del Glaciar de Roca Chico. Ambos presentan las
mismas características generales que el descripto en la Pared IX.
Cols: Se forman por la coalescencia de circos opuestos, a causa de la erosión
retrocedente en las espaldas de los glaciares. En el sector septentrional del área de estudio
se hallan dos cols: el Paso Malagnino y el Paso Crame. El primero se halla situado a cota
295 metros, separando el sector norte (Paredes XI y XII), del sector principal de los riscos.
El Paso Crame alcanza la cota 200 m y separa los riscos Lachman de los riscos Bibby.
Actualmente, ambos se hallan intensamente afectados por procesos criogénicos y de
remoción en masa, destacándose el desarrollo de suelos estructurales en las superficies
internas y taludes de detritos en la parte distal.
Otros rasgos notables de origen glaciario son los bloques y superficies rocosas
estriadas. Los bloques estriados suelen ser de litología volcánica local ó concreciones
cretácicas aunque, eventualmente, se presentan plutonitas ácidas y metamorfitas
alóctonas. Se hallan ampliamente distribuidos, tanto en morenas como en depósitos
glaciarios más antiguos y aparecen también, como relictos, en las playas y en los niveles
elevados de los riscos, como sucede en el tope de los riscos Lachman. Las superficies
estriadas se desarrollan sobre los afloramientos de rocas, preferentemente volcanitas,
debido a que la falta de induración de las sedimentitas cretácicas no permite el desarrollo
de tales rasgos sobre ellas.
Si bien no constituyen geoformas, es importante destacar manifestaciones de
glacitectonismo sobre sedimentitas cretácicas, en el sector inmediatamente al norte del
Glaciar de Roca Grande. En esta localidad se observan fallas inversas y normales asociadas
a sectores con deformación plástica. Estas estructuras se hallan favorecidas por la
naturaleza friable del sustrato cretácico.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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5.2. Criogenia y remoción en masa
Se trata de dos procesos que actúan en estrecha relación. En los riscos Lachman, los
fenómenos de remoción en masa están representados por deslizamientos, escamaciones,
avalanchas y caídas de rocas. Las geoformas asociadas a procesos criogénicos, son
glaciares de roca, suelos estructurales y lóbulos de gelifluxión. Estos últimos ocurren
debido a la presencia de permafrost el que, en el sector NO de la isla, a cota 60 metros,
presenta una capa activa que alcanza 1.10 metros de espesor máximo durante el mes de
Febrero (Strelin y Malagnino, 1992). Exploraciones geofísicas, realizadas con métodos
geoeléctricos, en las terrazas marinas ascendidas situadas en la Caleta Santa Marta,
revelaron que el espesor máximo del permafrost en dicha localidad alcanzaría los 45
metros (Fukuda et al., 1992). Además, sobre la base de dataciones de fósiles marinos
hallados en la terraza superior (situada entre los 35 y los 32 m), estos autores determinan
que la edad máxima del permafrost sería de 25000 años, indicando una tasa media de
desarrollo del mismo de alrededor de 1.8 x 10-3 m/a.
Las condiciones climáticas prevalecientes en el sector NO de la isla James Ross,
determinan la ocurrencia de más de cien ciclos anuales de congelamiento-
descongelamiento (Sone y Strelin, 1998). Debido a ello una importante cantidad de detritos
son generados por congelifracción en las paredes de los riscos, conformando empinados
taludes cuyas superficies inclinan hasta 40°. La nieve que eventualmente queda retenida
en los espacios intergranulares puede formar hielo intersticial, cementando los
congelifractos, pudiendo dar lugar a glaciares de roca lobados.
Deslizamientos: Los deslizamientos rotacionales son los procesos de remoción en
masa más frecuentes, favorecidos por la disposición estratigráfica estructural de las
sucesiones afectadas. Se trata de bloques desprendidos del cuerpo principal de los riscos, a
partir de incisiones generadas como grietas de alivio, por acción de cuña de hielo. Los
riscos Dominó (Figura 23), situados al este de los riscos Lachman, corresponden a
geoformas de este tipo. Estos constituyen un conjunto de elevaciones de laderas muy
empinadas, separadas del cuerpo principal de los riscos Lachman por un estrecho
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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desfiladero. A sus pies se dispone una espesa capa de detritos aportados por conos de
deyección, dando lugar, en sectores, a pequeños glaciares de roca lobados. Otros
deslizamientos, de menor importancia, se manifiestan en el sector sur y sudeste de los
riscos, donde dos pequeños bloques yacen sobre el Glaciar Lachman Sur y sobre el
glaciarete que alimenta el Glaciar de roca I.
Figura 23: Riscos Dominó. Vista al sudeste.
Escamaciones: Se trata de cuerpos tabulares, que pueden alcanzar varias decenas
de metros de ancho por otras tantas de altura, y un reducido espesor. En general, suelen
asociarse a los laterales de riscos cuyas partes superiores se hallan protegidas por cubiertas
glaciarias. En los riscos Lachman aparecen bloques de este tipo sobre las Paredes I y III.
Avalanchas y caídas de rocas: Se trata de un proceso muy común en todo el ámbito
del archipiélago James Ross, hallándose favorecido por la presencia de las abruptas
paredes de los riscos. Suelen incorporar bloques de hasta varios m3, mayormente de
naturaleza volcánica, los que luego pueden pasar a integrar parte de los glaciares
reconstituidos, que se hallan al pie de los riscos. Estos bloques son desprendidos de los
bordes de las mesetas por acción de la cuña de hielo, cayendo luego por gravedad,
acompañados eventualmente por importantes volúmenes de hielo y/o nieve. En los
depósitos generados por las avalanchas de nieve y rocas, puede tener lugar la posterior
cementación de los bloques, por la transformación de la nieve intersticial en hielo. Este
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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fenómeno puede, en ocasiones, dando lugar a glaciares de roca lobados (Figura 24), al
igual que los que se forman a partir de los taludes ya mencionados (Strelin y Sone, 1998).
