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UNIVER SIDAD DE CONCEPCIÓN
DEPARTAMENTO DE CIENCIAS DE LA TIERRA
10° CONGRESO GEOLÓGICO CHILENO 2003
FLORA MESOZOICA EN LOS DEPÓSITOS MORRÉNICOS DE CABO
SHIRREFF, ISLA LIVINGSTON, SHETLAND DEL SUR, PENÍNSULA
ANTÁRTICA.
M. Leppe1, F. Fernandoy2, S. Palma-Heldt2 y P. Moisan1
1
Departamento de Botánica, Facultad de Ciencias Naturales y Oceanográficas, Universidad de Concepción,
Casilla 160-C. Correo electrónico: [email protected]; [email protected]
2
Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C. Correo electrónico:
[email protected]
RESUMEN
Se informan los hallazgos de flora fósil del Cabo Shirreff (62°28’S-60°47’W), que corresponden
a restos fragmentarios de frondas y hojas en rocas pertenecientes a depósitos morrénicos frontales
y laterales modernos pertenecientes al Glaciar Aranda. Los taxa más importantes se pueden
separar en dos grupos de edades distintas: uno asignado al Cárnico-Lias (Triásico SuperiorJurásico Inferior) dominado por Cladophlebis oblonga Halle, Cladophlebis antarctica Nathorst,
Taeniopteris Brongniart, Goeppertella neuqueniana Herbst, Coniopteris cf. hymenophylloides
Brongniart, Sphenopteris metzgerioides Harris y Sphenopteris anderssonii Halle; y otro asignado
al Cretácico inferior dominado y por coníferas de la familia Araucariaceae y Ptilophyllum
acutifolium Morris. Los dos grupos florísticos casi no comparten elementos comunes entre uno y
otro y se diferencian también en dos litologías claramente reconocibles. La primera es una
litarenita y el segundo es una toba vítrea. Existe una correlación de edades de estos eventos
depositacionales con eventos tectónicos del arco magmático de las Shetland del Sur, exhibiendo
además evidentes afinidades con otros afloramientos fosilíferos de la Península Antártica.
INTRODUCCIÓN
En Antártica, la historia de la vegetación mesozoica se debe comprender en dos contextos
distintos: La Península Antártica y el resto del continente antártico. Se ha reconocido que la flora
triásica de la Antártica, es más pobre que la de sus pares gondwánicos (Retallack and Dilcher
1988; Perovich and Taylor 1989; Meyer-Berthaud and Taylor 1991). Sin embargo, con la
información existente se ha podido inferir que la flora que existió en Antártica estaba dominada
por elementos comúnmente hallados en otros afloramientos de Sudamérica (Perovich and Taylor
1989; Harrison et al. 1979). Durante el Jurásico el cambio paleoflorístico es poco marcado;
muchos de los géneros presentes en el Triásico (con la evidente excepción de Dicroidium)
subsisten, reconociéndose que las diferencias se dan mayormente en términos específicos
(Archangelsky 1970). Es a lo largo del Jurásico que las coníferas afianzan su dominancia de los
bosques gondwánicos, a través de la presencia de géneros importantes como Palyssia,
Araucarites, Cheirolepidium y morfogéneros como Brachyphyllum, Pagiophyllum y Elatides; las
Ginkgoales siguen presentes con Baiera y Ginkgoites; las Bennettitales afianzan su presencia con
Williamsonia y Otozamites; Cycadales y Caytoniales continúan siendo importantes; las filicales
Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.
siguen teniendo una buena representación con géneros como Coniopteris y Klukia, pero también
a través de las familias Osmundaceae y Dipteraceae; sin embargo definitivamente comienza a
decrecer el apogeo triásico de las Pteridospermales (Archangelsky 1970; Torres 1985).
Las extinciones durante el Jurásico son de menor envergadura que las ocurridas en el resto del
Mesozoico (Hallam & Wignall 1997). Se reconocen dos eventos, uno a fines del Pliensbachiano
y otro en el Titoniano (Sepkoski and Raup 1986), pero fundamentalmente reflejado en taxa
marinos (principalmente ammonites). Sin embargo, para el caso de la Antártica y Sudamérica se
ha logrado identificar tres (y hasta cuatro) metasecuencias para el período (Cantrill 2000).
