1. Introducción

La Isla Low se encuentra en el extremo suroeste del archipiélago de las Islas Shetland del Sur (Fig. 1). Este grupo de islas se ubican al noroeste de la Península Antártica y se extienden por ~300 km a través de numerosas islas e islotes, las que están casi totalmente cubiertas por una capa de hielo permanente. Las Islas Shetland del Sur son particulares debido a que presentan un buen registro de la evolución meso-cenozoica del antearco e intrarco de la Península Antártica (e.g., Bastías et al., 2023).

FIG. 1. Configuración tectónica de la región que comprende la Península Antártica, la Patagonia y la Placa Scotia (Modificado de Bastías et al., 2023). La ubicación de las Islas Shetland del Sur, así como la Isla Low (en rojo), es también indicada. EB: Estrecho de Bransfield. ZF: zona de falla.

Este archipiélago se encuentra separado de la Península Antártica a través del desarrollo de una cuenca marginal, que hoy hospeda al Estrecho de Bransfield (Fig. 1). Esta cuenca se desarrolló desde el Plioceno (<5 Ma) como resultado de la extensión de trasarco que afectó al sector noroeste de la Península Antártica (e.g., Baker, 1982) durante la ralentización de la subducción (e.g., Burton-Johnson et al., 2023; Gao et al., 2023). La Península Antártica es, a su vez, parte de Antártica Occidental (e.g., Riley et al., 2023); y su basamento consiste en rocas metamórficas del Paleozoico Superior y Mesozoico Inferior (e.g., Millar et al., 2002; Bastías et al., 2020) y rocas metasedimentarias del Paleozoico Superior-Mesozoico Inferior (e.g., Castillo et al., 2015). Este basamento se encuentra sobreyacido por rocas volcánicas y sedimentarias del Jurásico (e.g., Smellie et al., 1984; Gao et al., 2018; Bastías et al., 2019, 2021; Leat y Riley, 2021) e intruido por diferentes generaciones de plutones mesozoicos y cenozoicos (Leat et al., 1995; Bastías et al., 2020, 2021, 2022; Bastías-Silva et al., 2024).

La evolución geológica de las Islas Shetland del Sur presenta tres etapas principales (Bastías et al., 2023): (1) sedimentación marina profunda durante el Jurásico Medio-Tardío, cuyos depósitos están expuestos en el centro-sur del archipiélago, (2) actividad volcánica subaérea desde el Cretácico Tardío hasta el límite Eoceno/Oligoceno, cuyos depósitos son abundantes en el archipiélago y registran también la proliferación de plantas y animales en la Península Antártica, y (3) el desarrollo de depósitos glaciares e interglaciares desde el límite Eoceno/Oligoceno hasta el Cuaternario, los que se encuentran exclusivamente expuestos en la Isla Rey Jorge.

La geología de las Islas Shetland del Sur está dominada por rocas volcánicas basálticas y andesíticas (e.g., Smellie et al., 1984; Haase et al., 2012; Bastías et al., 2023). Este tipo de litología representa una alta complejidad para efectuar estudios geocronológicos (e.g., Fuentes et al., 2002, 2005). El problema radica en la ausencia, en rocas volcánicas básicas, de minerales que permitan una geocronología robusta, como el circón (e.g., Davis et al., 2003; Wang et al., 2008). Esta ausencia se debe a la incapacidad geoquímica de estas litologías para formar minerales en los que se pueda realizar geocronología U-Pb (e.g., Heaman, 2009; Schoene, 2014). En consecuencia, estudios geocronológicos en rocas volcánicas básicas e intermedias se reducen principalmente a dataciones mediante K-Ar (e.g., Green et al., 1988; Liu et al., 2001) y ⁴⁰Ar/³⁹Ar (e.g., Kelly, 2002; Zhou et al., 2004). Sin embargo, estas técnicas frecuentemente evidencian dificultades adicionales, ya que las rocas volcánicas, particularmente aquellas formadas en un contexto de margen activo, se ven afectadas por procesos de alteración y metamorfismo de muy bajo grado (e.g., Aguirre et al., 1989; Levi et al., 1989; Alt, 1998; Oliveros et al., 2006). Esto último puede afectar la abundancia del isótopo madre en sistemas como el K-Ar y ⁴⁰Ar/³⁹Ar, lo que perturba potencialmente los resultados e interpretaciones (e.g., Walker y McDougall, 1982; Roberts et al., 2001).