Figura 24: Cerro Triple. En la ladera situada bajo el pico más alto pueden verse las avalanchas de roca.En la
parte inferior de la fotografía se aprecia el sector distal del Glaciar de roca II.
Glaciares de Roca: Diversos tipos de glaciares de roca han sido observados durante
el presente estudio en los riscos Lachman, entre ellos se destacan los que se encuentran en
el sector este, los cuales han sido estudiados detalladamente por Strelin y Sone (1994 y
1998).
Glaciares de roca de tipo lenguado, encauzados y parcialmente encauzados,
aparecen en todo el sector oriental de los riscos, como los Glaciares de Roca I, II, III,
Grande y Chico. Estos se hallan asociados, en sus cabeceras a glaciaretes reconstituidos,
los cuales se hallan en franco retroceso (Strelin y Malagnino, 1992). Estos glaciares de roca
se hallan integrados por material aportado por morenas de cizalla y bloques caídos de los
paredones de los riscos. Suelen presentar facies proximales con núcleo de hielo y, en
ocasiones, facies distales de menor desarrollo cementadas por hielo. En todo el
archipiélago James Ross, sobre los glaciares de roca y morenas con núcleo de hielo, se
desarrollan importantes fenómenos de termokarst. Estos conforman una variedad de
formas, desde pequeñas depresiones cónicas hasta hoyos que pueden alcanzar diámetros
de varias decenas de metros.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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Glaciares de roca lobados, o “lobulos de protalus”, aparecen en varios sectores de
los riscos, como las Paredes IV, VII y IX (ver Mapa Geomorfológico, página 92). Como ya
se ha mencionado, estos pueden desarrollarse a partir los detritos provenientes de taludes
o avalanchas de roca y suelen caracterizarse por presentar crestas transversales y ausencia
de hoyos de termokarst.
Lóbulos de gelifluxión: Las planicies desprovistas de hielo, que se ubican en las
partes altas de las mesetas, se caracterizan por ser superficies rocosas subhorizontales,
cubiertas de detritos volcánicos de gran tamaño, producidos por congelifracción y
movilizados por frost-heaving (Strelin y Malagnino, 1992). Estos autores, mencionan que
cuando estas planicies se hallan asociadas a centros de englazamiento locales, es común el
desarrollo de lóbulos de gelifluxión y redes de piedra, y su existencia estaría condicionada
a la capacidad de captación de agua de estas capas detrítica. En la extensa área desprovista
de hielo, que se encuentra en el tope de los riscos Lachman, han sido observados lóbulos
de gelifluxión. Estos presentan, a grandes rasgos, hasta unos 20 metros de largo por unos 5
metros de ancho, con lóbulos frontales que definen reasaltos topográficos de hasta 50 cm.
Geoformas similares, que aparecen en la meseta Rink, han sido descriptas en detalle por
Sone y Strelin (1998).
Suelos estructurales: Los suelos estructurales tapizan buena parte del suave relieve
ubicado en la periferia de los riscos Lachman, desarrollándose también sobre los topes de
los riscos no englazados. Redes de piedra seleccionadas han sido observadas en los
sectores aledaños al Glaciar Quimey, como así también en los circos descriptos en el
apartado anterior. Aquí los anillos de piedra individuales, que conforman la red, alcanzan
diámetros de hasta 2 m. Suelen estar compuestos por material volcánico muy anguloso y
presentan buena selección (Figura 25). En sectores con pendientes suaves, como los que se
encuentran en las cercanías del Cerro Triple, han sido observadas escasas listas de piedra.
En ellas la parte central de listas adyacentes presentan una separación media de 50 cm, y
se componen de materiales volcánicos, en general gruesos y muy angulosos, y
sedimentarios, el cual aporta granulometrías más finas.
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Figura 25: Redes de piedra seleccionadas, tope de los riscos Lachman.
5.3. El proceso marino-litoral
Las costas de la isla James Ross, cuando no presentan cubierta glaciaria o nival, se
hallan afectadas por una activa dinámica costera. Strelin y Malagnino (1992) destacan dos
tipos de costas: 1. costas de erosión, abruptas, caracterizadas por el desarrollo de
acantilados activos; 2. Costas de acumulación, bajas, asociadas a caletas y bahías y
caracterizadas por el desarrollo de playas, espigas, deltas y llanuras intermareales.
En el entorno de los riscos Lachman, el desarrollo de costas de erosión se halla
circunscripto al sector que rodea el Cerro Triple, a la punta Bibby y al cabo Lachman.
También aparecen costas de erosión en el área que se encuentra al este del Glaciar de roca
III y de los Glaciares de roca Grande y Chico, como así también al noroeste del Paso
Malagnino. Acantilados de varias decenas de metros de altura pueden formarse en estos
sectores, tanto sobre sedimentitas cretácicas como en volcanitas. En todos estos casos una
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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angosta faja de playa aparece al pie de los acantilados, la que se halla expuesta solamente
durante la baja marea.
Las costas de acumulación abarcan principalmente la caleta Santa Marta (Figura
27), la bahía Brandy, y los sectores que se ubican al nordeste y noroeste de los riscos. En la
caleta Santa Marta y en la bahía Brandy se observan notables espigas, así como también
geoformas originadas por procesos mixtos marino-fluviales, como playas y deltas. Una
importante planicie intermareal se halla desarrollada en la bahía Brandy, la que se halla
asociada a un delta generado por la desembocadura de varios cursos fluviales.
Figura 26: Caleta Santa Marta, vista al sudeste.