Inicialmente existe registro de el desarrollo de unas cuencas en synrift, con terraplenes no
marinos (Triásico Superior-Jurásico Inferior), que fueron cubiertos por amplios depósitos silíceos
volcánicos durante la fase extensional asociada con la fragmentación del Gondwana, entre el
Jurásico Medio al Superior (evidencias existen en la Fm. Chonaike en Sudamérica y en el Grupo
Volcánico de la Península Antártica) (Hathway 2000). La transición synrift-postrift de areniscas
marinas poco profundas (Kimmeridgiano-Titoniano Inferior) subyace a una extensa secuencia
transgresiva postrift. Esta interpretación se encuentra fuertemente apoyada por nueva evidencia
geocronológica del vulcanismo silíceo del Jurásico Medio en la Península Antártica (Riley &
Leat 1999). A causa de su gran diversidad y temprano descubrimiento y descripción (Halle
1913), la flora mesozoica de Hope Bay, al norte de la Tierra de Graham (Península Antártica), ha
servido como referencia para estudios florísticos y bioestratigráficos en otras floras mesozoicas
del Gondwana. Aunque Halle (1913) haya asignado una edad de Jurásico Medio a esta flora,
trabajos subsecuentes la han datado como Jurásico Inferior (Orlando 1971), Jurásico Medio (Rao
1953), hasta Jurásico Superior o Cretácico Inferior (Stipanicic y Bonetti 1970; Archangelsky y
Baldoni 1972). Estas últimas edades (Jurásico Superior o Cretácico Inferior) han sido adoptadas
con mayor éxito en los últimos trabajos, de acuerdo a las interpretaciones de la historia geológica
de la región (Del Valle y Fourcade 1986; MacDonald et al. 1988). Es pertinente destacar que las
más recientes investigaciones (Cantrill 2000) sitúan a Tower Peak, Botany Bay, Hope Bay, Isla
Joinville e Isla Powell (de sur a norte en la Península Antártica) entre el Hettangiano y comienzos
del Bajociano, correlacionándolos con la Fm. Roca Blanca, Osto Arenas (Stipanicic y Bonetti
1970) y la Cuenca Jurásica Neuquina (Vergani et al. 1995).
El Cretácico es quizás el período más estudiado, pero a la vez más confuso en lo que se refiere a
bioestratigrafía antártica, no siendo infrecuentes los errores en determinaciones paleoflorísticas
(Rees and Smellie 1989). Paleobotánicamente el Cretácico puede dividirse en dos etapas: una
primera caracterizada por presentar un alto nivel de homologías en su composición con el
Jurásico; y una segunda etapa superior caracterizada por la masiva dominancia de Angiospermas,
comunidades vegetales que han de predominar, casi sin sobresaltos, hasta nuestros días
(Archangelsky 1970). En el Cretácico Superior declinan o desaparecen numerosos taxa de
Gimnospermas, desaparecen definitivamente las Pteridospermas, Caytoniales y Bennettitales.
Merman notablemente Cyacdales y Ginkgoales. En el Cretácico antártico se presentan notables
afloramientos fosilíferos, destacando la Península Byers en la Isla Livingstone para el Cretácico
Inferior, los afloramientos de Williams Point en la misma isla para el Cretácico Superior, donde
se ha descrito abundante material xilológico y de improntas vegetales, principalmente
dicotiledóneas (Lemoigne & Torres 1988; Torres & Lemoigne 1989; Rees & Smellie 1989;
Phillippe et al. 1993). Asimismo destacan Isla Snow (President Head) (Torres et al. 1997) e Isla
Alexander en las Shetland del Sur. Sin embargo un punto importante lo representa el área de Isla
James Ross, con una extensa secuencia sedimentaria del Jurásico Superior (Kimmeridgiano) al
Eoceno Superior. Esta secuencia comprende también el más importante afloramiento del límite
Cretácico-Terciario de la Antártica (Pirrie et al. 1992, Pirrie et al. 1997). Afloramientos del
mismo período se encuentran en las vecinas Islas Seymour, Snow Hill y Cockburn (Pirrie et al.
1997).
MARCO GEOLÓGICO
La Isla Livingston como el resto del archipiélago de las Shetlands del sur tienen su origen en un
arco volcánico desarrollado desde el Jurásico Superior en un ambiente geotectónico de arco de
isla, producto de la subducción de la placa Phoenix bajo la microplaca de las Shetlands (Oteiza et
al., 2000). Secuencias de origen sedimentario se han descrito en distintas áreas de la Isla
Livingston siendo las secuencias más antiguas reportadas las de la formación Miers Bluff cuya
edad no es del todo clara pero se estima una edad de depositación Paleozoica SuperiorMesozoico Inferior. Sin embargo la mayor parte de las secuencias expuestas en la isla Livingston
corresponden a unidades volcánicas y volcanoclásticas. Estratos de esta unidad aflorante en
Península Byers indican que en forma posterior a las depositaciones sedimentarías marinas del
Jurásico Superior ocurre una amplia distribución del volcanismo durante el Cretácico (Smellie et
al., 1995). Además numerosas unidades plutónicas ,asociadas al desarrollo del arco magmático,
intruyen las distintas unidades en emplazamientos de diferentes edades. En el cuaternario se
produce un quiebre en el tipo del volcanismo, pasando desde un tipo calcoalcalino a uno de
características alcalinas y toleíticas (Smellie, 1990 en Smellie et al., 1995). Este cambio se
debería a procesos extensivos corticales ligados a las características geo-tectónicas cuaternarias,
actualmente el archipiélago se ubicaría entre la zona de subducción y una cuenca de tras arco
(González-casado et al., 1999).