Las unidades expuestas en las Islas Shetland del Sur representan rocas excepcionales para poder estudiar y evaluar el efecto de la alteración en la geocronología ⁴⁰Ar/³⁹Ar. Esto se debe a la abundancia de rocas volcánicas con minerales de alteración en el archipiélago (Bastías et al., 2016, 2023). Con el propósito de poder investigar en detalle este fenómeno, este trabajo da a conocer un estudio sobre la geocronología ⁴⁰Ar/³⁹Ar en las plagioclasas de las rocas volcánicas presentes en la Isla Low (Miembro Albatross Hill). Convenientemente, las muestras utilizadas en este estudio ya fueron analizadas mediante ⁴⁰Ar/³⁹Ar en masa fundamental por Bastías et al. (2019), lo que permitió comparar el efecto de la alteración en la geocronología ⁴⁰Ar/³⁹Ar entre masa fundamental y fenocristales. La geología de esta isla es particularmente ventajosa para este estudio, ya que permite identificar en términos relativamente simples las posibles fuentes termales involucradas en la evolución geológica del Miembro Albatross Hill y, en consecuencia, causantes de la alteración.

2. Isla Low

Ubicada en el extremo sur de las Islas Shetland del Sur (Fig. 1), la Isla Low se encuentra casi completamente cubierta por glaciares. Uno de los sectores que excepcionalmente está libre de hielo durante el verano es el Cabo Wallace, localizado al noroeste de la isla, el cual consiste en un área de cerca de 4 km² con exposiciones de afloramientos de rocas plutónicas, sedimentarias y volcánicas (Fig. 2). Los afloramientos en Cabo Wallace consisten en una sucesión marina sedimentaria de grano fino (Miembro Pencil Beach) superpuesta por coladas de lavas (Miembro Albatross Hill), las cuales, en su conjunto, se encuentran intruidas por un cuerpo granodiorítico (Granodiorita Cabo Wallace) (Araya y Hervé, 1966; Smellie, 1979; Bastías, 2014; Bastías et al., 2019). Con base en estudios geocronológicos y el trabajo de terreno, Bastías et al. (2019) sugirieron que las unidades sedimentarias y volcánicas fueran agrupadas en la unidad Estratos de Cabo Wallace (Fig. 2). De acuerdo con Bastías et al. (2023), las rocas aflorantes en Cabo Wallace atestiguan la presencia de (1) sedimentación marina profunda durante al menos el Jurásico Tardío, y (2) la emergencia del arco durante el Cretácico Temprano (Fig. 2).

FIG. 2. Mapa geológico de Cabo Wallace, Isla Low. Modificado de Smellie (1979) y Bastías et al. (2023). GCW: Granodiorita Cabo Wallace. Las muestras analizadas en el presente estudio, así como sus códigos, se indican en el mapa principal.

El Miembro Pencil Beach aflora en el sureste y noreste del Cabo Wallace (Fig. 2) y se compone de argilitas volcanoclásticas y tobas con abundantes fragmentos de lapilli. Los estratos tienen generalmente ~5-30 cm de espesor con continuidad lateral, interpretados como depósitos turbidíticos (Smellie et al., 1984). Thomson (1982) reportó fósiles de afinidad Jurásica (Epimayites aff. Transiens). Estudios de proveniencia sedimentaria mediante geocronología U-Pb en circones detríticos sugieren que el Miembro Pencil Beach tiene una fuente pérmica dominante (Castillo et al., 2016), afín a las secuencias sedimentarias expuestas en el norte de la Península Antártica (Grupo Península Trinidad).

El Miembro Albatross Hill se compone de coladas de lava subaéreas que sobreyacen al Miembro Pencil Beach mediante una inconformidad de bajo ángulo (Fig. 3). Las coladas de lava están formadas principalmente de andesitas y dacitas con escasos basaltos (Smellie, 1979). Bastías et al. (2019), con base en geocronología ⁴⁰Ar/³⁹Ar en masa fundamental, presentaron edades plateau para el Miembro Albatross Hill entre ~140 y 136 Ma, las que se interpretaron como de cristalización de las rocas que conforman esta unidad.

 

FIG. 3. Disposición de los Estratos de Cabo Wallace, Isla Low, se indican los miembros Pencil Beach y Albatross Hill. A. Fotografía tomada en terreno; persona como escala. B. Interpretación geológica según Bastías et al. (2019).

