GEOLOGIA DE L'ILLA DE LIVINGSTON (SHETLAND DEL SUD...

Departament de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontopgi^' UNIVERSITAT DE BARCELONA

GEOLOGIA DE L'ILLA DE LIVINGSTON

(SHETLAND DEL SUD,

ANTÀRTIDA)

Del Mesozoic al Present

Treball fet per RAIMON PALLAS i SERRA

dins del Departament de Geologia Dinàmica, Geofísica i Paleontologia de la Universitat de Barcelona

sota la direcció del Dr. Francesc Sàbat i el Dr. Joan Manuel Vilaplana per optar al grau de Doctor en Geologia.

Barcelona, Gener de 1996

El Doctorand Raimon Pallas i Serra

Els Directors Francesc Sàbat Joan Manuel Vilaplana

OHb PAULAS ¿ERRR

Aquest treball ha estat finançat per una beca de Formació de Personal Investigador

del Ministeri d'Educació i Ciència i s'emmarca dins de les Accions Especials ANT89-822E i ANT90-1095E

i el Projecte d'Investigació ANT91-1270 de la Comissió Interministerial de Ciència i Tecnologia (CICYT)

Annex C. Teoria sobre variacions relatives del nivell del mar

C.2. ISOSTASIA

La litosfera és aquella part de l'escorça terrestre i el mantell superior que, sota l'efecte d'uns esforços i uns períodes de temps determinats, es deforma elàsticament (Anderson 1989). Aquesta capa elàstica es troba surant per damunt de l'astenosfera, més densa, la qual, es caracteritza per un comportament plàstic. Per tant, la Terra sòlida no constitueix un cos rígid. Quan la superfície terrestre experimenta una càrrega (p. ex. durant la construcció d'un volcà, en l'apilament de làmines encavalcants durant la formació d'una serralada de muntanyes o bé durant l'acumulació massiva de gel en les zones polars durant el procés de glaciació), la Terra es deforma per tal de compensar isostàticament la nova distribució de masses. Quan la càrrega és eliminada (per erosió, per desglaçament dels casquets glacials) la Terra es toma a deformar, tendint a recuperar el seu estat inicial.

Quan la litosfera es deprimeix sota una càrrega, el material astenosfèric ha de ser desplaçat lateralment, fluint cap a àrees menys afectades per la càrrega. En una primera aproximació l'aplicació del principi d'Arquímedes indica que la massa de la càrrega (de roca, de gel, o de cigrons), ha de ser equivalent a la massa del material astenosfèric desplaçat (Fig. C.3.) Per tant:

D V = 0 V r càrrega càirega r mantell desplac al

on p és la densitat, V el volum.

P càrrega H càrrega àrea prij = p ,^^„ • D • àrca pnsma

H

/ ^ ^ /

< O

UJ X o. CO o X h-

UJ _J \- yf

Figura C.3. Esquema que mostra la depressió isostàtica (D) de la litosfera provocada per una càrrega de gruix (H). La depressió isostàtica D és equivalent a l'altitud del prisma de material mantèlic desplaçat. L'equilibri isostàtic implica que les masses de la càrrega i del volum de material mantèlic desplaçat han de ser iguals.

Fig. C.3. Diagram showing the isostàtic depression of the lithosphere (D) produced by a load of a certain thickness (H). Isostàtic depression D is equal to height of the displaced mantèlic prism. To maintain isostàtic equilibrium, the mass of the displaced mantle has to be equivalent to that of the load.

252

C.2. Isostàsia

on H és el gruix de la càrrega i D és la depressió isostàtica o alçada del volum astenosfèric desplaçat (Fig C.3.). Per tant la depressió isostàtica es pot expressar amb l'equació següent:

Pcäirega ' " • ' /-• i

D = Equació C. 1. r mantell

L'efecte del comportament reològic de la litosfera

Evidentment, l'equació anterior és massa simple per tenir en compte tots els elements que intervenen en les deformacions isostàtiques. La manca més important en l'aproximació anterior és que no es té en compte el comportament reològic de la litosfera.

El comportament elàstic de la litosfera provoca que no únicament es deprimeixi isostàticament l'àrea sotmesa a càrrega, sinó que també es deprimeixin les àrees adjacents, en una magnitud que decreix amb la distància. A més, més enllà d'aquesta zona deprimida es crea una àrea lleugerament elevada que anomenem protuberància externa (Fig. C.4.). La geometria tant de la depressió litosfèrica (amplada i profunditat) com de la protuberància externa (amplada i alçada) és controlada per un paràmetre anomenat rigidesa flexural (R), el qual s'expressa mitjançant l'equació següent (Turcotte & Schubert 1982):

E-h^ R =

1 2 - ( 1 - Y ' )

on E es el mòdul de Young (relació entre l'esforç tensional i l'extensió que experimenta el material), h el gruix litosfèric efectiu i y la relació de Poisson (relació entre les deformacions transversals i longitudinals del material quan és sotmès a un esforç tensional).

L'equació anterior ens diu que, sota l'efecte d'una càrrega, la rigidesa flexural i, per tant, la geometria de la zona deprimida isostàticament depèn fortament del gruix de la litosfera. Com més gruixuda és la litosfera més gran és la rigidesa flexural i, en conseqüència, més ampla i menys profunda és la depressió litosfèrica i més ampla i baixa és la protuberància externa (Fig. CA.) Contràriament, com més prima és la litosfera, més estreta i profunda és la depressió i més estreta i alta en resulta la protuberància (Molnar & Lyon-Caen, 1988).

L'efecte del temps

El temps intervé de dues maneres independents en les deformacions isostàtiques.

Per una banda el gruix efectiu de la litosfera és funció del temps. Hem dit que la litosfera és aquella part externa de la Terra sòlida que es comporta elàsticament, tenint en compte uns esforços i uns períodes de temps determinats. La litosfera sembla ser gruixuda quan es tenen en compte esforços de poca magnitud i temps de deformació curts (per exemple els originats per sismes), mentre que sembla ser més prima quan es tenen en compte esforços grans i temps de deformació llargs (per exemple la deformació originada per la càrrega d'un orogen). Així doncs, el valor del gruix litosfèric i, per tant.

253


LOAD

thin lithosphere

b LOAD

thick lithosphere

Figura C.4. Sota els efectes de la mateixa càrrega puntual, el mode de deformació de les plaques litosfèriques depèn fortament del seu gruix. Una placa prima (a) dóna lloc a una depressió estreta i profunda, i una protuberància externa elevada i estreta. Contràriament, una placa gruixuda (b) dóna lloc a una depressió ampla i soma, i a una protuberància ampla i baixa. Modificat a partir de Molnar & Lion-Caen(1988).

Fig. C.4. Scheme to show the dependence between deformation mode and thickness of a lithospheric plate. When subjected to a punctual load, the deformation of a thin plate (a) gives rise to a narrow deep depression and a narrow high forebulge. In contrast, when subjected to an equivalent load, a thick lithospheric plate (b) produces a wide shallow depression and a wide low forebulge. Modified after Molnar & Lion-Caen (J 988).

de la geometria de la zona deformada depèn de la magnitud de la càrrega i de la seva durada.

Per altra banda, les deformacions isostàtiques no són instantànies, perquè per a produir-se cal que hi hagi un flux de material astenosfèric per sota la litosfera. La velocitat d'aquest flux depèn de la viscositat (resistència al flux) del material astenosfèric. Com més alta sigui la viscositat del mantell, més lentament s'hauran de produir els reajustaments isostàtics (únicament en el cas que el material mantèlic fos invíscid els reajustaments isostàtics es podrien produir de forma immediata).

254

C.2. Isostàsia

C.2.1. Glàcio-isostàsia Les zones que han experimentat englaçament durant el quaternari són susceptibles de

ser afectades per moviments litosfèrics verticals originats per les variacions en la càrrega de gel. Aquests moviments verticals els anomenem moviments glàcio-isostàtics o deformacions glàcio-isostàtiques. Cal tenir en compte que les masses de gel involucrades en els casquets de gel durant els cicles glacials Quaternaris són molt importants. Per exemple, l'actual casquet de gel antàrtic té un volum total estimat de 30x 10 Km i un gruix que supera els 3.000 m.

Aplicant l'equació C l . , i tenint en compte unes densitats de 0.9 i 3.3 pel gel i el mantell respectivament, s'obté que la depressió isostàtica associada a un casquet de gel de 3.000 m de gruix és de l'ordre dels 800 m. Cal remarcar que aquest mètode simple no té en compte la resistència flexural de la litosfera i per tant només és aplicable de forma aproximada a les parts centrals de casquets glacials de gran extensió. No obstant això, el podem utilitzar com a una estimació de quina és la magnitud esperable dels moviments glàcio-isostàtics.

Pel fet que l'astenosfera està constituïda per un material d'alta viscositat, qualsevol reajustament isostàtic es fa al llarg d'un període avaluable en milers o desenes de milers d'anys. Això queda reflectit en les àrees que havien estat cobertes pels grans casquets glacials continentals de Fenoscandia i Laurentia durant el darrer màxim glacial (fa aproximadament 18 ka). Aquestes àrees no es troben totalment compensades isostàticament i, per tant, encara actualment mostren un aixecament causat pel relaxament glàcio-isostàtic postglacial. Per exemple, les àrees on es trobaven els centres glacials del casquet de Fenoscandia (capçalera del Golf de Bothnia) actualment experimenten velocitats d'aixecament superiors a 9 mm per any les quals disminueixen radialment cap a les zones més marginals de l'antic casquet glacial i esdevenen inapreciables en les proximitats de Dinamarca i sud de Suècia (Flint 1971). Aquests desequilibris isostàtics també queden clarament reflectits per anomalies gravimètriques d'aire lliure negatives de fins a -60 miligals (Walcott 1970).

C.2.2. Hidro-isostàsia Durant el procés de desglaçament posterior a una glaciació, hi ha una gran quantitat

d'aigua que es transfereix des dels casquets glacials cap als vasos oceànics. Aquest increment en la massa d'aigua líquida provoca una depressió isostàtica de la litosfera en les àrees oceàniques. Aquests moviments verticals de la litosfera, causats per variacions en la càrrega hidrosfèrica, els anomenem moviments hidro-isostàtics o deformacions

' hidro-isostàtiques. Cal tenir en compte que les càrregues hidro-isostàtiques es distribueixen en una àrea

molt més extensa que la distribució de les càrregues glàcio-isostàtiques. Per exemple, el gran volum de gel actualment contingut en el casquet antàrtic té una extensió d'aproximadament 14 x 10^ m i un gruix, en molts llocs, superior als 3.000 m. Si tota l'aigua continguda actualment en el casquet antàrtic es fongués i passés als vasos oceànics, s'hauria de repartir per una superfície d'aproximadament 362 x 10 i es calcula que hi hauria un augment glàcio-eustàtic d'aproximadament 70 m. Si apliquem, a tall aproximatiu, l'equació C l . (amb un valor de la densitat de l'aigua oceànica igual a 1.0), s'obté que la càrrega addicional de 70 m de columna d'aigua produiria un enfonsament hidro-isostàtic en les zones centrals dels oceans d'aproximadament 21 m.

255

sea-surface with no geoid re-arrangement

sea-surface with no geoid re-arrangement

final net rise of sea level

50 m

/

sea-surface with geoid re-arrangement


71 m

" T

OCEAN WATER

21 mof hydro-isostatic depression

IHOSPHERE

70 mof eustatic

rise

sea-surface with geoid re-arrangement


77 m

OCEAN WATER

21 mof hydro-isostatic depression

LtTHOSPHERE


56 m

Figura C.5. Efecte de la depressió litosfèrica, la deformació del geiod en les variacions relatives del nivell del mar. Els dos exemples corresponen a seccions d'oceans que han experimentat un mateix augment glàcio-eustàtic de 70 m però que tenen resistències flexurals diferents (més baixes a a que a b). Cal tenir en compte que per simplificar es considera que els marges de conca són verticals.