Paleogeoformas de origen marino como terrazas marinas elevadas se encuentran en
numerosos sectores costeros del archipiélago James Ross. En el ámbito de los riscos
Lachman, en el sector situado al norte del Cerro Triple y en la Caleta Santa Marta han sido
observadas terrazas en niveles bajos, escalonadas entre los 0.75 y 4 m, y en niveles altos,
entre 10 y 17 m, alcanzando incluso cotas de hasta 40 metros (Strelin y Malagnino, op. cit.).
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
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5.4. El proceso fluvial
En las cercanías de los riscos Lachman, el proceso fluvial adquiere su mayor
relevancia en el sector de relieve suave que se extiende entre la bahía Brandy y caleta
Santa Marta. Las geoformas más notables observadas, relacionadas con este proceso, son
terrazas aluviales y saltos de agua. Las primeras pueden disponerse en varios niveles y
son más conspicuas en la bahía Brandy que en caleta Santa Marta. Los saltos de agua
ocurren donde afloran niveles concrecionales cretácicos, como en Caleta Santa Marta, pero
son más frecuentes en las zonas proximales de los cursos, cercanas a los riscos, dada la
presencia de afloramientos de volcanitas y/o bloques asentados. Cuando las cabeceras de
los cursos se hallan relacionadas a glaciares de roca ó a las facies de hielo cubierto de los
glaciares de hielo, se producen complejos sistemas de canales y túneles, como en el caso de
los glaciares Quimey y Muerto (Figura 27). La actividad fluvial ha modificado
notablemente los valles glaciarios existentes en la zona, sin embargo estos conservan aún
el perfil en U característico de su origen glaciario. No obstante, existen profundas
quebradas talladas por los cursos fluviales sobre el sustrato sedimentario que se encuentra
cerca de la costa, al noroeste de los riscos.
5.5. Los procesos eólico y lacunar
Se trata de dos procesos secundarios, que se hallan relegados. Sin embargo, se ha
señalado que la acción eólica puede dar lugar a acumulaciones de nieve tanto a barlovento
como a sotavento de obstáculos topográficos, que pueden alcanzar espesores de 50 metros
(Strelin y Malagnino, 1992). Estos autores mencionan que estos cuerpos, denominados
ventisqueros, definen descensos locales de la altura de la línea de nevé.
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Figura 27: Túnel englacial en el glaciar de roca asociado a la morena del Glaciar Muerto.
En los riscos Lachman, se ha observado la acción eólica sobre planicies aluviales,
playas y afloramientos de sedimentitas cretácicas poco consolidadas. En estos sectores, los
intensos vientos acarrean arena dando lugar a la formación de pequeñas dunas. Los
bloques de volcanitas y concreciones cretácicas, cuando se hallan expuestas al accionar de
fuertes vientos, generalmente provenientes del SO, dan lugar a ventifactos (Figura 28).
El cuerpo lacustre más importante hallado en la zona de estudio es la Laguna del
Encuentro, situada al sudeste del Paso Malagnino, con una superficie de 0.2 Km2. Sus
márgenes se encuentran rodeadas de bloques deslizados y cuerpos de hielo cubiertos de
detritos. Presenta casi permanentemente un delgado pack sobre su superficie y recibe,
desde los laterales, un continuo aporte de detritos. Es posible que el origen de este
pequeño lago se halle relacionado a fenómenos de termokarst, probablemente relacionado
a la fusión de cuerpos de hielo muerto. Al respecto es importante destacar la proliferación
de numerosos hoyos de termokarst sobre las fases de hielo cubierto de los glaciares,
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glaciares de roca y morenas con núcleo de hielo. Se producen por fusión de hielo cubierto
o intersticial, la que se ve favorecida cuando las capas detríticas que se encuentran por
encima tienen espesores reducidos y, por lo tanto, la transmisión del calor es más eficaz.
Como ya se ha mencionado, estos pueden alcanzar diámetros de hasta varias decenas de
metros.
Figura 28: Ventifactos en bloques de volcanitas.
Otros cuerpos lagunares suelen ocurrir en las áreas llanas donde el estancamiento
del agua es favorecido por el bajo relieve. Son en general poco profundos, de forma
elipsoidal a subcircular y poco extendidos, aunque algunos alcanzan tamaños notables,
como el que se encuentra al sudeste de la Bahía Brandy.
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6. CONCLUSIONES
Los riscos Lachman constituyen una meseta de origen volcánico que alcanza una
cota máxima de 650 metros, hallándose ubicada en el sector más septentrional de la isla
James Ross, al sur del cabo homónimo. Geológicamente la integra un conjunto de brechas
hialoclásticas e hidroclásticas, lapillitas tobáceas, coladas basálticas, conductos basálticos y
cuerpos intrusivos subvolcánicos, correspondientes al Grupo Volcánico James Ross Island
(Adie, 1957). Estos se disponen en forma discordante sobre las sedimentitas cretácicas de
la Formación Santa Marta y posiblemente la Formación Hidden Lake, intruyéndolas en
parte. Tres cuerpos diamictíticos se intercalan en la sucesión volcánica, uno de los cuales
incluye bloques alóctonos de composición ácida, afines a las litologías aflorantes en la
península Antártica.
Sobre la base de los criterios estratigráficos y de actividad volcánica, propuestos por
Fisher y Schminke (1984), se identificaron siete unidades eruptivas dentro de esta sucesión
volcánica. Dichas unidades fueron integradas temporalmente en tres épocas eruptivas
diferentes. Las asociaciones de facies y los tipos litológicos presentes en la sucesión
volcánica, sugieren un ambiente eruptivo submarino a intraglaciario, similar al modelo de
Tuyas, propuesto por Mathews (1947) y Tablemountains, de Jones (1966).