La Granodiorita Cabo Wallace intruye los Estratos de Cabo Wallace en conjunto con otros cuerpos aplíticos menores (Fig. 2). Mientras Smellie et al. (1984) reportaron una edad K-Ar de 120±4 Ma en este plutón, Bastías et al. (2019) indicaron una edad U-Pb SHRIMP en circón de 137±2 Ma. Esto sugiere que la intrusión habría ocurrido poco tiempo después de la depositación de los Estratos de Cabo Wallace.

3. Metodología

3.1. Petrografía

Dos muestras del Miembro Albatross Hill se utilizaron para elaborar láminas transparentes: 15JB59 (63 ° 14,52’ S, 62 °12 ,67’ O) y 15JB60 (63 °14 ,40’ S, 62 °12 ,12’ O) (ver ubicación en Fig. 2). Las descripciones petrográficas y el conteo modal se realizaron en los laboratorios de microscopía de la Universidad Santo Tomás y la Universidad Andrés Bello, ambas ubicadas en Santiago, Chile. Se utilizó un microscopio de polarización Leica DM2700 P. La descripción se centró en el estudio de la mineralogía primaria y secundaria, texturas y estructuras. Datos completos del conteo modal se encuentran en el material suplementario en Bastías et al. (2024).

3.2. Análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar

Las mismas rocas analizadas petrográficamente fueron también seleccionadas para estudios de geocronología ⁴⁰Ar/³⁹Ar. Estas muestras fueron previamente estudiadas mediante geocronología ⁴⁰Ar/³⁹Ar en masa fundamental por Bastías et al. (2019), por lo que el presente estudio complementa esos resultados con las nuevas edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar en fenocristales de plagioclasa.

Los análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar fueron realizados en el Noble Gas Laboratory de la Universidad de Ginebra, Suiza. Los fenocristales de plagioclasa fueron concentrados mediante susceptibilidad magnética (amagnéticas a 1,2 amperios) y luego seleccionados a mano. Posteriormente, estos fueron enjuagados en agua desionizada con 5% HNO₃ mediante ultrasonido. Consecutivamente, se empaquetaron en cobre puro y fueron irradiados en el reactor nuclear de la Universidad de Oregon State, Estados Unidos, acompañados con sanidina de la Toba de Fish Canyon (edad de 28,21 ±0 ,04 Ma; Kuiper et al., 2008) para monitorear la fluencia. Las muestras fueron desgasificadas con un láser CO₂-IR, lo que permitió su calentamiento escalonado. El gas fue extraído por una línea de acero inoxidable UHV, luego de pasar a través de una trampa fría a ~150 K. Los isótopos de argón se analizaron con un espectrómetro de masa GV Instruments Argus V, equipado con cuatro detectores Faraday de 10¹² ohms y un detector Faraday de 10¹¹ ohms (⁴⁰Ar). Los datos fueron corregidos usando medidas de blancos, discriminación de masa, decaimiento isotópico de ³⁹Ar y ³⁷Ar e interferencia con nucleógenos de isótopos de Ca-, K- y Cl-derivados. La reducción de datos se realizó con el programa ArArCALC (Koppers, 2002) y las edades fueron calculadas usando la constante de decaimiento de ⁴⁰K de Steiger y Jager (1977). Las edades plateau fueron determinadas con el criterio de Lanphere y Dalrymple (1978). Información analítica adicional está disponible en Bastías et al. (2024).

4. Resultados

4.1. Petrografía del Miembro Albatross Hill

El conteo modal revela que la muestra 15JB59 corresponde a una dacita de biotita. Su mineralogía primaria está compuesta principalmente por fenocristales de plagioclasa, cuarzo y feldespato potásico, inmersos en una masa fundamental constituida por biotita, feldespato potásico, cuarzo y vidrio (Fig. 4A, B). Se observan también, aunque en menor cantidad, fenocristales de anfíbol y biotita (Fig. 4C). Los fenocristales de plagioclasa presentan dimensiones que varían entre los 0,2 y 1,3 mm, algunos exhiben maclas polisintéticas y de Carlsbad (Fig. 4A-H). Los fenocristales de cuarzo tienen tamaños que varían entre 0,2 y 0,7 mm y son comúnmente anhedrales (Fig. 4A, B, D, F), mientras que los fenocristales de feldespato potásico tienen tamaños entre 0,3 y 0,9 mm (Fig. 4C, D, F). Los minerales máficos consisten en biotitas y anfíboles, los que exhiben variados tamaños que fluctúan entre 0,1 y 0,8 mm (Fig. 4C, F, G). El análisis petrográfico revela también una ubicua presencia de mineralogía secundaria, dominada por arcillas y posiblemente por sericita y carbonatos (Fig. 4). Los fenocristales de plagioclasa se encuentran pervasivamente alterados con agrupaciones de arcillas y posiblemente sericita, las que usualmente siguen las zonaciones presentes en las plagioclasas (Fig. 4A-G). Las biotitas y anfíboles también están afectados por alteración secundaria, la que corresponde mayormente a filosilicatos máficos y posiblemente epidota (Fig. 4C, F, G).