Cas a: un valor baix de la resistència flexural litosfèrica fa que hi hagi una deformació hidro-isostàtica màxima (de 21 m) en la major part de la superfície de la conca. A mesura que ens acostem als marges l'efecte de la càrrega hidroisostàtica es redueix ràpidament fins a fer-se nul.la a la vora de la conca. El geoide sempre es manté com una superfície equipotencial (horitzontal) i això produeix que l'augment final net del nivell del mar sigui de 71 m en la zona central de l'oceà mentre que és de 50 m en la seva vora.

Cas b: una proporció molt important de la conca és troba fortament controlada per l'elevada resistència a la flexió de la litosfera i únicament la part central de la conca experimenta la depressió hidro-isostàtica màxima de 21 m. En aquest cas, la redistribució de l'aigua oceànica i la deformació resultant del geoide provoca un augment final net del nivell del mar de 77 m en la zona central de l'oceà mentre que provoca un augment de 56 m en les seves vores.

Les variacions relatives que s'obtenen depenen de com es distribueix la deformació hidroisostàtica en el fons de la conca la qual, en aquests casos, depèn de la resistència flexural litosfèrica. També es donen variacions en la distribució de la deformació de la conca si, amb igualtat en les condicions Teològiques, es varia la mida de la conca. Com més gran sigui la conca oceànica, més gran serà la superfície afectada per una depressió hidro-isostàtica màxima (anàlogament al cas a de la figura) mentre que, proporcionalment, com més petita sigui la conca, més gran serà la superfície controlada per la resistència flexural de la litosfera (anàlogament al cas b).

Fig. C.5. Scheme to show the effect of lithospheric depression and geoid deformation on relative sea level variations. Both examples correspond to sections through oceanic basins having different lithospheric flexural rigidity (lower in a than in b) which experienced the same glacio-eustatic rise of 70 m. Basin margins are considered to be vertical.

Case a: A low resistance to lithospheric flexure produces a maximum depression (21 m) on most of the basin area. As we get closer to the margins, the hydroisostatic effect is reduced rapidly to zero, at the border. The geoid is kept as an equipotential surface, and a net relative sea-level rise of 71 m on the central oceanic areas is produced while there is only about 50 m of relative sea level rise on the basin margins.

Case b: A higher flexural rigidity is responsible for the fact that only the central areas of the ocean experience the maximum hydroisostatic depression. In this case, the geoid rearrangement results in a net 77 m relative sea-level rise in the central areas, and 56 m on the ocean margins.

As shown in these schemes, relative sea level variation depends on the distribution of hydroisostatic deformation on the basin floor, as a function of lithospheric resistance to deformation. Similar differences in deformation are produced when considering the same rheological parameters but different basin size. The larger the basin is, the larger the area susceptible to maximum deformation (as in case a). The smaller the basin is, the larger the area controlled by the lithospheric flexural rigidity (as in case b).

C.2. Isostàsia

Si comparem el valor de 70 m de depressió hidro-isostàtica en el centre dels oceans amb els 800 m d'enfonsament glàcio-isostàtic a l'Antàrtida resulta clar que al llarg dels cicles glacials, els moviments hidro-isostàtics dels vasos oceànics són molt menors que els moviments glàcio-isostàtics experimentats en les àrees de màxim englaçament.

A més, degut a l'efecte de la resistència flexural litosfèrica, la depressió hidro-isostàtica no és tan efectiva en àrees properes als marges continentals. Tot i que, en principi, en aquestes àrees la fusió del casquet antàrtic també determinaria un augment del nivell marí d'aproximadament 70 m, la depressió hidro-isostàtica seria molt menor que en la part central d'un oceà i podria arribar a ser gairebé nul.la en el cas d'un braç de mar estret envoltat d'àrees continentals (la càrrega d'aigua és en aquest cas petita i de distribució molt puntual).

Això provoca que la redistribució d'aigua deguda a la deformació del geoide (vegeu més avall) es produeix de manera diferent segons les àrees i que, per tant, les oscil·lacions eustàtiques no puguin tenir amplituds equivalents a tot arreu. Anteriorment hem dit que l'efecte de la càrrega hidro-isostàtica associada a un hipotètic desglaçament del casquet antàrtic produiria, en el centre d'un oceà, una depressió de l'ordre de 21 m. A mesura que aquesta depressió es produeix i, pel fet que la superfície de l'oceà constitueix sempre una superfície equipotencial, hi ha un aport adicional d'aigua cap aquesta zona. Aquest flux depèn de la disponibilitat d'aigua, la qual ha de provenir d'àrees menys deprimides hidro-isostàticament. Tal com hem dit anteriorment, hi ha àrees properes als continents que experimenten una depressió hidro-isostàtica més reduïda o pràcticament nul.la (per exemple un braç de mar estret), les quals cedeixen una certa quantitat d'aigua cap a les zones més centrals dels oceans. Per tant, la redistribució d'aigua associada a un augment glàcio-eustàtic produeix un augment adicional del nivell del mar en les àrees centrals dels oceans, mentre que en les àrees properes als marges continentals la redistribució d'aigua tendeix a contrarestar l'augment glàcio-eustàtic i a donar un augment net del nivell del mar de menor amplitud. La magnitud dels efectes de la redistribució de la massa d'aigua en unes i altres àrees depèn de la relació entre les seves superfícies (Fig. C.5.). Les zones més deprimides hidro-isostàticament experimentaran un ascens del nivell marí més important, com més baixa sigui la relació entre la seva superfície i la superfície de les àrees poc deprimides. Anàlogament, l'ascens glàcio-eustàtic en zones menys deprimides hidro-isostàticament quedarà més esmorteït (el nivell del mar hi pujarà menys) com més petita sigui la seva superfície en relació a la superfície de les àrees més deprimides. Les relacions entre aquestes superfícies depenen de factors complexos com són la distribució espacial entre les àrees continentals i oceàniques (és a dir, el mapamundi) i la resistència flexural de la litosfera. Sense tenir en compte aquests factors no és possible de fer un càlcul acurat de quines diferències hi pot haver entre l'ascens net del nivell del mar (comptant l'augment glàcio-eustàtic i l'efecte de la deformació del geoide conjuntament) en diferents parts del planeta. No obstant això, amb l'exemple de l'augment glàcio-eustàtic de 70 m, es poden esperar unes diferències entre les àrees de comportament extrem de l'ordre de 21 m (Fig. C.5.). Cal pensar que per augments eustàtics amb amplituds majors tal com el que s'ha produït després del darrer màxim glacial (amb valors aproximats de 120 a 130 m en les àrees centrals dels oceans), les diferències entre diferents localitats poden ser encara més acusades.

257


C.3. DEFORMACIÓ DEL GEOffiE

El geoide és una superfície virtual, tots els punts de la qual tenen un mateix potencial gravitatori. En les àrees oceàniques el geoide queda físicament representat pel nivell mitjà del mar. La forma d'aquesta superfície equipotencial depèn de la distribució de masses de la Terra. Si es compara la forma del geoide actual amb la forma de l'el.lipsoide de revolució que simula de forma més aproximada la geometria terrestre, s'observen desviacions màximes de més de 80 m d'un en relació a l'altre (King-Hele 1969). Qualsevol variació en la distribució de masses de la Terra provoca que la forma del geoide variï automàticament.

Les variacions en les distribucions de masses terrestres poden ser degudes a processos intems (tectonics i magmàtics) o bé poden ser desencadenades per processos externs.

Per exemple, tal com hem explicat anteriorment, al llarg d'un augment glàcio-eustàtic es produeix una càrrega hidro-isostàtica en els vasos oceànics i una descàrrega glàcio-isostàtica en les àrees englaçades. El reequilibrament isostàtic consegüent, efectuat a unes velocitats controlades per la viscositat del mantell, produeix una redistribució de les masses terrestres, a la qual, en cada moment del procés, la forma del geoide va adaptant-se.

Un altre exemple de processos que produeixen deformacions en el geoide és l'efecte d'atracció gravitatòria que exerceixen les masses de gel sobre l'aigua oceànica. Això provoca que, en les proximitats d'un casquet glacial, el nivell del mar es trobi per sobre del nivell que li correspondria en cas que el casquet glacial no hi fos. Clark (1976) estima, a nivell teòric i de forma aproximada, que el component l'efecte gravitatori del casquet de Groenlàndia sobre l'aigua oceànica durant el darrer màxim glacial deuria provocar, per si sol, que el nivell del mar en aquesta zona es trobés a una alçada de 31 m per damunt del nivell del mar actual. També a partir de càlculs teòrics aproximats, Fjeldskaar & Kanestr0m (1980) suggereixen que l'atracció gravitatòria exercida pel casquet de gel de Fenoscàndia sobre l'aigua oceànica a l'oest de Noruega durant el màxim relatiu glacial del Younger Dryas (10 ka BP) podia provocar que, en la zona marginal del casquet, el nivell del mar es trobés a 14.5 m per damunt del nivell postglacial. El fet que l'atracció gravitatòria disminueix amb el quadrat de la distància fa que la magnitud d'aquest fenomen decreixi molt ràpidament a mesura que ens allunyem dels casquets glacials.

Les deformacions del geoide contribueixen a què les variacions eustàtiques no tinguin la mateixa amplitud en diferents parts del planeta. Fins i tot si enfront de les variacions de càrrega glacial i oceànica, la Terra es comportés com un cos rígid, la deformació del geoide associada a una variació glàcio-eustàtica podria produir variacions del nivell relatiu del mar diferents en diferents parts del planeta. Si a aquest fenomen hi afegim el derivat del comportament elàstic de la litosfera (de major importància, apartat C.2.2.) no hi ha dubte que, en rigor, considerar que les variacions eustàtiques són fenòmens globals i que es manifesten amb la mateixa amplitud a tot arreu no té, a hores d'ara, cap fonament.

258

C.4. Tectònica

C.4. TECTÓNICA

Les deformacions tectòniques poden provocar variacions en el gruix litosfèric. En una zona sotmesa a compressió en què es produeix un apilament de làmines encavalcants (p.ex. el prisma d'acreció en una zona de subducció), la litosfera experimenta un engruiximent i una elevació de la superfície terrestre. Contràriament, en una zona sotmesa a extensió (p.ex. una zona de rift continental) es produeix un aprimament de la litosfera i un enfonsament de la superfície terrestre. Aquests canvis de gruix de la litosfera provoquen moviments verticals del substrat que, en les zones costaneres, influeixen en les variacions relatives del nivell del mar.

Qualsevol d'aquestes deformacions indueixen també moviments verticals de reajustament isostàtic. L'engruiximent litosfèric s'equilibra isostàticament mitjançant una subsidència de la base de l'escorça, mentre que el desequilibri generat durant l'aprimament de la litosfera es resol mitjançant un aixecament del sostre del mantell.