La cronología absoluta para las volcanitas pudo obtenerse a partir de las edades
radimétricas publicadas por Sykes (1988), de modo que pudieron determinarse dos
localidades en las que dicho autor realizó muestreos y fechados radimétricos, refiriéndolas
a sectores en los que afloran rocas de las unidades eruptivas 1 y 2. Estos fechados
permitieron asignar parte de la actividad del volcanismo del Grupo Volcánico James Ross
Island, en los riscos Lachman, al Plioceno inferior. Así, estas manifestaciones eruptivas,
cuyos productos afloran en los riscos Lachman, habrían tenido lugar durante la Epoca
Eruptiva II, de Strelin et al. (1999).
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A partir de un estudio de la variación del ángulo axial 2V?? en las olivinas presentes
en las volcanitas, se evidenció la posibilidad de que exista un patrón de evolución
magmática definido para cada época eruptiva. Se propuso, entonces, que las épocas
eruptivas definidas estarían probablemente relacionadas con tres pulsos magmáticos
independientes. Sobre la base de estos datos y la información recopilada en el campo,
posteriormente elaborada en gabinete, pudo componerse el siguiente cuadro evolutivo
para el volcanismo en la zona estudiada:
Durante el Plioceno inferior, y sobre un relieve caracterizado por valles sumergidos
y cañones submarinos, labrados sobre sedimentitas del Cretácico superior, se inicia el
volcanismo del Grupo Volcánico James Ross Island, en la zona de los riscos Lachman. Esta
Primer Epoca Eruptiva habría tenido lugar durante el Plioceno inferior, aproximadamente
a los 5.23±0.57 Ma. Los remanentes de este evento eruptivo se restringen únicamente al
cuerpo intrusivo que compone la Unidad Eruptiva 1. Cualquier otro cuerpo litológico o
estructura volcánica, originados durante esta época eruptiva, habrían sido completamente
erosionados. Con posterioridad, alrededor de los 4.93±0.23 Ma y probablemente a causa de
un segundo pulso magmático, se habría iniciado la Segunda Epoca Eruptiva. En un
ambiente glacimarino, caracterizado por una glaciación de magnitud regional,
progradaron lóbulos de brechas hialoclásticas, originados por el brechamiento de las
coladas basálticas que ingresaban al mar. El nivel del mar se habría localizado, como
mínimo a la cota actual de 385 metros. El lóbulo principal se habría encauzado en la
topografía previa, progradando hacia el norte. Dos pequeños lóbulos se ramificaron a
partir de este, progradando respectivamente al este y al oeste del lóbulo principal. Con
posterioridad, y a medida que se desarrollaba una importante estructura volcánica, se
emplazó un espeso conjunto de conductos subvolcánicos. Finalmente se produce la
intrusión de un complejo de cuerpos subvolcánicos lacolíticos, constituyendo la última
manifestación magmática, registrada en la zona, asociada a esta Segunda Epoca Eruptiva.
Una aparente disminución en la actividad volcánica, tal vez acompañada por eventos
erosivos intensos, dio lugar al labrado de una superficie de erosión. Sobre dicha superficie,
y en un probable ambiente caracterizado por la presencia de aguas someras, tuvo lugar el
inicio de un nuevo ciclo eruptivo: la Tercer Epoca Eruptiva. Así, la irrupción de fundidos
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magmáticos en este ambiente dio lugar, a explosiones hidromagmáticas que condujeron a
la formación de un cono tobáceo de unos 190 metros de diámetro. A consecuencia de ello,
se depositó un delgado manto de cenizas y se derramaron importantes volúmenes de
coladas basálticas dermolíticas. Posteriormente, se produjo la intrusión de conductos
basálticos, luego de lo cual medió un lapso de erosión marcada, probablemente
relacionado con un evento glaciario en combinación una menor actividad volcánica. La
actividad volcánica continuó con una nueva etapa de progradación de brechas
hialoclásticas e hidroclásticas. Este evento habría tenido lugar en un ambiente subácueo
somero, y el nivel de dicho cuerpo se habría localizado, como mínimo, a la cota actual de
535 metros. Las coladas basálticas de la Tercer Epoca Eruptiva, cuya fragmentación y
brechamiento produjo estos depósitos, constituyen los últimos remanentes litológicos del
magmatismo en los riscos Lachman. Debido a la falta de fechados radimétricos absolutos,
no fue posible evaluar la magnitud del diacronismo entre la Segunda y la Tercer Epoca
Eruptiva.
Geomorfológicamente, los riscos Lachman se caracterizan por presentar un
pequeño centro de englazamiento coronando la meseta volcánica. Se trata de una serie de
tres pequeños casquetes, que alcanzan una superficie de 3.4 Km2. La descarga se produce
por avalanchas de hielo en el reborde este de los riscos y através de una pequeña lengua
glaciaria en el lateral oeste. A los pies de los riscos se disponen ocho glaciaretes menores
que, transcicionalmente, dan paso a glaciares de roca. Las paredes verticales de esta
meseta volcánica se hallan expuestas a la acción de remoción en masa, dando lugar a
deslizamientos y escamaciones. En las áreas periféricas, se desarrollan extensas planicies,
las que se hallan tapizadas por suelos estructurales. Estas también presentan cursos
fluviales estacionales y cuerpos lacustres someros. Las áreas litorales aledañas se hallan
caracterizadas por costas bajas, de acumulación, y en menor medida por costas abruptas.
En el presente, el proceso glacial se halla perdiendo relevancia frente los procesos
criogénicos, de remoción en masa y fluviales. Estos, junto a las condiciones áridas y
semiáridas prevalecientes, definen el ambiente periglacial característico del sector noroeste
de la isla James Ross.