FIG. 4. Fotomicrografías de la muestra 15JB59, correspondiente a una dacita de biotita del Miembro Albatross Hill. A. Fenocristales de plagioclasa y cuarzo inmersos en una masa fundamental compuesta de biotita, feldespato potásico, cuarzo y vidrio. B. Fenocristales de plagioclasa alterados a arcilla y posiblemente sericita, rodeados por una masa fundamental con cristales de cuarzo, biotita y anfíboles. C. Fenocristales de plagioclasa, anfíbol, biotita y feldespato potásico, los primeros alterados a arcillas. D. Fenocristales de cuarzo, plagioclasa y feldespato potásico inmersos en una masa fundamental de cuarzo equigranular y plagioclasas tabulares; las plagioclasas presentan zonación y maclas polisintéticas. E. Fenocristales de plagioclasa con alteración profusa de arcillas y posiblemente sericita. F. Vetilla rellena de biotitas y anfíboles en donde algunas biotitas se presentan alteradas a filosilicatos máficos, probablemente clorita. G. Fenocristales de plagioclasa, feldespato potásico, biotita y anfíbol con alteración a epidota en los anfíboles y arcillas en las plagioclasas. H. Fenocristales de plagioclasa inmersos en masa fundamental; las plagioclasas se presentan alteradas a arcillas y posiblemente sericita. Amp: anfíbol. Arc: arcilla. Bt: biotita. Ep: epidota. Kfs: feldespato potásico. Pl: plagioclasa. Qz: cuarzo. Abreviaciones de minerales extraídas de Warr (2021).

El conteo modal realizado en la muestra 15JB60 indica que corresponde a una dacita de biotita, lo que coincide en mineralogía primaria con la muestra 15JB59. La muestra 15JB60 tiene una textura dominantemente porfírica (Fig. 5A-H), compuesta principalmente de fenocristales de plagioclasa inmersos en una masa fundamental microgranular (Fig. 5D). Los fenocristales de plagioclasa varían en tamaño entre los 0,7 y 1,5 mm y presentan texturas glomeroporfídicas, de zonación, así como maclas de Carlsbad. Se identifican también fenocristales de cuarzo, biotita y anfíbol, los que tienen tamaños que en su mayoría no superan los 0,8 mm y se encuentran comúnmente rellenando espacios entre las plagioclasas (Fig. 5A-C, G, H). De este grupo, las biotitas y los anfíboles son euhedrales, mientras que el cuarzo es comúnmente anhedral. La masa fundamental está compuesta principalmente de cuarzo, feldespato potásico, plagioclasa y vidrio. Es relevante también mencionar que la muestra 15JB60 presenta un mayor desarrollo de mineralogía secundaria comparada con la 15JB59. La mineralogía secundaria está presente de forma ubicua y se puede observar particularmente en fenocristales de plagioclasa alterados a arcillas con posible calcita y sericita (Fig. 5B-G). En las plagioclasas, esta alteración afecta los bordes y centros de los cristales. En biotitas y anfíboles, en tanto, se presenta alteración a filosilicatos máficos, probablemente clorita (Fig. 5B, C, H), así como a minerales opacos.

FIG. 5. Fotomicrografías de la muestra 15JB60, correspondiente a una dacita de biotita del Miembro Albatross Hill. A. Fenocristales de plagioclasa inmersos en una masa fundamental compuesta de biotita, feldespato potásico, cuarzo y vidrio. B. Fenocristales de plagioclasa y biotita, donde las plagioclasas se presentan alteradas a arcillas. C. Fenocristales de plagioclasa, cuarzo y biotita; las biotitas se encuentran alteradas a filosilicatos máficos, posiblemente clorita, mientras que las plagioclasas a arcillas y sericita en su centro y borde, respectivamente. D. Fenocristal de plagioclasa alterado a arcilla y posiblemente sericita. E. Fenocristales de plagioclasa y feldespato potásico inmersos en una masa fundamental de cuarzo, biotita, plagioclasa y feldespato potásico; plagioclasas alteradas a arcillas tanto en el centro como en el borde del cristal. F. Fenocristales de plagioclasa alterados a arcillas. G. Fenocristales de plagioclasa, feldespato potásico y biotita; plagioclasas alteradas a arcillas y biotitas alteradas a filosilicatos máficos, posiblemente clorita. H. Cúmulo de plagioclasa, feldespato potásico y biotita. Arc: arcilla. Bt: biotita. Kfs: feldespato potásico. Pl: plagioclasa. Qz: cuarzo. Abreviaciones de minerales extraídas de Warr (2021).

