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

GEOMORFOLOGÍA Y EVOLUCIÓN TECTÓNICA CENOZOICA SUPERIOR DE LA CUENCA DE BRANSFIELD. PENÍNSULA

ANTÁRTICA.

SOLARI M.1, HÉRVE P.1, MARTINOD J2, FERNANDEZ R1..

1 Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile. Casilla 13518. Correo 21.Santiago, Chile. 2LMTG, Université Toulouse 3, 38 rue des 36 ponts, 31400 Toulouse, Francia. . INTRODUCCIÓN La Cuenca de Bransfield es una cuenca marginal extensional, elongada en dirección NE, localizada entre las Islas Shetland del Sur y el margen de la Península Antártica. La cuenca tiene aproximadamente 100 km de ancho y descansa entre las zonas de fractura de Hero y Shackleton (Fig. 1.1.). Dicha cuenca se originó en el Cenozoico Superior y esta subdividida en tres Subcuencas (Oeste, Central y Este), separadas entre si por los edificios volcánicos activos de las islas Decepción y Bridgeman (Fig. 1.1.). La Cuenca de Bransfield presenta evidencias de fallas y volcanismo submarino.

Los objetivos del presente estudio son: conocer y determinar las características geomorfológicas y estructurales de la Cuenca de Bransfield y entender la evolución dinámica relacionada a la apertura del Estrecho de Bransfield.

Se confeccionó en el presente estudio, sobre la base de recopilación de trabajos anteriores e imágenes batimétricas de la Cuenca de Bransfield, un mapa geomorfológico estructural de la zona. El mapa esta acotado según las trazas batimétricas obtenidas por sucesivas expediciones del buque científico R. V. I. B. Nathaniel B.Palmer (Fig. 1.3.).

MARCO TECTÓNICO DE LA CUENCA DE BRANSFIELD. El margen continental Antártico Pacífico a estado afectado, durante el Cenozoico, por una serie de colisiones entre dorsales pertenecientes a la placa de Phoenix y la fosa desarrollada en el margen de la placa Antártica ( Anderson, 1999; Jeffers et al., 1991) (Fig.1.1.). Como cada fractura entre segmentos de piso oceánico de diferente edad mantiene el rumbo de la ya extinta subducción (Fig.1.1.), es posible inferir que cada segmento de la dorsal de Phoenix se aproximó a la fosa Antártica hasta que colisionó. Luego de la colisión la subducción se detuvo, el magmatismo del correspondiente Arco cesó, el Arco y el Ante-Arco se levantó y conjuntamente se erosionó (Barker,1982; Larter y Barker, 1989) y posteriormente se sometió a una rápida subsidencia(Anderson, 1999).arter y Barker (1991) en base a criterios de estratigrafía sísmica y de anomalías magnéticas pudieron determinar 6 disconformidades en los segmentos de piso oceánico (Fig,. 1.1.), con edades de 19.8;16.5;14.5;10;6.0;5.5-3.1 Ma. Dichas edades proveen el momento del cese de la subducción para los diferentes segmentos oceánicos (Fig. 1.1.). La secuencia de eventos tectónicos asociados a la apertura y desarrollo de la Cuenca de Bransfield se puede resumir de la siguiente manera: (1) el cierre de la Dorsal Scotia Oeste

Todas las contribuciones fueron proporcionados directamente por los autores y su contenido es de su exclusiva responsabilidad.

hace 7 Ma (Barker,2001) (Fig. 1.1.),(2) la extinción simultanea de los tres segmentos remanentes de la Dorsal Phoenix (Fig. 1.1.), sincrónicamente con la colisión Dorsal-Fosa al sur de la Zona de Fractura de Hero hace 3,3 ± 0,2 Ma (Livermore et al., 2000), (3) la subsidencia en el ante-arco comenzó hace aproximadamente 3,1 Ma (Jeffers, 1988); (4) la separación del margen existe desde hace 2,4 Ma; y la edad del eje axial volcánico es de 0,71 Ma (Canals et al, 1997) .