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7. APENDICE A: Mapas
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8. APENDICE B: Panel de Secciones
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9. APENDICE C: Descripciones petrográficas
9.1. Muestra petrográfica M35: Unidad Eruptiva 1. (Figura I)
En muestra de mano la roca es compacta, de color negro y textura afanítica. La
inspección con lupa de mano revela una textura granosa fina compuesta por cristales de
olivina color verde oscuro, cristales de plagioclasa color gris y escasos cristales de
piroxeno.
Al microscopio la roca presenta una textura intersertal a microporfírica, en sectores
subofítica, compuesta principalmente por olivina, plagioclasa y titanoaugita. La olivina
(Fo88-Fo60) es subhedral y compone el 30% de la roca, en cristales de hasta 1.5 mm de eje
mayor. Suele presentar vértices y aristas algo redondeados, así como fracturas oblícuas al
eje mayor. La plagioclasa es cálcica (An60-An40) se presenta en tablillas de hasta 1.1 mm de
eje mayor, subhedrales, con macla de Carlsbad y escasas fracturas. Integra
aproximadamente el 55% de la roca. La titanoaugita aparece como cristales subhedrales de
hasta 2 mm de eje mayor y anhedrales, de hasta 0.5 mm de diámetro, componiendo un
10% de la roca.
Como minerales accesorios se presentan magnetita y apatito, integrando, en
conjunto, el 5% de la roca. La magnetita aparece como cristales euhedrales de hasta 0.1
mm y sección cuadrada. El apatito aparece como prismas cortos menores que 0.1 mm,
transparentes y distribuidos uniformemente en los espacios intergranulares. En estos
espacios se hallan, también, escasas cantidades de taquilita.
Ocasionalmente aparecen pequeños agregados de ceolitas y carbonatos en
fracturas.
Clasificación: Basalto olivínico.
9.2. Muestra petrográfica M51: Unidad Eruptiva 2. (Figura II)
En muestra de mano la roca es compacta, de color negro y textura afanítica, algo
vesicular. Las vesículas tienen entre 1 y 2 mm de diámetro y presentan, sus paredes
interiores tapizadas de un agregado cristalino muy fino color blanco. El examen con lupa
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de mano revela microfenocristales de olivina color verde, rodeados de tablillas de
plagioclasa.
Figura I: Muestra M35. Nícoles cruzados. Exposición: 0.79 seg.; Objetivo 2.5 X Textura subofítica: crecimiento de plagioclasa en titanoaugita.
Figura II: Muestra M51. Nícoles cruzados. Exposición: 11 seg.; Objetivo: 10 X
Crecimiento de agregados radiales de ceolitas en vesículas.
Al microscopio la roca presenta una textura microporfírica, integrada por
fenocristales de olivina y plagioclasa, inmersos en una mesostasis taquilítica. La olivina
(Fo75-Fo60) se presenta como cristales anhedrales y subhedrales, de hasta 1.5 mm de eje
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mayor, integrando el 20% de la roca. La plagioclasa es cálcica (An70-An50) y aparece como
tablillas de aspecto subhedral y anhedral, fragmentados, con macla de Carlsbad y
componiendo el 55% de la roca. El conjunto aparece inmerso en una mesostasis taquilítica,
que compone el 20% restante de la roca.
En las vesículas se presenta un relleno de ceolitas, tapizando sus paredes internas.
Son agregados cristalinos muy finos, en ejemplares de menos de 0.1 mm, de sección
cuadrada y baja birrefringencia.
Clasificación: Basalto.
9.3. Muestra petrográfica M3: Unidad Eruptiva 2. (Figura III)
En muestra de mano la roca es compacta, en sectores friable, y presenta un color
ocre anaranjado oscuro. Tiene una textura matriz sostén y una selección moderada. La
fracción clástica mayor compone el 20% de la roca y se compone de clastos angulosos y
subangulosos de fragmentos de lavas en almohadillas y basaltos, de hasta 20 cm de eje
mayor. La matriz es psamítica y se halla intensamente palagonitizada.
Al microscopio la matriz aparece como un conjunto caótico de fragmentos
subangulosos de vitroclastos taquilíticos, muy palagonitizados, litoclastos basálticos y
cristaloclastos de olivina. El empaquetamiento es abierto y la porosidad es elevada. Esta
representa un 15% de la roca y los poros, en general, se hallan ocupados por ceolitas y
carbonatos. Los vitroclastos ocupan el 45% de la matriz, y se hallan casi totalmente
palagonitizados. Los litoclastos ocupan el 30% de la fracción clástica menor y se
caracterizan por ser fragmentos de lavas en almohadillas de composición basáltica. En
estos aparecen microfenocristales de olivina y plagioclasa rodeados de una mesostasis
vítrea la cual, en sus bordes, presenta anillos de desvitrificación. Los cristaloclastos ocupan
el 25% restante y son fragmentos de cristales de plagioclasa y olivina, esta última suele
presentar engolfamientos. La
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Figura III: Muestra M3. Nícoles sin cruzar. Exposición: 0.11 seg.; Objetivo: 10 X Fragmentos de brecha hialoclástica.
Figura IV: Muestra M25. Nícoles cruzados. Exposición: 1.12 seg.; Objetivo: 2.5 X
Textura intersertal.
taquilita suele mostrar patrones de interferencia característicos, en general
abigarrados, fundamentalmente en los sectores bandeados o zonados.
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Las ceolitas suelen ocurrir en agregados blanquecinos muy finos con individuos de
hábito cúbico y baja birrefringencia, tapizando las paredes interiores de las vesículas y
poros, mientras que los carbonatos suelen ocupar las partes centrales.
Clasificación: Brecha hialoclástica.