4.2. Análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar en plagioclasa

Los espectros con las edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar en plagioclasa para las muestras 15JB59 y 15JB60 del Miembro Albatross Hill son presentados en la figura 6. Las incertidumbres se reportan con ±2σ. Todas las razones interpoladas de ⁴⁰Ar/³⁶Ar_i se superpusieron con el valor atmosférico de 295,5 (Steiger y Jager, 1977).  Las tablas con el detalle de los datos recolectados se encuentran en Bastías et al. (2024), así como los gráficos con las isócronas inversas y los archivos de base.

FIG. 6. Espectro de desgasificación y edades 40Ar/39Ar, se muestran las edades plateau de las plagioclasas de las muestras 15JB59 (A) y 15JB60 (B) del Miembro Albatross Hill. La incertidumbre se reporta con ±2σ. El detalle con la información analítica original se encuentra disponible en Bastías et al. (2024), así como también las recirculaciones y los archivos utilizados en IstoplotR (Vermeesch, 2018).

Los fenocristales de plagioclasa de la muestra 15JB59 definieron una edad plateau de ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 109,3±2,0 Ma (MSWD=0,55), con un ~81% del ³⁹Ar liberado (Fig. 6A). Este plateau presenta una leve diferencia (~0,8 millones de años más joven ) en comparación con la edad calculada inicialmente en el laboratorio en 2016 (ver material suplementario en Bastías et al., 2024). Esto es una consecuencia de la reconsideración de ciertos criterios para la obtención de una edad más consistente, particularmente para la obtención de un mejor intercepto de ⁴⁰Ar/³⁶Ar_i. Adicionalmente, la edad de la isócrona inversa es de 113 ± 7 Ma. Los dos primeros análisis (pasos uno y dos) corresponden a baja temperatura y entregaron edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar más antiguas que la edad obtenida en el plateau (entre ~225 y 172 Ma). Estos resultados pueden deberse al exceso de ⁴⁰Ar o bien a un retroceso de ³⁹Ar.

Los fenocristales de plagioclasa de la muestra 16JB60, en tanto, definieron una edad plateau de ⁴⁰Ar/³⁹Ar de 110,7±1,0 Ma (MSWD=2,3), con un ~50% del ³⁹Ar liberado (Fig. 6B). Si bien el ³⁹Ar liberado en este plateau es levemente inferior (49,6%) al 50% sugerido por Lanphere y Dalrymple (1978), así como también recientemente por Schaen et al. (2021), se aproxima al 50% y, en consecuencia, se considera en este trabajo como válido. De la misma forma que lo descrito para la muestra 15JB59, también la edad de la muestra 15JB60 fue recalculada con el fin de obtener un plateau más consistente, y se obtuvo una edad de ~0,6 millones de años más joven (ver material suplementario en Bastías et al., 2024). Por otro lado, la edad de la isócrona inversa corresponde a 121 ± 7 Ma. Los análisis de baja temperatura registran edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar escalonadas, que se incrementan a medida que la temperatura aumenta. Particularmente, en los pasos uno al cinco la edad aumenta de ~27 a ~106 Ma, lo que tentativamente se asocia a la pérdida de Ar durante un enfriamiento lento o un recalentamiento posterior a la cristalización, o alternativamente a la pérdida de Ar en los bordes de los cristales.