Els marges de les àrees sotmeses a extensió experimenten un aixecament important que decreix gradualment cap a àrees més allunyades del rift. En els grans rifts continentals aquest aixecament forma unes zones elevades marginals anomenades espatlles que poden arribar a tenir una altitud de 2 km respecte ia superfície topogràfica prèvia a la formació del rift. Beaumont et al (1982) indiquen que la formació d'aquestes espatlles pot ser deguda als següents mecanismes:

a) Si en la zona del marge del rift hi ha una extensió més gran en profunditat que en superfície es provoca un aprimament major del mantell litosfèric que de l'escorça. En aquest cas, com que el mantell litosfèric és més fred i per tant més dens que l'astenosfèric, el seu aprimament provoca una disminució de massa en aquesta zona la qual, en ser compensada isostàticament, produeix un aixecament del marge del rift. Aquest mecanisme és capaç de produir un aixecament de les espatlles de fins a 2 km. A causa del posterior refredament, aquesta deformació no és permanent i s'atenua amb el temps.

b) L'increment en el gradient geotèrmic originat per l'aixecament del sostre del mantell, pot produir un escalfament lateral de les zones marginals del rift no sotmeses a extensió. L'expansió tèrmica que això provoca es compensa isostàticament mitjançant un aixecament del marge del rift. Aquest mecanisme és capaç de produir aixecaments de com a màxim alguns centenars de metres, i a causa del refredament posterior, la deformació tampoc és permanent.

c) A causa de la resistència flexural de la litosfera, els marges de les zones sotmeses a extensió són també afectats per l'aixecament del sostre del mantell. Aquest mecanisme és capaç de produir un aixecament de les espatlles de fins a 2 km, que en cas que no hi hagi erosió, els seus efectes són permanents.

259


C.5. MODELITZACIO DELS PROCESSOS GLACIO-EUSTATICS, GLÀCIO-ISOSTÀTICS I DE DEFORMACIÓ DEL GEOffiE

La suma dels efectes originats pels mecanismes que intervenen en els moviments verticals de la superfície del mar i de la superfície de la Terra sòlida dóna com a resultat les variacions relatives del nivell del mar. Pel què hem dit fins ara ja podem sospitar que, com a mínim al llarg del Terciari superior i el Quaternari, la interrelació entre els diferents mecanismes és força complexa. Aquesta complexitat hi és perquè aquests mecanismes sovint van genèticament lligats entre si (p.ex. són originats per les mateixes oscilacions glacials de gran escala) però interaccionen entre ells en funció dels paràmetres següents:

a) Distribució de masses continentals i de masses oceàniques (variable en l'espai i en el temps).

b) Distribució i gruix de gel en les àrees englaçades (variable en l'espai i en el temps).

c) Gruix de la litosfera (variable en l'espai i en el temps). d) Viscositat del mantell (variable en profunditat).

Queda clar que les VRNM d'una àrea concreta són influïdes tant per processos d'abast local com per processos que tenen el seu origen en àrees remotes. Per a entendre el funcionament de les VRNM locals, no ens podem limitar a tenir en compte únicament els mecanismes que afecten directament l'àrea estudiada sinó que cal tenir en compte els processos que afecten altres àrees remotes de tot el planeta. Per tant, si volem extreure informació sobre l'origen de les VRNM d'una àrea concreta (per exemple les Illes Shetland del Sud) cal comptar amb un model global del planeta que tingui en compte simultàniament tots els processos relacionats amb les oscil·lacions verticals de la superfície de la Terra, la superfície dels oceans i les interaccions que es produeixen entre aquests processos al llarg del temps.

Des dels anys 70 s'han anat desenvolupant una sèrie de models geofísics que han intentat reproduir matemàticament tots els fenòmens glàcio-eustàtics, glàcio-isostàtics, hidro-isostàtics, i de deformació del geoide esdevinguts en el conjunt del planeta des del darrer màxim glacial global fa 18 ka. En les primeres fases del seu desenvolupament, aquests models pretenen solucionar el problema directe consistent a inferir el comportament reològic de l'astenosfera a partir de:

a) dades geològiques de la història de la deglaciació (variació al llarg del temps de l'extensió i gruix dels casquets de gel).

b) les corbes de les VRNM en tot el planeta.

Peltier & Andrews (1976) només tenen en compte la història de la deglaciació en l'Hemisferi Nord (model ICE-1), més tard Wu & Peltier (1983) inclouen el component de la deglaciació antartica (model ICE-2) i posteriorment s'introdueixen millores en l'escala de temps de la deglaciació (Peltier 1988). Tots aquests estudis conflueixen a determinar el comportament reològic de la Terra enfront de les càrregues glacials i

260

C.5. Modelització dels processos glàcio-eustàtics, glàcio-isostàtics i de deformació del geoide

oceàniques el qual queda definit mitjançant els paràmetres següents: a) litosfera amb un gruix efectiu de 120 km.

21

b) mantell superior amb una viscositat de 10 Pa s (Pascals segon). c) mantell inferior amb una viscositat de 2-4 x 10^' Pa s.

Aquests valors es consideren fiables perquè no varien de forma sensible al llarg dels refinaments duts a terme al llarg dels successius models i que són perfectament compatibles tant amb les dades de les anomalies gravimètriques d'aire lliure associades a les àrees englaçades durant la darrera glaciació com amb les variacions en la rotació de la Terra induïdes pels canvis en la distribució de les masses superficials al llarg dels períodes glacials (Peltier 1989). Mentre que les viscositats del mantell han estat determinades a partir de la solució del problema directe, el gruix efectiu litosfèric és deduït a partir dels estudis de propagació d'ones sísmiques (model 1066B de Gilbert & Dziewonski 1976 o model PREM de Dziewonski & Anderson 1981).

Els models de les deformacions glàcio-hidro-isostàtiques globals ICE-1 i ICE-2 utilitzen uns models de la història de la deglaciació basats en dades geològiques (extensió glacial) i dades gravimètriques (Dyke & Prest 1987a, b). Tenint en compte les propietats mecàniques del gel es poden calcular de forma aproximada els gradients topogràfics dels casquets glacials en funció de l'extensió glacial donada per les dades geològiques amb la qual cosa s'elaboren uns models de la deglaciació que inclouen dades dels gruixos glacials (Denton & Hugues 1981 i Hugues 1987). Tot i que aquest tipus de dades són força fiables, la discontinuïtat del registre (especialment pel què fa referència als gruixos de gel) i la dificultat en la datació de les diferents posicions dels frons glacials fa que la història de la deglaciació i les variacions en la càrrega glacial al llarg del temps estiguin, en moltes àrees, insuficientment acotats.

C.5.1. Model del comportament glàcio-hidro-isostàtic global ICE-3G. Tushingham & Peltier (1991) desenvolupen un nou model del comportament glàcio-

hidro-isostàtic global del planeta anomenat ICE-3G. A més d'introduir millores en els models anteriors (tais com augmentar la resolució amb què es representen les àrees continentals, les àrees oceàniques i les àrees englaçades) duen a terme la solució del problema invers consistent en refinar el coneixement de la història de la deglaciació. Com a dades de partida amb les quals el nou model de la deglaciació ha d'encaixar Tushingham & Peltier utilitzen:

a) el model reològic de la Terra deduït mitjançant els models precedents b) una base de dades de les corbes de VRNM més àmplia que les utilitzades

anteriorment (392 localitats, 192 de les quals corresponen a àrees que havien estat englaçades durant la darrera glaciació).

c) algunes de les dades sobre el nivell del mar a 18 ka en zones equatorials que el situen a una profunditat de 120 m en el Plateau de les Illes Salomó (deduït per Shackleton & Opdyke 1973 a partir de la corba de ö'^O), de 130 m a la Península d'Huon a Nova Guinea (deduït per Chappell and Shackleton 1986 a partir de la profunditat de terrasses marines submergides) i de 120 m en el Carib (deduït per Fairbanks 1989 i Bard et al. 1990 a partir de la datació de terrasses coral.lines),

D'aquesta manera, mitjançant un mètode iteratiu, Tushingham & Peltier (1991) busquen una història de la deglaciació que sigui coherent amb totes les dades de partida i trien la solució que encaixa amb més precisió amb 192 corbes de variacions relatives

261


de nivell del mar procedents d'àrees properes als centres glacials. El model ICE-3G inclou al mateix temps un model del comportament reològic de la Terra i un model global de la deglaciació des de 18 ka B.P de tal forma que permet fer prediccions sobre quina és la resposta de les variacions relatives del nivell marí en qualsevol punt de la superfície terrestre dins d'aquest període.

Posteriorment, Tushingham & Peltier (1992) comproven la validesa de la solució obtinguda anteriorment comparant les prediccions del model amb 200 corbes de VRNM procedents d'àrees allunyades dels centres glacials. Malgrat que hi ha algunes localitats en què les corbes predites i les observades no son coincidents, es demostra que el model ICE-3G permet d'explicar de forma molt aproximada la gran majoria de dades sobre les VRNM esdevingudes posteriorment a 18 ka en tot el planeta.

Implicacions en la història glacial de l'Antàrtida del model ICE-3G Les dades geològiques sobre l'extensió i gruix del gel a l'Antàrtida durant el darrer

màxim glacial i períodes posteriors són molt incompletes. Això provoca que les reconstruccions fetes per Hughes et al (1981 i 1985) siguin únicament aproximades.

La quantitat de dades sobre les variacions relatives del nivell del mar en les costes de l'Antàrtida és, també, extremadament reduïda. En la base de dades recopilada per Tushingham & Peltier (1991) només hi ha incloses 4 localitats d'aquest continent. A més cal tenir en compte que la fíabilitat d'aquestes dades no és gaire alta perquè no s'ha aplicat cap correcció per contrarrestar l'efecte d'envelliment del C característic de les aigües circumantàrtiques. Per tant no es pot esperar que els models glàcio-hidro-isostàtics puguin aportar gaire informació sobre les variacions dels gruixos de gel en aquest continent.

Tot i això, la deglaciació antartica produeix uns efectes en les variacions glàcio-eustàtiques que són registrades per les VRNM d'àrees remotes, i per tant, a través de mètodes indirectes, sí que se'n pot deduir alguna cosa. Un cop es tenen en compte (1) l'aport d'aigua en els oceans originats per la fusió dels casquets glacials de l'Hemisferi Nord, (2) les deformacions isostàtiques i (3) les deformacions del geoide associades, les VRNM indiquen que hi ha un volum d'aigua residual, el qual ha de provenir del continent antàrtic. Tant la velocitat de desglaçament dels casquets de l'Hemisferi Nord com la velocitat de l'augment glàcio-eustàtic global es troben força ben acotats i per tant és possible d'aïllar la part del de les VRNM originades pel desglaçament del casquet antàrtic. Això permet Peltier (1988) i Tushingham & Peltier (1991) arribar a la conclusió que la deglaciació de l'Antàrtida és responsable d'un augment de 26 m en el nivell relatiu del mar predit per l'àrea del Pacífic W i que la deglaciació en aquest continent no comença a ser efectiva fins aproximadament 9 ka BP. Segons aquests autors, l'aport d'aigua en els vasos oceànics entre 18 ka i 10 ka BP és majoritàriament originat per la deglaciació de l'Hemisferi Nord.

Limitacions del model ICE-3G Com qualsevol model geofísic, el model ICE-3G parteix d'una sèrie de

simplificacions per tal de fer possible la simulació matemàtica de tots els processos que intervenen en les deformacions isostàtiques i del geoide des de 18 ka ençà. Cal pensar que aquestes simplificacions són les responsables de les diferències que localment s'observen entre les prediccions del model i les corbes de les VRNM observades. Abans d'aplicar el model ICE-3G en una àrea en la qual hi ha poques dades sobre les VRNM (tal com les Illes Shetland del Sud, apartat 5.4.3.), cal tenir en compte les seves limitacions.