9.4. Muestra petrográfica M25: Unidad Eruptiva 3. (Figura IV)
En muestra de mano la roca es compacta, de color gris rosado claro y textura
microporfírica a microgranosa. Presenta una vesicularidad baja, menor que el 5%,
representada por vesículas de hasta 4 mm de diámetro. Las paredes internas de las
vesículas presentan un tapizado conformado por un agregado cristalino fino color
blanquecino y, ocasionalmente, rellenos carbonáticos de hábito prismático. El examen con
lupa de mano revela la presencia de fenocristales de plagioclasa, en un 50%, como tablillas
de hasta 2 mm de eje mayor. También se presenta olivina, en proporción algo menor,
como cúmulos de cristales de hasta 1 mm color granate oscuro.
Al microscopio la roca presenta una textura intersertal a microporfírica con
microfenocristales de olivina, plagioclasa y titanoaugita. La olivina (Fo83-Fo60) constituye el
25% de la roca, en individuos anhedrales a subhedrales, de hasta 1 mm de eje mayor, muy
fracturadas y con presencia de oxidación (iddingsita). La plagioclasa es cálcica (An75-An50)
y se presenta en ejemplares de hasta 1 mm de eje mayor, con macla polisintética. Compone
aproximadamente el 55% de la roca y presenta una conspicua fracturación y cizallamiento.
La titanoaugita se presenta en cristales anhedrales, de hasta 1 mm de eje mayor, muy
fracturada y compone el 10% de la roca. Todos los fenocristales aparecen frecuentemente
con extinción ondulosa ó en parches.
Como minerales accesorios aparecen magnetita y apatito. La primera aparece en
cristales muy pequeños, de hasta 0.1 mm de lado, y sección cuadrada. El apatito aparece
como cristales de hasta 0.5 mm, frecuentemente incluidos en las plagioclasas y formando
agregados radiales. Ambos minerales conforman un 5% de la roca.
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Figura V: Muestra M1. Nícoles cruzados. Exposición: 2.25 seg.; Objetivo: 10 X Juego de fracturas en plagioclasa.
Figura VI: Muestra M24. Nícoles cruzados. Exposición: 2.25 seg.; Objetivo: 2.5 X
Fenocristales de olivina rodeados de pasta intersertal.
En ciertas vesículas, y en los espacios intergranulares suelen aparecer parches
taquilíticos menores. Carbonatos y agregados microcristalinos de ceolitas son comunes en
fracturas y vesículas.
Clasificación: Basalto olivínico.
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9.5. Muestra petrográfica M1: Unidad Eruptiva 4. (Figura V)
En muestra de mano la roca es compacta, de color gris rosado y textura fanerítica
equigranular. Presenta muy escasas vesículas, las que ocasionalmente presentan un relleno
interno de composición carbonática. También suelen presentar bordes internos tapizados
de un agregado blanquecino muy fino. El examen con lupa de mano revela la presencia de
plagioclasa color gris claro, en tablillas de hasta 3 mm de largo. También aparece olivina,
en cristales subhedrales, de hasta 3 mm de largo, color granate, uniformemente
distribuidos y, a veces, como cúmulos.
Al microscopio la roca presenta una textura intersertal a intergranular, compuesta
por cristales de olivina, plagioclasa cálcica y titanoaugita. La olivina (Fo85-Fo65) constituye
el 25% de la roca y se aprecian dos generaciones. La primera está integrada por ejemplares
euhedrales a subhedrales, de hasta 4 mm de eje mayor, usualmente fracturados y
formando cúmulos de varios individuos. La segunda generación corresponde a cristales
menores, de hasta 0.8 mm de eje mayor, generalmente subhedrales que aparecen en la
pasta intersertal. La plagioclasa (An60-An40) constituye el 55% de la roca y se presenta en
individuos maclados, con macla polisintética y muy fracturados. Presentan extinción
ondulosa ó en parches. La titanoaugita se presenta en cristales anhedrales, sumamente
deformados, de hasta 0.5 mm y conformando el 5% de la roca.
Los minerales accesorios que aparecen son: magnetita y apatito. Estos, junto con los
parches taquilíticos intergranulares, constituyen el 15% de la roca. La magnetita aparece en
cristales de sección cuadrada, de hasta 0.1 mm de lado. El apatito es escaso y se lo
encuentra en los intersticios intergranulares.
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Figura VII: Muestra M42. Nícoles sin cruzar. Exposición: 0.8 seg.; Objetivo 2.5 X Triza volcánica y líticos volcánicos en matriz psamítica fina.
Figura VIII: Muestra M49. Nícoles sin cruzar. Exposición: 0.2 seg.; Objetivo: 10 X
Cristales de apatito (en el centro de la foto) en espacios intergranulares.
Como minerales secundarios se encuentran ceolitas y carbonatos, en las vesículas,
ocupando las primeras las paredes internas, y los carbonatos el centro de las cavidades.
Clasificación: Basalto olivínico.
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9.6. Muestra petrográfica M24: Unidad Eruptiva 5. (Figura VI)
En muestra de mano la roca es compacta, de color gris claro y textura porfírica. El
examen con lupa de mano revela la presencia de fenocristales de olivina, de hasta 1.5 mm
de eje mayor, inmersos en una pasta de color pardo oscuro.
Al microscopio la roca presenta una textura porfírica, destacándose fenocristales de
olivina (Fo75-Fo60) inmersos en una pasta traquítica de plagioclasa. La olivina integra el
10% de la roca como fenocristales euhedrales y subhedrales de hasta 1.5 mm de eje mayor.
Estos se hallan algo alterados a iddingsita.
La pasta se compone de plagioclasa, en un 55%; olivina, en un 30%, y accesorios en
un 15%. La olivina que se encuentra en la pasta aparece como cristales pequeños, de hasta
0.1 mm, algo alterados. La plagioclasa aparece como tablillas de hasta 0.3 mm de largo,
con macla polisintética y escasos ejemplares zonados. Los minerales accesorios son
magnetita y apatito, y constituyen, en conjunto el 10% de la pasta. La magnetita aparece
como cristales máficos de sección cuadrada de hasta 0.1 mm. El apatito aparece como
cristales prismáticos del mismo tamaño. El resto de la roca está integrado por una pasta
vítrea de composición taquilítica.