PETROGRAFIA Y DESCRIPCIÓN DE MUESTRAS MORRÉNICAS
Las muestras recolectadas durante la expedición antártica del año 2002 corresponden a depósitos
morrénicos laterales arrastrados por el glaciar Aranda en Isla Livingston. Las litologías
estudiadas corresponden principalmente a areniscas finas (Litarenita volcánica) de edad Triásico–
Jurásico y rocas piroclásticas del tipo Toba vítrea de edad Cretácico inferior (Aptiano–Albiano).
Los tipos litológicos hallados en la morrena lateral del Glaciar Aranda de Cabo Shirreff, Isla
Livingston se pasan a continuación a describir:
Litología 1: Litarenita (Arenita volcánica)
Roca de selección moderada a pobre de fabrica granosoportada. Los clastos se presentan en
forma angular a subangular con baja esfericidad (prismoidal), presenta una matriz arcillosa de
color pardo oscura y además se observan dos clases de cemento: carbonático (Esparítico, entre 1
y 3% de la muestra) y siliceo (5 a 8%). En cuanto a los clastos se encuentran cristales o
fragmentos de cristales (15% con respecto a los clastos) de plagioclasa y clinopiroxenos y
fragmentos Líticos (85% con respecto a los clastos), se trata de fragmentos volcánicos que
presentan textura amigdaloidal rellenas por minerales como ceolitas y clorita que reflejarían un
metamorfismo retrógrado de los fragmentos, estos tienen composición andesítica a andesítica
basáltica con una masa fundamental oscura.
Los clastos se presentan desde tamaño de 0,05 m.m. o inferior en algunos casos hasta un máximo
de 1,8 m.m.(fragmentos líticos) con una moda de aproximadamente de 0,1 m.m.
De acuerdo a expuesto anteriormente y las abundancias relativas se puede establecer que la roca
presenta inmadurez tanto textural como mineralógica.
Litología 2: Toba vítrea:
La fracción vítrea está compuesta de esquirlas de vidrio volcánico sin deformación y fragmentos
desvitrificados (esferulitas), las esquirlas se encuentran en forma dominante en toda la muestra.
Los fragmentos líticos los componen trozos de pómez, algunos de estos muestran leve
deformación tipo “fiamme”. Los fragmentos de cristal corresponden a pequeños fragmentos (0,1
– 0,5 m.m.) de cuarzo, plagioclasa y probablemente piroxenos de muy pequeño tamaño. Se
observa cemento carbonático que se encuentra rellenando espacios vacíos y en sectores
reemplazando los fragmentos vítreos, este mineral se encuentra siempre en pequeñas
agrupaciones de forma circular con diámetros de aproximadamente 2 m.m. Se presenta materia
orgánica que se observa como franjas sinuosas de color pardo oscuro semi-opaco, probablemente
corresponde a restos vegetales como los observados en forma mesoscopica (muestra de mano).
Las especies halladas en estos tipos litológicos se señalan en la siguiente tabla:
Cladophlebis oblonga Halle
Cladophlebis antarctica Halle
Goeppertella neuqueniana Herbst
Fam. Dipteridaceae
Fam. Dicksoniaceae Coniopteris hymenophylloides Brongniart
Fam. Gleicheniaceae Gleichenites san-martinii Halle
Sphenopteris metzgerioides Harris
INCERTAE SEDIS
Sphenopteris nordenskjöeldii Halle
Sphenopteris anderssonii Halle
Pachypteris crassa Townrow
Taeniopteris Brongniart
Ptilophyllum acutifolium Morris
Fam. Podocarpaceae Elatocladus heterophylla Halle
Elatocladus confertus Halle
Podozamites cf. binatus Cantrill y Falcon-Lang
Fam. Cheirolepidaceae Pagiophyllum Heer
Fam. Osmundaceae
Las 15 especies de improntas halladas (en 255 muestras) reflejan parte de la diversidad
paleobotánica de la Isla Livingston, diversidad que se manifiesta también en troncos fósiles y
palinomorfos (que los autores se encuentran preparando e identificando). Los taxa hallados se
pueden agrupar en dos grupos principales con dos rangos estratigráficos distintos. Asociados con
la litología 1 se encuentran los taxa: Cladophlebis antarctica, C. oblonga, Goeppertella
neuqueniana, Coniopteris hymenophylloides, Gleichenites san-martinii, Sphenopteris
nordenskjöeldii, S. anderssonii, Taeniopteris, Elatocladus heterophylla y Elatocladus confertus.