262

C.5. Modelització dels processos glàcio-eustàtics, glàcio-isostàtics i de deformació del geoide

a) Superfície invariable d'àrees continentals i àrees oceàniques: El model considera que al llarg de l'augment glàcio-eustàtic post 18 ka, la superfície dels oceans, enlloc d'augmentar lleugerament, es manté constant.

b) Equilibri isostàtic pre-deglaciació: Es considera que abans del començament de la deglaciació hi ha un equilibri isostàtic en les àrees englaçades.

c) Correcció de l'escala temporal del ''*C: A causa de les fluctuacions en la intensitat dels rajos còsmics i a l'intensitat del camp magnètic terrestre, l'escala de temps del radiocarboni i l'escala de temps sideri no són coincidents. L'escala adoptada fins fa poc temps era completa només fins a 7 ka BP (basada en l'estudi dendocronològic de Pearson et al. 1986). Posteriorment es va ampliar fins a 8Ka BP a partir de l'assumpció que el ''*C d'organismes marins reflecteix la mateixa tendència que el •''C atmosfèric (Stuiver et al. 1986), la qual cosa, per aquest període, sembla ser vàlida. Bard et al. 1990, extenen la corba de correcció fins a 21 Ka, a partir de comparacions de les datacions de radiocarboni de coralls de Barbados amb les fetes mitjançant el mètode Urani-Thori, més fiable. Tot això fa que les edats més antigues que 8000 anys en el ICE-3G no hagin estat ben convertides a anys sideris, la qual cosa pot induir a uns certs errors.

d) Discretització temporal: El model simula el temps mitjançant intervals de 1 ka, i per tant no pot tenir en compte l'efecte d'oscil.Iacions glacials d'una escala de temps més petita.

e) Discretització espacial: Per qüestions d'escala hi ha zones que són continentals (englaçables i no afectables directament per les càrregues hidro-isostàtiques) i que en el model són considerades com a zones oceàniques.

f) Gruix litosfèric invariable: El model no té en compte variacions laterals del gruix litosfèric.

g) Subacotament del model per escassedat de dades: En algunes àrees del planeta (tais com l'Antàrtida) hi ha molt poques dades disponibles tant sobre l'extensió i gruix de gel com sobre les VRNM. En aquests casos la deducció dels gruixos de gel en aquestes àrees cal fer-la per mètodes indirectes i el model resultant és probablement poc realista.

Wu & Peltier (1983) avaluen que les simplificacions a i b indueixen a errors mínims, que se situen per sota del marge d'error introduït en el procés d'elaboració de les corbes de VRNM.

Els errors derivats de c afecten les datacions del període comprès entre 18 ka i 8 ka. Els errors màxims són de 3.5 ka en la part més antiga del període i propers a 0 al voltant de 8 ka. Segons Tushingham & Peltier (1992) l'error residual del 15% que l'ICE-3G dóna en l'augment total del nivell relatiu del mar al Pacífic W i al Carib S és ocasionat per aquests errors en la datació.

El punt / pot produir errors importants en les prediccions del model sobretot en aquelles àrees properes als marge glacial, en què l'efecte de la resistència flexural és important. Es considera que l'error induït en les àrees dels centres d'englaçament per variacions en el gruix litosfèric és nul.

Algunes d'aquestes limitacions, especialment a, c i e, estan essent corregides en el nou model ICE-4G de Peltier (1994) que ara està en curs de desenvolupament.

263

ANNEX D

ARTICLES

A continuació recollim un conjunt d'articles que han comptat amb la participació de l'autor del present treball.

265

Annex D. Articles

PalIàs,R., MuñozJA., y Sàbat,F. (1992): Estratigrafía de la Formación Miers Bluff, Isla Livingston, Islas Shetland del Sur. In: López-Martínez, J. (ed.) Geologia de la Antártida Occidental. Simposios T3, pp.. Ill Congreso Latinoamericano de Geología. Salamanca, España. 1992, 105-115.

Aquest article presenta, per primer cop, observacions estratigràfiques del conjunt de la Península de Hurd. La Formado Miers Bluff es divideix en diversos trams, se'n destaca que la part més alta de la formació està formada per una unitat de bretxes sedimentarles (mai descrites anteriorment dins dels materials del Grup de la Península Trinity) i es proposa que el sostre de la formació està format per una discordança amb els materials del Grup Volcànic de la Península Antartica.

< oc (/) lU

ra ja

ui >> N o

I

.2 I 2 I

li •S "55

ti c '-• • is

il

c >2

• | |

•S "i

IS

- § P

i- 2 > < ce I;; ca <

illil 8 •o p

_« u •o M O • r f e u

e S o 4-«

e u S

'i 2 2 o c cd CA

_o a> •o •o

ca u •a tn u C O

' ü ea T3 •o '^ s

s o u

o « o "O

•ï

_ a.a ?3 Ja 48 S e 0 .5 6 <u «i «=í S •a ^ i .2 « çj g 'S M 3 Ö o

U 3 3 U

5 íS O "

-çj c -ca ca

e c b ? 5¿ <-• flj ca

ca ."2 O 35

C ea ^ o 10

o

t 3

Z O C < s p

<

m

o •o c •o •5 ,9. u 10 « Q

" ^ í i

^ S

3

s u o B

I e 3

o

c 3

ea •n i3 e

C .L lí w) • O - - 3 U

Ö 2 •« M c E

e« * S ü n 55 : T3 u ^

>» ea

>. s o ;c 11 i 11-

o ON ea —•

C U. J -•ll

O u - * - , , 'C 3 <« o __ ¿5 .s c ,= s

« S S e S u . - O . C _ 0 . 2 í i C i.»i

I' ^ .5 "O -. c «

•o • "

ob ób 2 -^ £•55 § - ^ o h> 5^-ob; : 2 ^ s

•«5 •« -s £ c •" « = •« J ^•--.iSll

Cr s _ CTN o . _ = - . C U

•o "C -P Ç ea •3 o

3(2 í2-e s c 3 i-g 2 c

•- ed*í ä c S Ä — T3 4>4J

o r >* ! - * á > ^ O 0 " ^ * í - 3 O S O P

•a ^ i g g . e-S S-i < 8 ¡s a i ea 0 0

• T - l " -

u •o ea .= >,-a

" g 3 - ä . 2

"2 "* <« i¿ a.a-a g

If

g o S " o S ° ^ S 2 . o e · o ' g

^ . § . § - § Í B S - 5 ^ S < o S E 5

o l i ï g o u ^ 8. ö l •5i-c g c:

pS sv

O U ^ k« U JS •O 3 O. O " •o S 5 2 .-H S ^ S « I ü -S ¡3

a e a B ^ «1 S M S S Ä C - O M ^

S o | « - S ' ^ · | ^ · i e g g S « o o 3 .2 i ; w S -C Í3 '-5 5 o

u s l - S . • 3 ^ •c o

O

à^é-é-

z o D < s O

< O P <

0^ O

S ü H im E3 ü i II Üíi iíls

"lli c i s i

0 0

C Çtt 4> o rS » •o >> (rt O u

^ _3

•1 •n a u > n 9>

•o o IUI B

«S.N a'S er a 5j - — e

.(U « 5b. y

c 2 ^ 2 • c «J ^ o - § = .a 'S (3 " U Ö 2 JQ U C C3 #2

 u

•o g O g g S .•§ '5 a '-a £ 0? 3 2 c S K ta -5 2

^ •*= o ^ .2 4í S n 2 2 S g -.1 " •> ^ O

- ' S

Q, O

«, s o o o

•o V o ft S V ^ -a

i I B U 4) 3

"o "

u g.

J. u

g-o ea wj " 8 2 ' ^ u .S ^ s

> O 'S s =?• o

8

o-.2 e c < S

•g-o

_ o. u CO

00 ^ '-ï. ,«

>» o. t i . c IS S

lili 2 g ^ o « <5 59 -g

i-S-2

o e 5 ÍÍ

§ SS^^' o a ^ B

u. a 5 o " • o - ^ •""

.2 3 2 •« • a g o . «

(rt _ O O C « nj T3

8> · · Í 2Í

« E Si-o

2CU

Ö a 2

.2 c 3 == 0 5

a s Si E •n .a e ^ •b Ji D. C • I J E i

o

« '• y fe V) "O *n s O,

Q O. > . «^

es ^ c o 2 .

::.2 i.i^-i

• i 13 .y -J g ca

SB Si

ea

T-¿-a

^ 3 5 " ~ 13 V3 _o C 2 ^ 4> 2 'o E '' 00 K fe <" " S<2 2

ü c S " o u S <" > c " o "c -ïï .g -J t'* .. t i ' ^ • o ;« Ji f^ _j ca g .

&í o.SP.

c Sbfe

8 S '

ill

- T E

u.

u a* •<

I 3

•a

•3 "S-rf

II

i iJ

; m i2 o

! ta "J c

t 3

Z O ü <

p

< < o

• < nj

• a s " - « ' •5 H 3 e

Ç? 3

u g

a

.3 '=

*¡ - "

03 T3

è à è S è t= a» ü « «

« — c g s Ä c 9 w — E

t« ^M W5 t ' J

s-S « ° s a.ïï -S S S « T3 3 (3 o

I s «I C C u C d

- « S a l JU T3 _Ç .§ "

•3 g « ^

~ t / 3

Ml

w <« .'2 . £

S , , h i> 3

e ^ S i: -t; •p o- n -o c C ¡2 — ¡g o O S3 c — — 5í - 5 n c S g 22 o -2 Ca 3 ^ . S o. E « c g •« - fe ü S.

a = ^ c '^ 3 u o • = es CT 3 ^ O C w " Í5 8 3 2 J2 S > - o

•o ^ -c > c c c o c/3.2

8 ^ § w | S C D . U ^

O. =3 M 5 <'^

Ja 2 S «•«>

E 2? E -S 5 •3! 2 -5 E Q

75 «

li

'-0 __

V ) C T3

c S s ^ .> . 2 E •' i9

13 .E " • O c u ^ £ "o

^ K g g -a Q.

13 ü S c = ?í

i "• i k« Qj C9

••5 o ÍS C¡ oi)

25 S3 D

<n a Q

S u S ' ' • ~ (3

«3 . i .

E -a 2 Ä

.3 o T3 "C _ E3 V T3

e S w 3

• o

> i o

• a 'SS 1^ c S 3 = en ^ e3 2

- " JZ C ^-v S3 -«r > . o o 3 SJ\

"o ~ , C ^

'"" " ü

•S ja

s Q u a 3 CT

« 2 E c ä:2

c/5 2

5 o

•2 « E «

Xi S3

"E 3 '- ^

_ u e3 o

S « .9-

S <= ü . 3 U

O <-• l>

2 S «i c g g o 3 c Cj U C

o •o

2 S3 S3 *-•

•O n

'S g ä | a¡ ?