Como minerales secundarios aparecen carbonatos y ceolitas, principalmente en
vesículas.
Clasificación: Basalto.
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Figura IX: Muestra M43. Nícoles cruzados. Exposición: 2.83 seg.; Objetivo: 2.5 X Fenocristales de olivina en pasta fluidal.
Figura X: Muestra M19. Nícoles sin cruzar. Exposición: 0.15 seg.; Objetivo: 2.5 X
Fragmentos de brecha hialoclástica.
9.7. Muestra petrográfica M42: Unidad Eruptiva 5. (Figura VII)
En muestra de mano la roca es compacta, de color ocre rojizo opaco y textura matriz
sostén. Se compone en un 50% por fragmentos líticos volcánicos, en su mayor parte
pumíceos, de hasta 5 cm de eje mayor. La matriz es tobácea, bien seleccionada y le otorga
el color a la roca.
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Al microscopio la matriz se compone de litoclastos, en un 40%; vitroclastos, en un
50%, y cristaloclastos, en un 10%. Los litoclastos corresponden a fragmentos angulosos y
subangulosos, en general pumíceos, de basaltos, de similar composición mineralógica y
textural a los que integran las coladas de la unidad eruptiva del epígrafe. Los vitroclastos
son fragmentos muy angulosos de paredes de burbujas, trizas, completamente
desvitrificados y oxidados. Los cristaloclastos representan el 10% de la matriz y se
componen de cristales y fragmentos de cristales de olivina, plagioclasa y magnetita.
En los espacios intergranulares y poros es común encontrar rellenos de ceolitas, en
agregados cristalinos aciculares, y carbonatos.
Clasificación: Toba lapillítica.
9.8. Muestra petrográfica M49: Unidad eruptiva 6. (Figura VIII)
En muestra de mano la roca es compacta, de color gris oscuro y textura
microporfírica. El examen con lupa de mano revela una textura granosa fina con cristales
de olivina color verde claro, de hasta 5 mm de eje mayor, y plagioclasa color gris claro en
tablillas de hasta 3 mm de largo. Escasas vesículas de hasta 2 mm de diámetro se dispersan
uniformemente en el volumen de la roca.
Al microscopio, la roca presenta una textura intersertal a microporfírica. La olivina
(Fo85-Fo60) constituye el 30% de la roca, en cristales subhedrales, de hasta 4.5 mm de eje
mayor, a veces formando cúmulos de varios individuos. En ocasiones, dentro de estos
cristales de olivina, se han observado inclusiones de magnetita. La plagioclasa es cálcica
(An60-An45) y conforma el 55% de la roca. Se presenta en ejemplares prismáticos de hasta 2
mm de eje mayor, con macla polisintética y de Carlsbad. Ocasionalmente, han sido
observados algunos ejemplares, algo mayores que la media, con extinción ondulosa y
maclado complejo. Tanto las plagioclasas como la
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Figura XI: Muestra M45. Nícoles sin cruzar. Exposición: 0.22 seg.; Objetivo: 2.5 X Fragmentos de brecha piroclástica.
Figura XII: Muestra M41. Nícoles cruzados. Exposición: 7.13 seg.; Objetivo: 10 X
Clastos de olivina, líticos volcánicos y cuarzo en diamictita.
olivina presentan sus ejemplares intensamente fracturados y cizallados. La roca
también presenta titanoaugita, en un 5%, en cristales pequeños y deformados.
Los minerales accesorios son magnetita y apatito, conformando el 5% de la roca. La
magnetita aparece en cristales de hábito cúbico, de hasta 0.1 mm de lado. El apatito es
escaso y aparece como muy pequeños cristalitos intersticiales. Parches taquilíticos
aparecen rellenando intersticios intergranulares, conformando el 5% restante de la roca.
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Minerales secundarios como ceolitas y carbonatos son comunes en las escasas
vesículas así como en fracturas.
Clasificación: Basalto olivínico.
9.9. Muestra petrográfica M43: Unidad Eruptiva 7. (Figura IX)
En muestra de mano la roca es compacta, de color negro y textura afanítica, con
escasas vesículas pequeñas. La inspección con lupa de mano revela una textura
microporfírica, con fenocristales de olivina color verde y plagioclasa gris.
Al microscopio la roca presenta una textura microporfírica, con microfenocristales
de olivina (Fo88-Fo65), en una pasta fluidal de microlitos de plagioclasa y olivina inmersos
en un mesostasis vítrea. Los fenocristales de olivina aparecen como ejemplares
subhedrales, de hasta 3 mm de eje mayor, algo fracturados y componen el 5% de la roca.
Aparecen también en la pasta, constituyendo un 25% de la misma, en microlitos
anhedrales, no mayores de 0.5 mm de eje mayor. Ocasionalmente la olivina aparece
alterada a iddingsita. La plagioclasa constituye el 50% de la pasta y aparece como
microlitos anhedrales, corroídos y usualmente maclados.
Titanoaugita y apatito aparecen como minerales accesorios en la pasta. Ambos son
muy escasos y ocurren como microlitos nunca mayores de 0.3 mm. En conjunto integran el
5% de la pasta. El resto de la pasta se compone de una mesostasis vítrea de color oscuro.
La mineralización secundaria es escasa y está representada por ceolitas y
carbonatos, en fracturas y vesículas.
Clasificación: Basalto.