Fig. 1.1. Configuración de las estructuras mayores de la región del Pacifico Sureste y Península Antártica.Se enseñan los diferentes segmentos de piso oceánico, indicando la edad en que se produjo la colisiónentre Dorsal y Fosa, en dichos segmentos. (Modificado de Anderson, 1999).

GEOMORFOLOGÍA DE LA CUENCA DE BRANSFIELD. Las islas Decepción y Bridgeman dividen la Cuenca de Bransfield en 3 subcuencas: Cuenca Este, Cuenca Central y Cuenca Oeste (Fig. 1.2.). El eje longitudinal de la Cuenca de Bransfield posee una orientación aproximada de N 50° E, coincidente en orientación con el eje volcánico que se desarrolla principalmente en las subcuencas Central y Este.

SUBCUENCA OESTE. La Subcuenca Oeste se extiende entre el Estrecho de Boyd y la Isla Decepción (Fig.1.1), en la figura 1.3. fue posible observar solo una parte de la extensión total de esta cuenca. Es una cuenca poco profunda, que alcanza localmente profundidades máximas cercanas a los 1250 m. La topografía del fondo de la cuenca a profundidades menores que los 500 m es rugosa. El eje axial volcánico no se desarrolló en esta subcuenca, indicando que esta es una cuenca menos madura. Se observó en torno al edificio volcánico de la Isla Decepción, lineamientos que afectan a sedimentos del piso de la cuenca y a parte del edificio volcánico sumergido de la Isla Decepción. Estos lineamientos fueron asociados a posibles trazas de fallas y presentan dos orientaciones preferenciales: una NE, paralela al eje de la cuenca y otra NW (Fig. 1.2 y 1.3.) SUBCUENCA CENTRAL. La Subcuenca Central de Bransfield es una cuenca asimétrica, de aproximadamente 150 km de ancho y 260 km de longitud. El margen norte y sur de la subcuenca presentan fisiografias diferentes. La plataforma norte, adyacente a las Shetland del Sur, es empinada, delgada y con ancho aproximado de 7,5 km. El talud norte es muy empinado, presenta una pendiente que varia de oeste a este de 10° a 27° y un ancho promedio de 3,2 km (Fig. 1.2.y 1.3.).. En la plataforma norte se desarrollaron angostos canales de aproximadamente 7 km de ancho y 500 m de profundidad (Fig. 1.2.y 1.3.). En los canales, en particular en los de la Isla Rey Jorge, se distiguen formas onduladas, las cuales se relacionan al desarrollo de lóbulos sedimentarios debido a procesos glacio- marinos. La plataforma sur es poco empinada, escalonada y con un ancho promedio de 70. El talud sur es poco empinado, entre 3° y 7 °y 10 km de ancho promedio. En la plataforma se desarrollaron amplios canales como el canal Lafond, Canal Laclavere y Canal Mott Snowfield (Fig. 1.2.y 1.3.). En los canales es posible distinguir formas onduladas denominadas mega flautas glaciales, estas fueron producidas por el avance de los glaciares en contacto con el sedimento. En el canal Lafond se distinguen, además de mega flautas glaciales, formas erráticas relacionadas a estrías producidas por tempanos de hielo que se desprendieron del glaciar de plataforma marina pre-existente y también drumlins, canales y relieves cónicos negativos. Los drumlins son estructuras morfológicas positivas, con forma de gotas de agua, producidas posiblemente por un cambio litológico del sustrato sobre el cual avanza el glaciar. El canal Montt Snowfield alcanza profundidades máximas cercanas a los 1800 m. Este canal erosionó tanto la plataforma como el talud del margen Sur de la cuenca (Fig. 1.2.y 1.3.) y penetrando libremente al interior de esta. El piso de la Subcuenca Central se encuentra segmentado por cuatro escalones de piso oceánico, con profundidades que varían de oeste a este entre los 750 m y los 1950 m. El escalón 1 que se desarrolló en la parte este de la cuenca, es poco profundo, entre 750 m y 1000 m y presenta un largo aproximado de 55 km y un ancho de 60 km (Fig. 1.2 y 1.3). El escalón 2 presenta un ancho aproximado de 40 km y un largo aproximado de 55 km y una profundidad del piso oceánico que varía entre los 1250 m y los 1500 m (Fig. 1.2 y 1.3). El escalón 3 presenta un ancho aproximado de 43 km y un largo aproximado de 50 km y una profundidad del piso oceánico que varía entre los 1500 m y los 1750 m (Fig. 1.2 y 1.3). El escalón 4 presenta un ancho aproximado de 20 km y un largo aproximado de 90 km y una profundidad del piso oceánico que varía entre los 1500 m y los 1950 m (Fig. 1.2 y 1.3).