E"E S 8

•s o •C3 t í u o.

t j E S3 S3

1> ~ ß '35

•O ^ 5 >

= s 3 Z

*« "33 .2 <3 " ' § o 2 § 23 a? g •a E U o

c - = •2-S U 3 c oa

•= s = ^, »í o* 2 « 5 u n.--

. 1) U S3 (A I« " ^ U n O S3 3 ^ "

S3 S3 2 E ~ E

.a ü - S E - « o.

tn _63 U - 3

«> S3 73

^ C >^

i 3.2 O, «3 *e3 c Z E u (' 00 «> . 6 3 S3 ¡2 c

E'g £ w C o

s— - a C

>»< ™

I si ^ S ' o 3 n S3 I« " N •— 2 S3 e c o U C o

CU t - — u « 5

• ^ t> u O 3 .Q 3 r 2 ^ 5 E O S3 C

'C ü

t « -^ o u

^ E S3 0 3 - S ' C

u T3

>> 3

C/3

1 3

S3

C o \

y os _E —

'S 'ü ° C/3 w) ^.^ O V) •a O 2 !öb v> di

C >

c _2 C3 ' C 00 _ 2

¿ c 2 J3 sg •o u ¡« -J Q o t_ u • <« 5 O "3 -c c 00 (rt o f3 ^

e E 53^

i

'S S n .a

S c«

& i i • 0

>) 'S • 0 *s 8 3 J 'S w 0

1 4»

£ M

>S M

3. 0

1 a M

-0 e V í ^

^ r^

ú IZ 3 a u

1 U

C - o ä

j i

5 •s 3

ü 2 c -o 3 O

T3 53 u Í5 y f

t í S3 ^

(3

3 U "O H "O <"

- C u o .S o. c o u-•« O c a o u

u

^ • 3

SI

Ï Í .2 S a S

i í 3 -s -s '

l & E S g j3 >.-c

o 2 c n g ss g «" 3

' K ^ S3 . S U S3 P _ J o "O

I I 8 f i l i e S3

•O C — 00

o o u

63 « 53 3 S3 t í O SJ O

i3g E

o J2 a

c (3 °

g : : j 8 ü ^

. , u c

t a • o o

o S3

'• "5 2 'S e ' S o

u •

u 3 o* o

§ § (3 T3

E = 3 •?! 2 3 . > « 5 ) S S - - g

¿ ¿ e s =^2 8 0 U S5

g p

S :á p - S

c — S3 41 " • O P ^ S3

P _ C <N • =

8 •« 53 1) '5 S -63 "« 3-g á ' S3 g "

— N

U tn 3 S3 O- y E S

•a

p « - o

^ gw S S E-S

Ä ^ ü S? — -1 -a o B c C " • • -

00— £ o S -O 63

" 2 P S ^ 2 CB •-* - í í S3 63 , t ï sa

a o i í <n - o 63 sn Ö . e S3 { n H Í2 It" ^ 1 - 1 S-S -c S S . 5 E 2-5-Í

_ j «= V- . 3 2 o E -J c O 5 3 t; o «j »/) C t ? S3 y C Ä O 2 3 fe C T3 O ^ O .S:

= ' s ja c z • g

u < s p

a ¿ u. < oí o H <

O

o U

«•> A Í2 " •- O 1) S

j2 Ja -o g. f? 5 'S »• t/ï 5 2 — ^

o ^ a Si B o ~ i <n o o a «J T í t ' —

S = 2 ^

« . • s o w

8 ^ C9 3

a t : u ju «J ^ fi .3 « 0 - 2 3

•s ~ s s . 45 ^ g 3 > ]^ Ç •*— (/Ï • -P O 4» 4>

ä ' o e CS t ; 2 » >-c3 S a S

S « « " S <5 T) — or ß

• • 5 - e s g | o "•''^ 'S y

•í= 3 o B 2

CO * 3

o u

0 . 2 J2 w o -li C «S ° ' T 3 B U u> U — V) 3 «i • « -O

00 C ( S (a

I u » •a S <

•C «o « o a o

'•B T

2 o S H

u < 5 •« J2 o

u a 2. « o" o N T to o c/o a

< -o U.2

• ^ B

ea 2 _0 B

s « B - 0

.2 o

J3 < « CO ' ^ " "

o • u

e a-« 5 ¡ o u "^ <N

T3 ca — 2 •* - i eo u ON 

S j S 2

ai o

u i c

£ « Q (O

< s

I

I I §

J I I

I S •a <

I« . 2

Ç M •as

< -.2 "" o ?<

5 I 'S S t^

I !

i g - j

I Sil

1:!°

"S §-¿ QO ^ .

<N c > cá "* ""

t 2 •= 5 "a 1) o o c tí cj c ^ ^ J2 •

J3 . O G

C ov

E ' ^ •3 o"

.£ §

«I Oí u ^

u. ^ (o

•i I Sri 2 g ^ ' 3

I C

I u é o. e

.li .': 2Í I?" " 2 5 .,- w 2 tí R

T3 Lu -s: J? c S fe •= < S -'* u ;S:Ç 1-5 <

•5^.3

<= -s 5 3 -.3 n fc -g 2 3 ¿ 2

13 t"-' "ñ "

l l l íSlí i . tSo

I .2 a =^^- o S - * ^ >

. 3 — ü ^ ea c è <- H •£ ,G - ) —

• : 2 - H . x a 5 2 g | g l g ' | 2 | c 'S S S »•= " ' ^

s ^

i oí ¿ í < < < 0 > -< Q Q Q Q a = X

•z J3

2

Annex D. Articles

MuñozJA., Sàbat,F. & Pallàs,R. (1992): Estructura Pre-Cretácica de la Península Hurd, Isla Livingston, Islas Shetland del Sur. In: Geologia de la Antártida Occidental. (López-MartínezJ. ed.) Simposios T3, pp.127-139. Ill Congreso Latinoamericano de Geología. Salamanca, España. 1992

Aquest article mostra l'anàlisi detallada de l'estructura de plegament polifàsic que afecta la Formació Miers Bluff. Contràriament al què s'havia proposat anteriorment, es destaca per primer cop que els plecs que afecten la successió són majoritàriament oberts. Es considera que el capgirament de la successió es va haver de produir, almenys en part, a causa d'un basculament cap al SE. Se suggereix que aquest basculament s'hauria pogut produir posteriorment a la deposició dels materials volcànics corresponents al Grup Volcànic de la Península Antartica que afloren a la banda est de la Península de Hurd.

»

i o: ><

I I 1

a

s •S I" 8 (3

-21

t i I« .i I o -tí

< S |

11 •g'S Q g

ti ¡I | l 1 Q -O

"O <0 10 CO

— T3

3 (O

lii - k_

O

5 2 ill if i

lililí i II Hi i till lililí íifij Willi i «O RJ ^ — — -O

^ x: (O S <o c >,Q- 5B X o -1%'

M

I f I I

ä i «•55

ö-fc «2 55 5 5 S 3 ~ o CO * * "

© CO (O CO

* 2 "3 ¿ c S «a 2 £ ^ o

s r -^ ^ tñ in *^

T3 £ S 111

CO O) «¿ o i l äi

.fe 8>

- I g l >• S

•o "o u 3 •O O

ii u. D,

y? ío A

•o-goi íS S u

U. "* !>. ^

i2 o =: ' í ^ ci2 2

d Dí D X

3

Z

2 UJ o. 2 w

•C3

(/> •rt E u

< w5 2 3

t j ed

T3 t o

E to '«i V3 O

u

> ••5

o Q .

d C3 3 O

T S

c/3 U

C O

c >.

*crt •C3

C3

••5

E u

c •o

[G 'sfí

o a. E o u u

T 3

CA U

U c

*4» 0 0

3 CA

>% O

c u

1 ta QO

(X u •o

c/1

2 3 t3 2 to U

CA

j 2

CA U w o

• c ü CA 0 a c o

c 'G u

5J O

'E •o u

c •o *u

3

O > _2 ta

o a ç

'•5 c < .2 'E

0 0 O I M

O

• O <N

c — O r

C C

_ • - ,o c

,.a o.

a K -r. -¿ .Si

fllí s S-2 2 - 2 E

3 , 0

I (O

UJ

11 g

•2 -o -c g 2

ii5

C3

U 3 ex fc: 3

S S ^1 C 3 V a-

.s a

. 2 »>

-JO í .

,»r'3 i" '^ u .tí

E E-I á

CA •—

O 1)

u 2 > E

o'S S K 2 "S .H E S C C3 Cu

3

ta

T3 CA CO

a C3

z ; 2 O) O

2 &

iï 5 "

•c.g

E 2

ca u u N C 1 3 - '^ o

CÄ " ^ U S =5)

7 3 CA —

^ 1 ) a>

n CA

E c ,2

5 ^ E

a c

' 3 00 "a u

T3

J2 S u CJ

Ä O u

•o

c o N

2 2

_ * CA CA

.SP "2 u u. O c •—• > o CJ J 2 *« o •*- ta

• a g o SP <= o « t u C 2 CJ 0 0 ^ " o s . _e3 o o CJ . ä ' n a CA • «

u ea E CA a ¿ o 3 c3 tS 00 U 3 C1.-U CJ u C u

o ' o . , CA O

•O ca

ta - s J= = e u

•S " CA CJ Q. CJ

o es

CJ

CA O c 3

__oo BS s u

2 S «'S S | •S 5i

• CA

c o

•i é| , 3 C

.2 .2 .ïï I CA ^

. u 2 i-o 3 ' C CA

•O CJ

!'.2 "Z l o ^

¿'

CJ m ca ta

ta S2 u Q. u C ca - ^ c " S o CA fita c

~ .o "i -> . 2 i>

u c CJ o E *w5 o "

•o c

• o 'ö u . h CJ CA T 3 — CJ

i 2 - o CJ

= 2

£••2 — .o 2 E g 2 u E o c OJ c U

1 3 rt) CA

c - 5 ca

2 E-a O O !t: CA C i • *

CA « 2 •S " ú5 ?» ta c

f í - H a

2 s ^ « ( U - o

t ' l rtl • — U 2 -rj 3 3 . ü

"•1=2 Q. CJ ^3.

•a «^ _2 oó

ofe E i : o u O 3 — 00 CA U

ta s . Q.

u

. 2 ca ä E ü ü

• O CA

CA • «

.2 , c ÇA u

•o 2 c E

•O 1)

o ca D.'C

.2 c • O l u

ä

11 II •ii..

B O O ca .

o o •a

•C 2 '-> ^ S c •« 2 ^ c

•r o .2 3 CA g

. 5 00 c u o CA

£ u ..% C A

" ca • o ciJ CA ca

2 "Q C t j

CJ .se "

a. > i2

"2 r<l C3 Ç

O O •n - o u a tÁ S-a. ib 3 es >" c >> 2 o - =

i s CA U

C 3 u 00

E-o t a CA i ea O o

ca ,cA

o ¿i

. • 2 CA

•C 'G

CA

41

ff

U C CA

2 " 2 c S I o c .H o u —

s-s ^

«3 . b

o CJ ö o-

„ C CJ

2 e o o "O

' o

O •T3 cJ

a 3 SO c ca

.y "5 !9 C -3 '57 u _ c > o o

.o -o a 3 ca „

£ — ^" Sí Jí ti) o <—

a-S « JJ K o

^— CA " O •O (u • =

•S S ' l _Z .2 ^ 2 • Q , «

2 CA 1)

C1--^T3

E - =

0 0 U . CA

o —> u •a. " Q-=^ .2 j a i> ca 1) oí J : -O

' i 2 5 x : c lA

. CA Si o

'•§ E i ' S S S

•J= 3 X t> . o (u

2ä ' 'S?;« ob " -2?

i 2 &o -^ S ü 5 C S 05 « • o s Q,.— ca ca u SÜ

•^ 2 g 2 <N E ^ S! g

?; 2 " " " § es -o 3

. f i CA C i í ^ CA o >> t>

a « =. ¡5 U OO O 3 „ . 2 (U . en

¿ Z B

• O

'G u k«

••3 u

•o CA

u "—> ÍT w O

a s CJ

'C u o 2 ea CJ

u CA

u CA

.2 2 CA U

a> •T3 CA U 3

u Cu .2 es

1 u •o O £?

_ca

O

es B ta

s^ o a>

CO

•o

r»r

á E t ü

z u ta 'G es . B O

B .2 "H.

."» u.