9.10. Muestra petrográfica M19: Unidad Eruptiva 7. (Figura X)
En muestra de mano la roca presenta una textura brechosa y color ocre anaranjado
claro. Es compacta y presenta una pobre selección. Se compone de clastos angulosos y
subangulosos de lavas en almohadillas y fragmentos de las mismas, con ocasionales
clastos de basalto, de hasta 50 cm de eje mayor. La matriz se compone de granos
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psamíticos, de similar litología que los fragmentos mayores, pero intensamente
palagonitizados. En los poros y vesículas es frecuente observar relleno de ceolitas y
carbonatos.
Al microscopio la matriz presenta una fábrica caótica, donde se observan litoclastos
de litología volcánica, en un 30%; vitroclastos, en un 60%, y cristaloclastos, en un 10%. Los
litoclastos son basálticos, compuestos por olivina, plagioclasa cálcica y taquilita.
Usualmente presentan anillos concéntricos debidos a la desvitrificación. Los vitroclastos
son de composición básica, taquilíticos, con bordes subangulosos, y también presentan
bordes de ó zonas de desvitrificación. Los cristaloclastos son de olivina y plagioclasa y
presentan, en ocasiones, notable fracturación.
La mineralización secundaria está representada por rellenos de ceolitas y calcita.
Clasificación: Brecha hialoclástica.
9.11. Muestra petrográfica M45: Unidad eruptiva 7. (Figura XI)
En muestra de mano la roca presenta textura brechosa y pobre selección. El color es
pardo amarillento oscuro y es algo friable. Se compone de fragmentos de lavas en
almohadillas y basalto de hasta 12 cm de eje mayor, en general muy angulosos, y de color
oscuro. La matriz es arenosa fina, algo friable, y le confiere el color a la roca.
Al microscopio, la roca presenta una matriz caótica compuesta por vitroclastos
angulosos, en un 60%, de fragmentos de paredes de burbujas, con desvitrificación
incipiente. También aparecen litoclastos basálticos, en un 40%, muy angulosos y algo
desvitrificados.
La mineralización secundaria se compone de ceolitas y calcita, en poros y vesículas.
Clasificación: Brecha hidroclástica.
9.12. Muestra petrográfica M41: (Figura XII)
En muestra de mano, la roca presenta una textura clástica matriz sostén, algo friable
y color ocre anaranjado. La fracción clástica mayor se compone de bloques basálticos y,
ocasionalmente, plutonitas ácidas de hasta 90 cm de eje mayor. La matriz es psamo-
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
111
pelítica y mal seleccionada y presenta una fábrica caótica aunque, en sectores, aparecen
niveles laminados, caracterizados por una mayor participación pelítica. Esta matriz se
halla intensamente palagonitizada.
Al microscopio, la matriz presenta una textura caótica. El tamaño de esta fracción
granulométrica es pelítica gruesa, a veces arenosa. El 90% de los clastos de la matriz
corresponden a litoclastos y vitroclastos de origen volcánico, mientras que el 10% restante
corresponde a litoclastos de origen sedimentario y cristaloclastos ácidos. Entre estos es
notable la presencia de cuarzo.
Ocasionalmente aparecen algunas ceolitas como mineral secundario.
Clasificación: Diamictita.
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112
10. AGRADECIMIENTOS
A mi querida familia: mi hijo Quimey, mi novia Marina, mis padres Norberto y
María Cristina y mis hermanos Paula, Cintia y Pablo, por su amor, paciencia y apoyo
incondicional durante mi carrera.
A mis compañeros de la Campaña Antártica de Verano 1996-1997: Dr. Toshio Sone
y Sres. Martin Ebel, Juan Quiroga y Yoshinori Iizuka.
Al Instituto Antártico Argentino, en la persona de su Director, el Dr. Carlos Alberto
Rinaldi, por haber permitido mi viaje y hacer posible este trabajo.
A la Dra. Andrea Concheyro y sus compañeros de campaña, por su hospitalidad y
buena predisposición en su campamento del Paso Crame, en Febrero de 1997.
Al personal de la Dirección Nacional del Antártico en la Base Vicecomodoro
Marambio.
A la Fuerza Aérea Argentina, en especial a los pilotos de Hércules C-130, a la
XXVIII dotación de la Base Vicecomodoro Marambio y a los pilotos y mecánicos del
escuadrón de helicópteros Bell 212.
Al Dr. Eduardo B. Olivero, Director del Centro Austral de Investigaciones
Científicas, por su buena predisposición y hospitalidad durante mi estadía en dicho
instituto.
A la Dra. Diana Mutti por sus oportunos consejos, su gentil y desinteresada
colaboración y por haber puesto a mi disposición sus conocimientos y su valiosa
experiencia.
AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO JAMES ROSS ISLAND EN LOS RISCOS LACHMAN, ISLA JAMES ROSS ANTARTIDA DE ANGELIS, 1999
113
A mis queridos compañeros Amancay Martínez, Angel Jara, Carolina Brea,
Facundo Fuentes, Pablo Juárez y Tomás Benedit, por su amistad sincera y su colaboración.
En especial a la Lic. Amancay Martínez quien desinteresadamente puso a mi disposición
sus conocimientos de petrografía y mineralogía.
A la Lic. Silvia Lagorio y a la Lic. Teresita Montenegro, por su buena predisposición
y gentileza durante mi trabajo con la platina universal.
A la Lic. Sonia Quenardalle, por su buena disposición y gentileza durante las
sesiones de fotografía de cortes delgados.
Al Lic. Francisco A. Medina, al Ing. Pedro Skvarca, al Dr. Sergio Marenssi, al Lic.
Sergio Santillana, al Lic. Guillermo Re, al Lic. Andrés Folguera y al Lic. Pablo Leal quienes
siempre pusieron a mi disposición sus conocimientos y experiencia.
A mis amigos Fernando Pagliano, Mauro Firmati y Norberto Moreno.
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