En la Subcuenca Central se desarrollo un eje volcánico bien definido, con un rumbo aproximado N 55°E (Fig.1.3). El eje volcánico esta compuestos por diferentes edificios volcánicos subaéreos ( Isla Decepción y Bridgeman) y submarinos, los edificios volcánicos submarinos fueron etiquetados de la A a la F (Fig.1.2). Los diferentes edificios volcánicos presentan diferentes geomorfologías, en ellos se observó un volcanismo lineal y otro de forma cónica. En torno a los edificios mayores se desarrollaron, en los 4 escalones de piso oceánico , pequeños conos volcánicos. La base del volcán A alcanza una profundidad máxima de 1100 m y su sima una profundidad mínima de 500 m. Su ancho y largo aproximado son de 15 km y 40 km, respectivamente. En la porción interna del edificio A, se observó un volcanismo lineal, de orientación N 50° E y en su porción externa un cono volcánico fragmentado y desplazado. El edificio volcánico A se desarrolló en el limite este del escalón de piso oceánico 1. El edificio volcánico B es de forma lineal, de orientación N 55° E, pequeño, posee un ancho y largo aproximado de 2km y 12,5 km, respectivamente. El volcán se desarrolló en el piso oceánico 2(Fig. 1.2.y1.3). El edificio volcánico C es de forma lineal de orientación N 55° E, pequeño, posee un ancho y largo aproximado de 3,5 km y 12,5 km, respectivamente. El volcán se desarrolló cercano al limite oeste del piso oceánico 2(Fig. 1.2.y1.3). El edificio volcánico D, se desarrolló en el limite entre el escalón 2 y 3. Su base alcanza profundidades máximas de 1600 m y su sima profundidades mínimas de 1200 m. Su ancho y largo aproximado son 12 km y 40 km. En la porción interna del edificio D, se observó un volcanismo lineal, de orientación N50° E . En la porción externa se observó dos franjas de piso oceánico de aproximadamente 2 km que separan el volcanismo lineal de un edificio volcánico cónico, desplazado y fragmentado (Fig. 1.2.y1.3). El edificio volcánico E, se desarrolló cercano al talud adyacente a las Islas Shetland del Sur y entre el escalón oceánico 2 y 3. Su base alcanza profundidades máximas de 1700 m y su sima profundidades mínimas de 800 m. Su ancho y largo aproximado son 16 km y 25 km, respectivamente. El edificio posee forma cónica y un único cráter circular que alcanza profundidades cercanas a los 1200 m (Fig. 1.2.y1.3). El edificio volcánico F, se desarrolló cercano al limite Oeste del 4 escalón. Su forma esta dada por dos edificios volcánicos lineales casi ortogonales, de orientación N 20 °W y N 50 ° E. La profundidad máxima y mínima aproximada que alcanza el edificio de orientación N 50° E es de 1800m y 1300 m (Fig. 1.2.y1.3). Su ancho y largo es de 4 km y 18 km, respectivamente. El edificio de orientación N 20° W alcanza una profundidad máxima y mínima aproximada de 1700m y 1400 m. Su ancho y largo es de 4 km y 10 km, respectivamente (Fig. 1.2.y1.3). Cercanos a los limites entre el talud y la cuenca, a los edificios volcánicos y limites entre escalones de piso oceánico se observaron lineamientos que fueron asociados a posibles trazas de fallas. Se observó un set de lineamientos principales de orientación N 50° E y uno secundario de orientación NW (Fig. 1.2.y1.3).