B

8 i

X d

N O •z

CA -TT

_ça ü

í-1 CA > a i " I

o. f i 3 -o i í 2 • hs E ca o es

•d ^ S sí t : »^ Jr„ -• n D, es — .£P CA 2 " " " a fä u, 2 CA _, 2 i: Ï3 c ca B H ^ d 3 i2 u t í o — ^ B •A " í2 15 S d CA J2 >- 2 CA"

" O d 3 c d d y c — 5 T3

2 íi._ü S

i" 2 > 1 ^· " d 2 .2 " > , j¿ d* a 2 2 • " S -G . í .§ 5 •d í , 2 u ^ ^2 c 3 a - a ^ ca <; (U 5 o 3 —

•O O -g " ça i2 u 5 § -E t í S c g ä g j .S 2 5Í <= '^ •" E ?• 5 3 u u

2?.l|g-.| U —• d _; ü ío - _ r Q. 2 — u ea d d o -o , . o ^ "^ - ÍS <2 7a ?! s — ~ sj

d d CJ

C •2 c < _ta 3

i 3 -§ E o

S . ^ i 2 " f e V-o- < -p SS 2 C CA ^ . E t i CQ d d > , CA B Q ,

•ä -S S3 S H «

| d | S B j S "§ 2 . " '2 ' ^ T¡! 3 B S'O E u B y 2 2 •« g B E o E ca

«t Ka'2'· · E-a ;>,-Si2 E

^ d J3 x ;

d " Q. O

•3 c CT-o " d CA " O

13 -o 2 •_Ñ o 3 "d tÓ t í ^ 3 2

U c " B es d 2 -C .2

' G CA ' 5

2 2 - c B o H " | i u u ,0 s5 2

" o g ^ o « . 2 " 00 T3 2 h CA ON d

B ä 2 - " d

3.2 g J2 §

" s « o - e CA o U f ^ " ^

3 -3 2 ^ ' 2 fe -g y - -p 3 d n _^ 's -— T ) • - o ^ rr^ n i CA .12 0 0

• Q .

E O .

.£•5 > u

B O

.2 3 .2 Q „

e 3 ÍA f ; 2

. § ¿ " 2 3 " Í5 o r "

u, « 2 ¡s d •* i> o c .2 " S .£ 3

3 5 3 -" CT 3 B 2

"O - . c ca (A CA-S B U " " ¿. O . - ! r : d d t ^ Cf E

2 SI 2 E

" ó- ^ CA B

d u

B «^ d u

u d S..2 "S 3 2 O" B d <

.2 d

II E ^

Q oí D X

I

tí

< ei. t 3 ei

m

I U

8

í

S

a

•O

S

I S

-I T> -3 s'B .•i J •a S. Ü .s >• Q 5

O

a X

I

< u C

• < I -u

<

3

N O •z 3

* S C "?? m n« aj »^ E 5 •" -2 -2 " tS M -n « « «a - "

llilllllli c ~ u oo o

c e

VJ m C *^ Ü ' K —

g Z .S •« -o O g B = ..2 g g S ^ ^ g I " « 5.";: i: ^13 ** u .Si E g « E a - § f j i - 5 5 E

^ -/ c 2 3 H .S '? «, Í3 I ä ü ¿ 3 H í &| c Z - o g Ä 2 - 5 . £ p - a a S - ^ g - s e J3 S ^

•o u — •= -3 ^· e

T3 «1 - ; 3 E p • -S-.-o c 3 I H ^ c« _ <g 3 ÍÍ 2i

_ ^ Ü '' aj O —

^ « 3 | s § 2 2 - g 2 g |

g . H . « | ^ - í g S n w g " M , 8 g s 5 < 2 " E

Í " c 2 | 2 i ; ^ | s g E > ' E 3 ^ ° | - S

| - S « g E - g S ^ " o | a - S o | s § £ í ¿

lililí II lllllill iri -c ^ ^ ^ f

_ 3 0 a a " C < 2 a. a ¡i^<2 -' « „ « a u U r a · ^ E - g ^ S i ç a c 2 - 0 = V. 3 É S < / ; Í 3 5 Í O J 2 H ? Í c 0 a „ _

P o 5o o "O

2 . . _ «í ÏS " 2 3 u

illilll!lfli«jli!i a r o . 2 £ u 5 ¡ > ^ ^ ^ = "<=^

e c o •iÜltsí.<2-| c .g o a ÍQ c S? 2 .g -

u B i ^ M o o > a . u u ' a

i

I i < oí

t 3 oc

N O •z 3

«o o • I

^ ü- 2 o « •a ,^ o c S ra c/3 ai •= u « o >- « c « 7 3 - -á 2

— "" CQ _ i 2

T3 V) 1 I I

T3 o o

SBII ISI I Í I I Í

•Ï? o e- " •= S « m 55 .S fS

«*||l.i|s|2||s-liiJ!!ll?i?iilSliïii •o Seo

5 z I

Ul 03

Q o: 3 X

I

3 et

U 3 o

>. S tu « xs .

'5 2 c -CJ _

o • > a 3 ea

c S i o U . .

c : -a >/-i CS •; [^ •- S t >

5 2 ^ ' oí O r t •« _ a s - o S

Is a> o

ui — t , r-i

a« ui o

« c (u

•n fe 5 o 8 -5 u .2 o C T5 _

D. C9 ^ 3 . y uj

O a> a> cQ E

I I 3 3 c ^ 3 O C C

2 o-

li 00 u

^ 2 è a a 3 O.

a> CS

• o «1 —

V c3 id

C a CJ «J

03 Si

ea o

u u u u c u u

o 3 rt S FT o C Cr

• C S "

g u 2 o " M

S" — ffj o o

c u

c

ca « u ea

'S 3 ca u a 3 2 -U) U

^ N

C 3

a o "50 g

<n u 2 « c • " 4J E

ta

IÀ É S Í3

c "2 i'

ta • «

b! u 1) o

•a 73 3 u «

s ca ^

u 2 S u 2 ''S a o . E = S ü « ä c 'C <a u u u 3 SS 1«

o ^ _ . " c ca (U-O 3 3 • « CJ

>, > c c .£ .-2 rt « y

O í a - S o ca o '^ E 'S) <3 C t« T3

e « .2 •©.•a "

• - c ' S «1 3 w O S - , a - c 2 c g B " c S >< m 00 3 2 ! - 00 tn U. 9j 3 C — 00 5 S3 u •" O Q- ca

u g -j; t i ï i ^

I I I o .» en

o. ca g c o *= — 2 ••= Ï " ^ ' ^ ' » i \^ ^ C o ^

c u

c 3 op . S ä s SÍ;Í

" a. S

Vi u u

•O u C ca a

ca

3 « "• S •« § ça - ^ "Ü X I 3 t i D . ^ J , T 3 3 So E oo J, « u -

s.tf' i |''s.:g

»i •" ca — « — s; M — c u Q,

"2 o-g 2i o e s ca S3-§ ~ o ^ a . >>

o c

c.H •G ^ § I S 'S

ti «I

"" ¿.'S S 'S S? o S S S _ . y a u

•5 ca-« S I tp^ i

• s i ä ^

u

IH i

.2 o ca > J

o S

t^li-^tl Si^H^^ i

' ca ä o

CS t í 2 O ~

c > ^ _ "O i2 P

^ •? o- S

•o ca a 5 rt .2 cà c S e ,«-

ca c 2 i : • " u t'l C ,«

" 2 0 ' 2 Ö S

3 c ca Q, U T3

.1

3 ca

« l í " S-S.s a •« . 2 ••= « y u •= ca >< ca E

§ Í r - § S c 2

s ta^:5 s ä g O-SJ à «

2-3 Sg i2-S •o b

c '^ 2 = n ca

•p "C O ^

u u u- 3 a . UI c f .2'S. " S

li.. ca >; f- " "0 2 S. 2 § u ca = o

« 3 8 3 = 00 I-- >: >>T3

4> ••=

8.1

. c ca

ca ca Q. >

E:5 o -o CJ ca

'i" E.a

3 £>

ai — ^ 2 « fc 3

•O 13

ca ,2

2 2

I o E

«'s D, ca « H o " ert C

2 " c ^

5 E -2 Ç ä"

OQ . 2 ÍS S . y , . tf) ert

w ca 3 3 3 C TS 00 00 aß ^ •— aj 5T

w ca 3 3 c G 3„ C TS 00 ä '^ U °o o — 3i 'S Ä - ^ :Í 00 "5 T3 2 3

^ a ü g ca g_2p-2 tf)

" Sa p 2 rt — 2 p ^ c

u

= g o u c a E u g Í3

4i 2 "o "^ ^ ^ E e o «

II =-°-s¿ ,p;o

«á e o . s

I B I E

irt 3

o 2 - f ca 3 — c — n. 3 ca c «

<rt <rt -r- S o

ü ï ^ 8 z

r-

ü .a ~ J3 2 < E

N O •z 3 S

2 3 U S

I I i ill

ú ^ •S Ö

u e 3 cr

e •o

Q

X 1

II u C

oo o

c e .2 ts

fs a i ^< 8

3 eu

' l í < ^

— u . -1 " "-' "H. c c¿ Í5 3 c ° ^

— S u <^ 2 4> " fc- C¿ (/)

"ill's =^ -^ 5S .S z 5

H-5

ü ON C u 00

CO CO

e o

i I

• = - ^ oò

> s; <— .

?^ 1-5

"^' si'S

•< . OC aj QQ

ï: *-' n . S I =*> E ^ I ¿5 U •= < £

!•" i í-s =0 g £ 2 53

CO H

I i tillg

iiiiOi l l i ! 5

N O

= R « -T ï5 c Jill

Ij li II II

h

«I

c _o 'S

u c o U

•a-is-as e<-íi^ i^S'^o " P, " -o o c J > ^ ^ S-M° ñ a c 2 S § . - 2 Í Í · « 2 ' n 2 « c O « · 2

1 eg c

' • • § 2

•o 313 y b-c >-o.2 «a-o

1 ! ja

m . - j ? 5 5

o < X •§ .a Z _ a T3

3 5

S « 5 as 3

H - " ^ Si

ílflIP

u c •- o es 1/Ï

O — I M »

< ~ a —. o ^

CO c u .Si £ íí <- P o ^ ^ ^ 2 -to t ;

¿ E

I I í

I «5 8 •a c

3 E a

ü

is-i " fe" S § & £

c u . 2

i2.s c . >

<— w I j O vo ¿ " c ? = j : - -^ o

«i Co .

E u> c a ^ o 5 S

= -c n 2 •c .* ^ ^

E í § 5 S ¿= •£ a

1-^>>«^5 Ç g £ J i

^ « 1 II •a "- u

— " O r t ^lililí III11

I u

at

00 m

« t < < < < J 5 O

Annex D. Articles

Santanach,P., PaIlàs,R., Sàbat,F. & MuñozJ.A. (1992): La fracturación en la Isia Livingston, Islas Shetland del Sur. In: Geología de la Antártida Occidental (López Martínez,J. ed.) Symposios T 3, pp 141-151. Ill Congreso Geológico de España y VIII Congreso Latinoamericano de Geología. Salamanca, España. 1992.

En aquest article es fa una anàlisi de poblacions de microfalles, dics magmàtics i venes de quars que afecten el conjunt de les unitats estratigràfiques que afloren a la Península de Hurd i la costa est de la Badia Falsa. Les estructures de deformació analitzades es consideren eocenes o posteriors. Es destaca l'origen polifàsic d'aquestes estructures, el domini dels moviments direccionals i, associat a l'obertura de la conca de Bransfíeld, el recent pas a un règim extensional.

UJ

ü < oc

ü < OC l i .