Por otro lado la composición paleofloríatica de la litología 2 es: Sphenopteris metzgerioides,
Pachypteris crassa, Ptilophyllum acutifolium, Podozamites binatus y Pagiophyllum sp.
DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES
Las rocas correspondientes a litología 2 que a pesar de ser predominantemente de tipo
piroclástica contiene elementos de ambiente sedimentario como cemento carbonático de origen
sin-depositacional o más probablemente post-depositacional ya que se reemplazan a elementos
vítreos, lo que revela la influencia de un ambiente depositacional con presencia de un cuerpo
acuoso. Estas rocas pueden ser relacionadas con rocas pertenecientes a la formación Cerro Negro
(Hathway, 1997 en Hathway et al. 1999) de Península Byers; la cual está compuesta en su parte
basal por depósitos piroclásticos silícicos datados de edad Aptiano inferior con importantes
contenidos de macroflora bien preservada. El origen de estas secuencias piroclásticas estaría en el
arco volcánico Mesozoico imperante en las Shetland del Sur (Hathway, B. y S. Lomas. 1998).
La edad entregada por las dataciones radiométricas (Hathway et al., 1999) para estas rocas
coincidiría con la datación arrojada por el análisis de la paleoflora del presente trabajo. En
consecuencia debido a la coincidencia tanto de la edad y litología (y su ambiente geotectónico) se
puede postular como una posible fuente, al menos de parte de los depósitos morrénicos, la
erosión glacial de rocas pertenecientes a la formación Cerro Negro de Península Byers. La fuente
de la litología 1 (Arenisca fina) no se ha logrado establecer claramente, ya que rocas de similares
características tanto en edad como en litología no se han descrito hasta el momento.
Las características de los componentes de la roca sugieren un escaso transporte de los fragmentos
(angularidad), los cuales fueron depositados en un ambiente de baja energía lo que se puede
deducir a partir de la composición de la fase ligante (inmadurez textural). Posiblemente este
ambiente corresponde a un ambiente continental (lacustre), ya que en esta roca además fueron
encontrados numerosos restos vegetales fósiles. También se puede decir que la fuente de los
sedimentos no está muy alejada del centro depositacional (inmadurez composicional y
angularidad), por lo que el paleoambiente que habitaban los vegetales lo podemos clasificar como
predominantemente volcánico debido a que no se encontraron otro tipo de sedimentos. De este
modo los fragmentos clásticos provendrían de la erosión de cuerpos volcánicos relativamente
cercanos cuyos restos se depositan en ambientes probablemente del tipo lagunar.Secuencias de
edad Triásico–Jurásico se han descrito en la formación Miers Bluff (Smellie et al., 1995), pero
sus edades y relaciones nos están del todo claras. Además las litologías descritas para este sector
no concuerdan con las descritas en el presente trabajo. Por lo tanto, si bien podría existir una
relación entre las rocas de la formación Miers Bluff y las Areniscas descritas anteriormente, esta
es poco factible. Lo cual nos inclina a pensar que posiblemente el origen de estos detritos
morrénicos se encuentre en el arrastre de secuencias no aflorantes en superficie (cubiertas por la
calota glacial) o secuencias no descritas hasta el momento. Si bien es cierto, la flora presenta
buen estado de conservación, en consideración a que fueron hallados en morrenas, estas sólo nos
permiten precisar dos rangos de edades que son: Rético-Liásico y Albiano-Aptiano.
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Lámina 1:
A
C
B
D
rojos indican lugares de muestreo).
Figura 1: A, B y C, Fotografía satelital del territorio antártico, Península Antártica, Archipiélago
Shetland del Sur (Isla Livingston); D, fotograma de Cabo Shirreff en Isla Livingston (círculos
1
2
3
5
6
7
8
9
10
13
11
14
12
15
16
17
18
Lámina 2: Improntas de Cabo Shirreff: 1 y 2, Cladophlebis oblonga; 3, Cladophlebis antarctica; 5 y 6, Coniopteris
hymenophylloides; 7, Goeppertella neuqueniana; 8, Gleichenites san-martinii; 9 y 10, Sphenopteris metzgerioides;
11, Sphenopteris nordenskjöeldii; 12, Sphenopteris anderssonii; 13, Taeniopteris; 14, Pachypteris crassa; 15,
Ptilophyllum acutifolium; 16, Pagiophyllum; 17, Podozamites cf. binatus; 18, Elatocladus confertus.