SUBCUENCA ESTE La Subcuenca Este esta limitada al sur por el edificio volcánico de la Isla Bridgeman y su limite norte posiblemente es cercano a Ridge Scotia Sur (Fig.1.1 y 1.2.). Se observo en la figura 1.3 aproximadamente 90 km de la porción sur de la cuenca. Es una cuenca que alcanza profundidades máximas cercanas a los 2300 m. El talud norte de la cuenca es empinado, entre 9° y 20°. E l talud sur es un poco más suave, muy irregular y presenta una pendiente entre 5° y 13°. El fondo oceánico de la cuenca posee en ancho aproximado de 25 Km y en el se desarrollaron dos escalones de piso oceánico divididos por el volcán submarino H (Fig1.3).

El volcán submarino H, presenta una geomorfología bastante compleja, un ancho y largo aproximado de 15 km y 25 km, respectivamente. Su base alcanza una profundidad máxima aproximada de 2000 m y su sima una profundidad mínima aproximada de 1250 m. En la zona sur del edificio volcánico se observó relieves positivos con forma lineal, en la zona norte se observó un posible edificio volcánico con un único cráter central. Adyacente al limite Este del cráter se observa un edificio volcánico con forma lineal (Fig.1.3.).

El volcán submarino G se desarrolla al sur del edificio volcánico de la Isla Bridgeman. presenta una forma lineal y un ancho y largo aproximado de 5 km y 25 km, respectivamente. Su base alcanza una profundidad máxima aproximada de 2100 m y su sima una profundidad mínima aproximada de 750 m.

En el fondo oceánico de la cuenca se observan, entorno a los edificios mayores, pequeños edificios volcánicos con formas cónicas y lineales.

En la superficie del piso de la cuenca se observaron relieves negativos con forma lineal, los cuales son asociados a trazas de fallas existentes en la cuenca. Se observó un set de lineamientos principales de orientación N 50° E y uno secundario de orientación NW (Fig. 1.2.y1.3).