<

I ui

í o (0 c ni c

CO

t 8

I l ' e n 15 5 qj

SS .§§ 8 "

Is S r'S

| §

? ?

Is

fi- u •§ JT-S

Si

3 C/3

'S •a •a c _g u

c/3

. u o w U O. •5 2 o UI C Q.

on "I

<2 -O CQ

5 < *\ C trt "^ u •o o 00

"5 isle u

u

O,

E

.H-o Ç o

u

13 u o u

T3

O.

•n o.

c

u o B go S

1 o n o ta

•= « V rs

li »¿i c g ^

ï« S 8 c o ¿> Q.

u

I J1

o

.5 - . i« T3 E

iá CS I — d

11|: •^ a

•^ S 4 Í - 5 í ' = « ^ •5 u .2i2

" S3 •3 2

= o = 'c oo2 ü í; 3

z o O z >

< z z o c < 3

i

2 3 ¿ 3 ^ •I H S S c u

3

2 .§ ó ï *

« « « S s ca c3 u u . s . s 8 ^ ^ « •

II lli-• ^ - Q ~ ert - ^

S5 J2 •« -i -3 ^ P « C S3 u cQ

•fl u ' S g ^ ä « o s • ¿ S ü d ^ _

= & S .'2 -5 U c: u u> c

c 3

•5"

B g

t.1 * í ^^ flj

2 i 5 s

Issg3::i^ccs s.i.3-"|i|^.a

l?i l« isill • - e a u B C ^ U U e s S j S

s Q. g Si " .SP i S « S

2 3 > . H . 2 ^ ^ o - - ' ' - « rt 3 •^* u • -

o« (rt _ - irt t) C iS R "a F, ^ « -P — •- í <" o o , S P y * j 3 c C i « H y c

lili i I

Si

es s ea

lillilililUSi 5 "2' u

.11 '^äM :2 S •« <i2 « u " ca E -O - —

u — T3 __

8.2"" Ö S E u o-atS-o

I i lili Pili u c 3 -ça •O -5 o <« j -2 5 a -5 ä _ V U CQ A l V -

- ^ T I -— « Wl S g g - ^ 4> (t) ra

•** •«* k\* n j ^•~ >t^ fc^ \^ ^ ^ ^ ^ . j

¡iä=:s-o 5 ^ 2 ^ á 5 ^ w i « a ^ 5 - i i 2

, . -O T3 ca

00

.1 § a-sj '¿Pea X o u o. & > " _ - « e

:g o «i u o i3 S o «, •- 'S o 3 o S B u *" > _ (a Ö. u " ta -js í> 5 o VÏ ** trt

r2 u , , ta 1) ea — w '13 •3 13 -u « o

3 "O t- u

•o 3 .2 u U o-g-« S "> » i C «i o .S3 -o Oá t í íJ "O 3 ^ . 2 5

- a l e «1 w I- .2 o u u s

S S 2 "

.> .2 S 3 4> a> o C CJ •*-• ZÏ» rt

ia|S-s'-sSg

a ca

•o

1 U 3 u

g g í í « « g 2 í ¿ - « « ? f I' «••sil i o 3 SI-Ha 2 Q

T3 C •ilJli^ c

>.B g 2P 0 •n 2 _ o c ca

P 3

2 E ^ a So 2-1 n o u • -

2 " <= «

i! c y tS 13 3 u V o . O.'O

U S ta o s v= 2 >.

jj _2

UJ -a

| 8 - § J J : | l . a S i ö E

H ii a u, o ¡s s 0 - 5

a

s o u s ca

o js •g " 2 c« •« S

S 3 & ^

J íg«! E S Í3

S S ^ s g s t ^ 3 2 s ü § « s .5 -o S¡ " o Í E íS c S •§ S 3 -2 "2 = n "2 S i5 i2 ca -JJ Ä (u

S S g

SÍÍ'-3-2 S ' .>2" o t i -^ w t^ c

b a S5 •§ -- " <3 <« c « „ — u) es o (rt ca 5 " 'óbE .2 "tj y?

•a -— 55 ^ 1 3 ^^ _ O O _ -a u S.§-^..l S.íg

c p -o u o c 5 "a g < 2 Ö «

Ha 13

e 2 S

o u 3"° tf) O

_u ça c . 5

>n ü S 3

ca o ü

~> o u u c 3 o ts " tS «}

E ^ - ^ u a 2 —' wo w ( u " fc«

u i> -a O ca O) E « «3 E -c o .-3 3 ^ ca u 2

l i é i é s í « i ^ «^ ka w ^ j , ü -.«• <- bft

•u *" U ÍS íí -3 <í3 .Si " u

.2 -a -o .5 2 s 5 E 3 ü 2 E o a , c : o - o ^ ° 5 i

— o a „ " o -5 -o ca -o

r^. ^ . ^ CA

og

CTN . E CL a — . . crt C5..

iU O É i . 3

CJ^Oi O O S . o en >

-. o ~ " c 3 ' — ' e a c S s r S O c " 5 p - r ^ ü ' H . - o ^-ü-U X > i u > ' S r ^ 2 G u " í s

V.-S " !2 ><'a S-o a o

cu 2

.„ _ - 2 >.'^ £-3 a o o « E • « Q ' " ? ' '

S c a o 5 < « o o O O j o ( u

S^.gg 5.a s í 5.§ ·5ígA5ig=SÍ'2Í·§ "H-SjS g E £ c 5 2 2

_ o · C Í : ' ^ 2 · 0 S § o p u =

o _

G O - . .

: -o "O S

2 - 2 s ' « - 3 ( 2 S " "S e2 o *? 3 <i; 00 —

^iiJllll cr ca 2 *

•p ea

! • § •* ca

• C - p B E ca 3 E

•^ . u Cu u Ï r i5 ^ c

e •" ^ " p " ä

« E o =

ca '-•53 fs

•g a a p ; ; " " u ca 3 '3 I o I |öl«i;-S .2 J=

o u

i ' l l EQ C

• - 9

lili

p o •o -g ca 5 g.s £ | ea w5

— u •o o • Ö ' y '.« 2 .^ u

l ï l •52

.£) P í ! "• ca •— p ^

>> g O g c o a g = g - ^ O 3 .

" • a «

C í2 ^ S 2 *= « « - 2 " --ü Os

O CT\ E 2 2 -

•Sí a «^ 13 *S 00 ^ P

•V . ^-A

^••5-^ S-S

^ c ^ S g

E ü • C T T S N

"o P = 3 : 2 1 2 ^ c (/» es Q Ï g o

•gcScN S i2ov "> p -u o c

•o o 1» •o ca -ií .2 "2 iS ^ ca aa Ä p S

lili f S

Pili

i o z

z o o < D

<

I

3 i3

• § - 2 ,

~? i^ rrt en J¿ a V) cd CQ T3

S "tJ <" . 2 .2 c 5 3

S3 t 'S 111 2 o

e,i lz|

11 i

^

^

'S s l a la o c ^ .£ •

• — C ** . _ Ca C C 3 ,0 "ä •o .2 O" o —

i ü 2 - S z S i S « Sis c f a b .3 'S I C C • * C <->

¡•¡•Sfe8& b r fr» o '^

i "O

i 1111 C O Z ^ ^

2ÍÍÍ 3 '

u >

«< Sí u

13 u o B a

ñ £

l ' S

ï/ï * * ï

o e •ó .a

a> O •c ü O U <« t 3

w u 3 u 00 -o n o. a g

2 S .2 S c -o m u >.-a Wl o 2 E >< S •o E

§ Í - § 2 -

2 o E •« S^ '5 ts o

« « w j = - o n g m n

" - 5.1 g § Si « I S C i/}

S j ; -2 S 2 2 « •= 3 ><

' 5 g -a - o -5 S S -C cg E -a I — S o n

§-3^;a-2 o . y _ tn ta

2 o - g e . « ^ 2 ' c

: s ' 2 e - 8 g g § -

a X u

•o r--O Z

O Z

z >, i : r-c o Ä Z

^ S ^ v? S -ÜJ « Z Ï / Ï

o

o'S T3 2 cj 2 c y <« c 5 o i :

'S 3

ga E g > E

_ _ u 5 u

" S « " S-"= i c « ^ o T3 3 — S

E t/i (/)

_ ca >, ca

«- O > r«^ .X:

CQ M ^ ^

o •Ca o ,cs

u (A U

0 - 2

S g

3 g > ^ ¿ 2 - ¿ í g « . 2

. h ^ «1 ••= o " u u f- ' 2 S

A = ° s E ' " ! 3 · a ^ · ^ < t í

2 2 2 2 | g y c o " " : J u f e C t 3 < 3 C C i 5 i á — o o a · = E . O . S C 3 < - ' « 0 0 3 - - j 3 y " v M u —

— ü . ü « 5 · S = a - ' " 3 2

•— . i . 3 9 - c '«J . i/> o • £ (3

^ 32 t / i ^

c fe E •" o ° y

z o < 2 < H Z

M ^ «3 S a l ö.i E E Ö •- - " .13 u " 2 .2

s r & s-s-S-s s o s g 3 c o- o

6 9 3 " S. a (T o E E p |

^13 = E a §•§ g 3 - y |

™ ° u i> J2 c ,, <« g - a u u V, „ _>rs o." .2 E -S? 3

?Si l lo 3. •JJ « C9 — tu S • - 5i Q. O "~ es X E C 'C H « • - " 3 5

^ a l S S " g äg.S 5

i |äl-"l :§i | l | I t^ 1 i r I i i i i l i l 3 "*! "

u •"arí-

;2y

li <« -p ¿i íá

.y 5

.S g v) o U u 5 <" o ca

••§ s E 2 «5 —* C B

.2 " i.2.

•§ Í2 o - . |

•3 "2 2 3 c n

e E •=£

i o S Q. U U B C C 2 « Ç O

21 a

u >. E S

o « E.'S u >«

• o VO

."2 «-

o T3 U

. 2 «

E 2 E B

§§ i8 u u

T3 00

'C 2 ta «2 > E _ 1»

Sí 2

3 i 2

l a to

E y = § «> 3 cu « Li2 'S

I

ft. ff ea ca

3 5 , •

P (A (»í • ^ O «) — — _o ta "O (3

ta f ~ - . o

E >» o

• OB'S «o :— ça

S u . " ^ '" o Q « _

5.2 5.

III

E E i 2 o ••= " ^ ea c . >. 3 ta u .y S ¿ 2

T3 "S ca - 3 U 3 •o c E ^

jg o

^ 2 .2 3

u ^ 4 i

5 > "" p 3 .2 ^ "" 3 S . S3 00

, S o B ^O B • «

c E ä o C 2 E a o ui u : 3 <8 TS .o =ä o o

3 S E ? 5 Í

4> O •« ca ta .ti 2 -- 3 cJí c

. o

E; ca

i" -ea

7S ca o ~ o o ca 'J

o c

ca E

"Z 3 •o -a o c

^1 1) o E "u u cg ,..;,

E ä U !3 E.op

•c ab S 3 2 2 <« Ä E O S

TT 1 -

goe

.a •»

•» SM t> '<—"

z o

o z

z o G < ai 3

i

£=

3

1

1 ^ a? w ~ out

X O < z

í z <

M U —

i2 = e es O" u i> ¿ c "2 c -o g.íí ü

^'ií··5 o '^ rt 8 > B

e «i W5 fl) t i u - r c a s u .2-° 2

•o b M

í; <= e a.-2 o « Ö •" -§ï i §••5 i-9 S '-a

ä

a ^ o 3 S ««

lis o 2. =3 " ° a u ^ o o ' . ·

¿2 * ^ c/3

o .5 ' ^ z u X 2 * -

- -2 S ^

•2 ¿ S 3 1) — (^ ^ d i

.S iá -O e VI _ fi « S áí — •<= ta H o

1 3 . 2 . ^

H <= ° ° • S i " -

•O rt 2 

í S ZÏ S .S ^ e 5 "» o cfl ï j c :?

