AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO ISLA JAMES … · reconocimiento de las geoformas que aparecen en el área. 2.2. Generalidades 2.2.1. Ubicación y vías de acceso La isla James

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

2

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



3






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


8

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


10

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).


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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


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


22

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


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.


24

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


25

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


26

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.


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).


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.


29


30

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


31

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


32

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.


33

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


34

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


35

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


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


37

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.


38

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.


39

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


40

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


41

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,


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


43

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).


44

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


45

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


46

Figura 11: Riscos Lachman: Estratigrafía volcánica local.


47

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.


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.


48

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


49

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.


50

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.


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.


51

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.



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.



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


52

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.


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.


53

Figura 14: Pared I: La flecha señala los conductos lávicos de la Unidad Eruptiva 6.


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.


54

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


55

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


56

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.


57

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.


58

Figura 18: Distribución de las observaciones en las unidades eruptivas definidas en los riscos Lachman


59


60

Figura 19: Esquema evolutivo propuesto para el volcanismo en los riscos Lachman


61

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


62

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),


63

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


64

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


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.


66

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.


67

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.


68

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


69

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


70

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.


71

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


72

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).


73

Figura 21: Glaciar Quimey y Glaciar Muerto al fondo, Febrero de 1997. Vista al nordeste.


74

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.


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


76

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.


77

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


78

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


79

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.


80

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.


81

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


82

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.).


83

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.


84

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,


85

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.


86

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).


87

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


88

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.


89

7. APENDICE A: Mapas


90


91


92


93


94


95


96

8. APENDICE B: Panel de Secciones


97

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


98

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


99

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


100

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.


101

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.


102

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.



103

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.


104

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.



105

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.



106

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.


107

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


108

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.


109

Minerales secundarios como ceolitas y carbonatos son comunes en las escasas

vesículas así como en fracturas.


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.


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


110

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-


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.


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.


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.


114

11. REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

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AMBIENTE ERUPTIVO DEL GRUPO VOLCANICO ISLA JAMES … · reconocimiento de las geoformas que aparecen en el área. 2.2. Generalidades 2.2.1. Ubicación y vías de acceso La isla James