CONCLUSIONES Y DISCUSIÓN. Se postula que la Cuenca de Bransfield es una cuenca marginal, debido a que el eje volcánico coincide aproximadamente con el eje de la cuenca y que los afloramientos de las Islas Shetland Sur presentan una edad más antigua que la apertura del Estrecho de Bransfield y es posible correlacionarlos con la Península Antártica. Birkenmajer (1982,) y Santanach et al., ( 1992) en las islas Rey Jorge y Livingston, respectivamente, mapearon dos sitemas de fallas con similitud en la orientación, comportamiento y evolución (Fig.1.2). Birkenmajer (1982,) reconoció cuatro fases de deformación desarrolladas desde el Cretácico Superior al Cenozoico en la Isla Rey Jorge . Prieto et al.(1998) realiza estudios en la subcuenca Central de Bransfield, determinando tres unidades sísmicas llamadas TU1, TU2, TU3. Dichas unidades sedimetarias fueron depositadas en tres sistemas de grabenes con diferente evolución entre los 2,4 Ma hasta el presente. Las variaciones promedio de las fallas principales que afectan a los tres sistemas de grabenes, en este estudio las hemos llamado STU1, STU2 y STU3 y su valor es de: N 71° E, N64°E y N 53°E, respectivamente(Fig. 1.2.). Los sistemas mencionados además de una rotación antihoraria evidencian una migraron de S a N (Fig.1.2). Existe el desarrollo de un set de fallas normales y lineamientos secundarios, de rumbo aproximado NS, y Al interior de la subcuenca Central de Bransfield se desarrollaron una serie de escalones de piso oceánico, espaciados entre 50 y 45 km. (Fig. 1.2.), que espacialmente se relacionan con los edificios volcánicos y las fallas de orientación NW. En el presente estudio se ampliaron, para todos los edificios submarinos de la Subcuenca Central, las tres etapas volcánicas definidas por Gràcia et al., (edificios volcánicos A,D y E) (Fig.1.2) y se asocio el volcanismo submarino con los tres sistemas de grabenes propuestos por Prieto et al.(1998). También se correlacionó los sistemas de fallas mapeados por Birkenmajer (1982,) y Santanach et al., ( 1992) en las islas Rey Jorge y Livingston, ,respectivamente. De esta manera se estableció para las cuatro fases, propuestas por Birkenmajer (1982), una secuencia de eventos tectónico-volcánicos que permiten entender la evolución dinámica de la Cuenca de Bransfield. En las islas Rey Jorge y Livingston. Las fallas transcurrentes y de rumbo aproximado N65°E, estarían asociadas a la Fase Escurra (Birkenmajer, 1982), formadas en un régimen transcurrente durante el Cretácico Superior al Mioceno Inferior (Fig. 1.2.). Las fallas transcurrentes, de acortamiento, espaciadas entre 5 y 15 km, estarían asociadas a la Fase Admiralty (Birkenmajer, 1982), estas fallas reflejan la transición del régimen compresional a extensional (3.3-2.4 Ma) durante gran parte del Piacenziano (3.6-1.6 Ma) (Fig. 1.2.). La isla Decepción y Bridgeman definen el eje volcánico de la Cuenca de Bransfield. La Isla Decepción es un volcán hoy activo, en el cual se mapearon dos sistemas de fallas aproximadamente ortogonales (Baroldo,2002) (Fig. 2). La orientación y disposición de las fallas de la Isla Decepción es similar a las mapeadas al interior de la cuenca y en los edificios volcánicos submarinos. La edad de nacimiento de los volcanes subaéreos del Estrecho de Bransfield no ha sido determinada con exactitud . Pero, debido a la estrecha relación entre volcanismo y tectónica, se cree que dichos volcanes pueden haber nacido como máximo hace 3.3. Ma y desarrollado posiblemente durante la Fase Bransfield La apertura de la Cuenca de Bransfield, con la consiguiente separación del margen, posiblemente comenzó hace ~ 2,4 Ma (Canals et al, 1997), ha esta etapa se le conoce como

Fase Bransfield. La extensión de la cuenca se cree puede haber comenzado en respuesta al enfriamiento y hundimiento de la placa subductante bajo las Islas Shetland Sur y a importantes esfuerzos transtensionales entregados por el desplazamiento del codo SW de la Placa Scotia ( Fig.1.1). En esta fase volcánico-tectónica, comenzó a formarse el edificio volcánico submarino D y se depositó la unidad TU1 (Prieto et al., 1998) asociada al primer graben (STU1) que se formó en la Subcuenca Central de Bransfield (Fig.1.2.).

Desde los 0.71 Ma hasta el presente posiblemente se termino de desarrollar el actual eje volcánico de la Cuenca de Bransfield (Canals et al, 1997) y la actual disposición de los grábenes que definen la Subcuenca Central de Bransfield. Ha esta etapa se le conoce con el nombre de Fase Penguin. La Fase Penguin es posible diferenciarla en dos etapas volcánico-tectónicas. En la primera de ellas comenzó a formarse el volcán submarino de forma cónica A, se separó el edificio volcánico previamente formado por el volcán D y se depositó la unidad TU2 (Prieto et al., 1998) asociada al segundo graben (STU2) ( Fig.1.2.). En la segunda etapa se desarrollo un volcanismo de forma lineal observable preferentemente en los edificios B,C,F,G., se forman el edificio volcánico E, continua la extensión en los volcanes A y D, se depositó la unidad TU3(Prieto et al., 1998) asociada al tercer graben (STU3) ( Fig.1.2.).