•ä •= -5 I .^ z C3 * S e^ Ç *,Z2 _.

l·- ir >* 2 w >> Pi C vj tS TS S V, 5 P U U _ = U <= o C _ K o

t; f -o ^ c B u

''Üá -'sM 2-i§:2feo S-sö g S_

— - • a Z ^ S - i C o S ' «

-a ^^§2: i S | | s " ^

• a f e ï a E ^ ^ - S - 3 - - - t í H J 3 * - » z 3 t» ,-

dJ r- ?í o íT* . T ! C

al

^1 Ä e j , U «1 v! =

00 O iu = •O i2 O

E

•C 5á i2 SS •C «, o o cd o

- • i

ñ Jj

s is u u tí? 3 -n ' -

2 " ^ «3 u « 3 3 "2

5 .-2 ^ S S •• y >o = - o

Í3<N 3 2 a ..• q- b

° fe S E u

ir

- § • « O" o. cu

t = o u

3 • "

8

I S

1 V «.2.S 1 '

> ^ E Í ^ c § 8 I S -1 o g o-S ä — . 2 c« > íí c O o u . _

^'.2 EO

•f- ^^ t/i e *í H «5 o .£ ^ *^ _?í " " *X L«

íS .s¿ ^ p "O H- " p (rt es 1)

r : Ç3 s" " ^ > E o ü

S2 (2

« 3 ^ «i O"

« • o CA

o

z o

z uu

Z O ü < ai 3

< oi

!iilÍ " > S o-o 2 -9 g -a -3

"O J2 C ' s

2-2

(8 g O. S

O • ^ z

u

t .a

o 3 .. c I .H .-2 «i g. n ü •« y "= e c 3 «i B i; o > _ •o ü ^ u c •= u C ~ u -• C C O ^ •« J3 "Si

(3 -^ — o o •*•

i I O ïï £ -

u ai ^ i2 O S 3 o . I " I J = ~ o * , t i l «* u o

y .^ 3 3 « ^ _ « c o "n H

C o S °" o c

" 2i g " . ü E i I g ni TS ^ 5

2 i- > _3 s ~ ?? ^

=1 ñ '^ "u «'

111:11

i? : = » c? (O C O O J= _ 2

T3 D . c j - a

^ r . - -

C3 " w O 3

^ ^ E g " -

.a -n « " ^ C u es C Ç S e «2 fs ."2

u 8 i3 < a « (3 o - a " >> 2 -* E o o S .H, o

.^ -a a. <3 u c 2 o E 1» ^ .2 -c « f->. 2 u -ií -o S ^ 3 cQ K

JS « o «> äi 2 1 -'S Í"-3 Ä-S « 8J2 ••2 « 5 ü c

.o — .2 o

u c & | fi, u

U C

l §

2 S. g o 0 0 B

c .a " E e > « 2 T3 E . ! • § 8"n

i> o h S •o •-^ C r"

S « - i ° S U l i y Q 3

•2 . e

u -a -o o 2 Ä -G e3 (/I * —

o. , 2 i2 C9<2

•o _« 3 U 0 0 - O

Si B i3 -"2 U o

o u.

•a c3

o--o

- Soq 0 . 2 ^

l|i lli" c u y . 00 ^ m w •a 2 tj ts e -O 13 .5 " u « *" 0 - = g B 3 ^ -2 g

•SI "" i <« a (3 " .2 R-r o •s 2 g .a B B n u O. u «2

Ï5 u

B

I S ""-'S B ^" o .S

2 5 'S 3

i i o .« «

E 2 E ¿ o rt o ed S O . U J =

o. u •o O

••a 3

ÍM M v> Q m e3 <S

S! 5 5 •'í 55 e ^ - - i 3 § 2 "

C íi y rt iá iá lí 3 "O ^ ^

= - ü 4> e 2 Sí o • " ' ^ s ' C fl» 4> n

^ J ON

•a (3 B 3

8

1) B — a -n 5 «I» _,

H u Ç5 2 2 í

o -o

a o. 2 B

B

«^•S

u _ _ - S u u . , " - ••= .5 (O ea a

^ - § -3 -S i d 0 0 ca o B fi a j - ^ 4) o

2 -s '«)• E "3 _ " ^ y e ^ E Tí

•a s -I 2 -2 2 i 3 S .2 ^ r o ¿

«y 3

ca u

s g j

Í2 ¿-s T3 « jj

5 ^ ä a - §•

.= O) 0) ^ p 0) Ç .2 o a o

fi a> > ca f

'i2 Í2 ca ^ o

- s. (U -o

^ • § •«5 x:

" § ca o . — ca B

=5. ^ E

S J 2 á

iJl^l

••g.5

.2 ú ú ñ ú ñ S S ^ a es g fi -o — E ea E

§_, " - a - - a es .& S - á ^ to a ca a 2 ß a '«. ^ *" I - s yj CJ cQ u wj

i-T ^ a" s i

I B •« fi « 2 S i 5 S « w a - i • w-j u C u s? ca 1 'ü S " " " is u ¡ 3 i 3 « o E

• O a C T ' C "> • "O - S _ 4» C ^

a 3 e 3 E o cy CT o

iil-i I .§ " ."2 ! • § • § "

I o ^ " « ' « • s u s ca ea ^ 5 a •C .S :3 E ca \^

a

B c 'c I

S^á fi

S VI = « fi "2 <-* S ca

E -B S CJ

8 a

fi u

fi u 3 CJ

fi u t-l u fi

ü J2 ¿J

? •= ' U

8"g-r S 2 3 3 _ CT Q. O" o - o

l . e ¿ T3 Q.'iñ ^ ca

S - S ^ 8 . - 2 g g ^ l l o c u T3 ; :

o — 2 (u (u i;

tfS fi •513 .-a ^ fi X3 ca 13 E 2 3 2

•o — 3

^ < 2 2

a O" " 2 a 3

o a-S

.2 ° í? 2i f l C Ö0 C C m C O) 3 E 2 g J 2

ca •c ca u 3

2" = O O

8 a . a

o VI b O * t/i 4>

^ g "cS '.5 fi '3 2 2 o a CJ E

a o 4> 3 a C o tS a a a o o 8 u c

51

: Ï a •- . S ' S

z 2 « 2 -v) O ca

Q; E S •ea <y E'-5 2-2 o l í ^ H .2 §. •o 5 M 2 g «

.•2 u o 3 B (3-S o

u 8

=2 "a ^S 5.1 •!« y 2 1

•S.O ca 

.§ § i S >< 2 S c • a t a ^ O . " = Í : « > • ü . — ^ u o >. 1,

• - — Si 00 B

8 .a S s fN O « "P

•K í a = o "O

; cQ 1 3

> O

E V) o _> *w u CJ 3

•O a S J2 «"-S

o o

er

u

tl'%-^ÍI ca

. 2 ü ca j5 -8 " u a « b

ca Q , « .s o 0 0 " • " OO-O

ea !> C 1 3 «¡ • § . 2 a y y u

3 o

u •O

I I I

O- o •- .'2 '3 a • i a g =

1' '

I 8 ö-S-^r-sIfl - 'a > 5 i u i l ä a ^ ^ 3 ° 2 .... 2 o 1^ .a = g Ç .1

o • o. _ E S

u c < 3 . 2 , c a > y S . S < - ' e 3 .

S i l « - e - 2 ' 2 i a j ,5^ p Z E ^ , ? ° . a 7 5 a ' " < ^

O" o

O c5 3

3 " ca 3 o ^ o -o .a CO o C ea D . " > c g a

Ä 5 • -S ca

_g CJ _e3 •2 3

U 1 3

u I« S —

T3 feg

i B 2

'o 2 a u •c O

13

s .a — ^^

c 2 - s

ca ea

'S S

ca ,ca

a" ü 3 a _

u u • « B

.la fi B u o « " u o e ' f i

E O" •a R ' · fi

"U 3 u a

§ ^ •o .ü

13 6

= «* .2 o TS

s I

2 S ¡ i iltiftIJ I o Q ca a *-» ca a u u • •§3

(O (/) >4I

5 (O

CJ o V) fi « . Ü <2 E

j 2 - y ^

2 - ^ S !

2 í ; ca a s -o .§ = § . 2 • M

ü 2-2 fi.2-S 2.S ^ 3 M o

•O-3'a

1^ 8 «

ii ca . ,

oj ea

o 0 0

ca i •5 5 ä o

S"S,

< -G 'C ú o, QJ

c ea II .5

3 X

111

z o fe o z

ö l

g l á:i2

1= 3

ñ

-o s •o

o >!"3

o £

5¿ S

lili t i l

l.i i 1 !i«l

í r z o C < oí 3

<

< - i c

- o "í S ^ _

u

. c B l OS

È2 z e < s

Vi t j >»W1

>,< n B¿

t y PS

Q'S . . c

• oí

S »

^ <

§ <

s;

^ o > « 1

3 •o C •a

<

u. h^ < m J§ >> < -í

i •1

§?. 2 - ; a,c¿

lis

III iíí 4!

"^5 a. Cu

III

ii i álilt

U b- A s a M

S'à rr-.

O-S

p,5

tí

•o c <« • 3 u

S "O

I'I "" ^ ti

2 11

nr 2 e í> .2 " i r-' 8 . o

. cd

ía £• > tñ

; • § (¿o

i I

lilis

ii-i s u ' ' . S " i|i

•o G

.¡I f 11 iitl

%m-oí M ' » p .ij'-* oí «a

. gw £5 u^

_ 0^ U O

I U O

- H °^Z >,< Su o" Sí oo o? ON O \ —' 00 sn H" U '7 2 <

03

I I

I I I

n o

2 ^ a c a

•S t O •« ^ o 2 -J en <

3 Ö

O 2 c c 2 «

o .2 — o ii C4

• O Z

« E E l " u CU

i

^ o

§ 1

O

3 C/5

S; Jí <ü < " si B

Ä ; S •* N r r sí ^ I

. « . 5 s — . ? S fe >- S S

i i <

2 •" . C e — U. . 2 oo

_ S3 00

<

5 I (Si

S o u Q Q a w u ¡I 'im

Annex D. Articles

SmelIieJ.L., Liesa,M., Muñoz^.A., Sàbat,F., PaUàs,R. & WilIan,R.C.R. (1995): Lithostratigraphy of volcanic and sedimentary sequences in central Livingston Island, South Shetland Islands. Antarctic Science. 7, (1), 99-113.

Aquest article inclou la major part de la informació litoestratigràfíca que hem recollit sobre la zona central-est de l'Illa de Livingston. Per primer cop es defineixen formalment les unitats estratigràfíques que afloren en aquesta àrea. De cada una de les unitats se'n fa una descripció litològica i estructural. Es discuteixen en detall les relacions entre la Formació Miers Bluff i les bretxes sedimentàries que afloren a la banda est de la Península de Hurd així com la naturalesa del contacte entre la Formació Miers Bluff i els materials volcànics d'aquesta mateixa localitat. Es matisen algunes de les interpretacions proposades anteriorment.

GEOLOGIA DE L'ILLA DE LIVINGSTON (SHETLAND DEL SUD...

Documents

Transcript of GEOLOGIA DE L'ILLA DE LIVINGSTON (SHETLAND DEL SUD...