U N I V E R S I D A D D E C O N C E P C I Ó N 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

1Departamento de Botánica, Facultad de Ciencias Naturales y Oceanográficas, Universidad de Concepción, Casilla 160-C. Correo electrónico: mleppe@udec.cl; fmoisan@udec.cl 2Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Casilla 160-C. Correo electrónico: sypalma@udec.cl

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 Superior-Jurásico 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 Superior-Mesozoico 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:

Fam. Osmundaceae Cladophlebis oblonga Halle Cladophlebis antarctica Halle Fam. Dipteridaceae Goeppertella neuqueniana Herbst Fam. Dicksoniaceae Coniopteris hymenophylloides Brongniart Fam. Gleicheniaceae Gleichenites san-martinii Halle INCERTAE SEDIS Sphenopteris metzgerioides Harris 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

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. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS Archangelsky, S. 1970. Fundamentos de Paleobotánica. Serie técnica y didáctica Nº 10, Universidad Nacional de La Plata, Facultad de Ciencias Naturales y Museo. 347 pp. Archangelsky, S. y Baldoni, A. 1972. Revisión de las Bennettitales de la Formación Baqueró (Cretácico Inferior), Provincia de Santa Cruz. Revista del Museo de La Plata, Sección Paleontología, 44:195-265. Cantrill, D. 2000. A new macroflora from the South Orkney Islands, Antarctica: Evidence of an Early to MiddlJurassic age for the Powell Island Conglomerate. Antarctic Science 12(2): 185-195. Del Valle, R.A., Elliot, D.H. and Macdonald, D.I.M. 1992. Sedimentary basins of the east flank of the Antarctic Peninsula: proposed nomenclature. Antarctic Science 4:477-478. González-Casado, J., Giner, J. y J. López-Martínez. 1999. La fracturación de Cabo Shirreff, Isla Livingston, Antártica Occidental. Geogaceta, Nº 26, pp: 31-34. Harrison, C.G.A., Barron, E.J. and Hay, W.W., 1979. Mesozoic evolution of the Antartic Peninsula and the southern Andes.Geology,7:374-378. Hallam, A. & Wignall, P.B. 1997. Mass Extinctions and Their Aftermath. Oxford University Press, Oxford-England. 320 pp.

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Lámina 1:

rojos indican lugares de muestreo).

C D

A B

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

9 10

1155 1166 1177 18

14

13

12

11

8

7

1 2 3 5 6

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.