REFERENCIAS. Anderson J.B. 1999. Antarctic Marine Geologic. Published by Cambridge University Press. New York, 287 pp. Baroldo A., 2002. An evolutionary model for the Deception Island volcanic caldera, South Shetland Islands, Antarctica. Ser. Cient. INACH N° 50, 9-24 pp. Barker P.F., 1982. The Cenozoic subduction history of the Pacific margin of the Antarctic Peninsula: Ridge crest-trench interactions .J. Geolog. Soc. London, vol. 139, 787-801 pp. Barker P.F., 2001. Scotia Regional Tectonic Evolution: implication for the mantle flow and paleocirculation. Earth-Science Review 55 (2001), 1-39 pp. Birkenmajer K.,1982.: Late Cenozoic phases of the blok-faulting on King George Island ( South Shetland Island, West Antarctica). Bulletin de L´Académe Polonaise des Sciences, Série des Sciences de la Terre, 30 Vol., 21-32 pp. Canals M., Gràcia E., Prieto M.J. y Parson L.M., 1997.The Very Early Stages of Seafloor Spreading: The Central Bransfield Basin, NW Antarctic Peninsula. The Antarctic Region: Geological Evolution Processes, 669-673 pp. Gràcia E., Canals M., Farràn M., Prieto M.J., Sorribas J., Gebra Team, 1996. Morphoestructure and evolution of the Central and Eastern Bransfield Basin ( NW Antarctic). Mar. Geophys. Res. 18 (1-3), 429-448 pp. Jeffers J.D.,1988. Tectonic and sedimentary evolution of the Bransfield Basin, Antarctica. Master of Arts, Rice University, Houston, Texas. 143 pp. Jeffers J.D., y Anderson J.B., 1990. Sequence straigraphy of the Bransfield Basin, Antartctica: implication of the tectonics history and hydrocarbon potential. In B. St John., ed., Antartica as an Exploration Frontier. – Hydrocarbon Potencial, Geology, and Hazards. American of Petroleum Geologists, Studies in Geology, 31 No., 13-30 pp. Larter, R.D., y Barker, P.F., 1989. Seismic stratigraphy of the Antarctic peninsula Pacific margin: a record of the Pliocene-Pleistocene ice volume and paleoclima. Geology, vol. 17, 731-734 pp. 1991. Effects of the ridge crest-trench interaction on Antarctic-Phoenix spreading: forces on a young subduction plate. . Geophhys. Res., vol. 96, 19583-19607 pp. Livermore R., Balanyà J.C., Maldonado A., Martínez J.M., Rodríguez-Fernández J., Sanz de Galdeano C., Galindo J., Jabaloy A., Barnolas A., Somoza L., Hernández-Molina J., Suriñach E., Viseras C., 2000. Autopsy on a dead spreading center: The Phoenix Ridge, Drake Pasaje, Antarctica. Geology: July 2000; 28.v;7 no; 607-610 pp.} Prieto M. J., Canals M., Ercilla G., de Batist M., 1998. Structure and geodinamic evolution of the Central Bransfield Basin ( NW Antarctica) from seismic reflection data. Marine Geology 149, 17-38 pp. Santanach P., Pallàs R., Sàbat F. y Muños J.A., 1992. La fracturación en las Islas Livingston, Islas Shetland del Sur. Geología de la Antártica Occidental. López-Martinez (Ed.). Simposios T3. III Congreso Geológico de España y VII Latinoamericano de Geología. Salamanca, España, 1992. 141-151 pp.