5. Discusión

5.1. Mineralogía primaria

La sucesión volcánica del Miembro Albatross Hill está principalmente compuesta por dacitas que contienen abundantes fenocristales de plagioclasa, cuarzo y en menor medida feldespato potásico (Figs. 4 y 5). Fenocristales máficos también están presentes, pero en menor cantidad, corresponden en su mayoría a biotita y anfíbol. Esto corrige las observaciones anteriores en estas rocas, las que sugerían una composición con afinidad andesítica (Smellie, 1979; Bastías et al., 2019); sin embargo, coincide en composición con respecto a otras unidades volcánicas formadas durante el Cretácico Temprano en las Islas Shetland del Sur, presentes en Isla Livingston (Formación Cerro Negro; Hathway, 1997). Esto es relevante, ya que (1) durante el Cretácico, el volcanismo félsico fue relativamente escaso en la Península Antártica (e.g., Burton-Johnson y Riley, 2015; Bastías et al., 2022; Burton-Johnson et al., 2022), y (2) durante la mayoría del Cenozoico, el volcanismo ha sido principalmente andesítico-basáltico (Smellie et al., 1984; Bastías et al., 2023). Este evento de volcanismo félsico ha sido interpretado como la evidencia del inicio de la subducción durante el Cretácico Temprano (Bastías et al., 2022, 2023) y da comienzo a un ciclo caracterizado por volcanismo subaéreo acompañado de la proliferación de fauna y flora en la región (e.g., Bastías et al., 2023). En consecuencia, los estudios petrográficos aquí presentados, junto con aquellos provistos por Hathway (1997), sugieren que el volcanismo asociado al inicio de la subducción en las Islas Shetland del Sur fue dominado por un pulso de composición félsica.

5.2. Mineralogía secundaria

La mineralogía de alteración en la secuencia volcánica es evidente a través de la presencia de vetas, vetillas, amígdalas y el reemplazo general de la mineralogía primaria (Figs. 4 y 5). Los fenocristales y la masa fundamental se observan parcial y ubicuamente reemplazados por minerales asociados a eventos de alteración o metamorfismo de bajo o muy bajo grado (Figs. 4 y 5). Estos corresponden a arcillas, sericita, filosilicatos máficos, epidota, carbonatos y minerales opacos. El trabajo precursor de Smellie (1979) describe en detalle la petrografía de estas rocas en Cabo Wallace, en donde también se reporta una profusa presencia de minerales de alteración. Ahí se constata, por ejemplo, cristalización de albita en los fenocristales de plagioclasa y feldespato potásico. Bastías et al. (2016) estudiaron los minerales de alteración en Punta Hannah, Isla Livingston y, coincidentemente, también reconocieron una relevante albitización de los fenocristales de plagioclasa en las rocas volcánicas del Cretácico Superior, además de indicar la existencia de otros minerales de alteración. Esto corrobora las observaciones realizadas para las Islas Shetland del Sur por Smellie et al. (1984) y Bastías et al. (2023), donde se sugiere una presencia abundante de minerales de alteración de bajo o muy bajo grado tanto en las sucesiones volcánicas como en las rocas sedimentarias. Si bien la petrografía en este trabajo no indica inequívocamente la presencia de albita, su existencia es esperable. Otras técnicas complementarias a la petrografía y válidas a escalas más pequeñas, como la microsonda electrónica, podrían revelar la presencia de albita u otras fases de alteración.

5.3. Análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar

Las edades plateau ⁴⁰Ar/³⁹Ar obtenidas en los fenocristales de plagioclasa varían entre ~111 y 109 Ma, lo que sugiere que las plagioclasas presentes en el Miembro Albatross Hill se formaron en un periodo relativamente breve. Sin embargo, estas edades difieren de aquellas obtenidas en la masa fundamental para las mismas muestras empleando idéntica metodología. En efecto, Bastías et al. (2019) reportaron edades plateau ⁴⁰Ar/³⁹Ar en la masa fundamental de estas muestras de 139,6±0,3 y 137,1±0,7 Ma. Esto indica que las edades plateau ⁴⁰Ar/³⁹Ar en los fenocristales de plagioclasa son de ~26-30 millones de años más jóvenes comparadas con las edades obtenidas en la masa fundamental para las mismas rocas. La profusa presencia de minerales de alteración en el Miembro Albatross Hill, la cual también se encuentra en la totalidad de las Islas Shetland del Sur (Smellie et al., 1984; Bastías et al., 2023), podría explicar la diferencia observada entre las edades plateau ⁴⁰Ar/³⁹Ar de las plagioclasas y la masa fundamental.

El método ⁴⁰Ar/³⁹Ar es una herramienta versátil que permite estudiar diversos geocronómetros debido a su capacidad para poder realizar mediciones en materiales que incorporen K en su red cristalina (e.g., Schaen et al., 2021). El sistema ⁴⁰Ar/³⁹Ar ha sido utilizado para entender procesos metalogénicos (e.g., Chiaradia et al., 2013), emplazamiento de cuerpos volcánicos (e.g., Jiang et al., 2021), estudios planetarios (e.g., Jourdan, 2012), evolución metamórfica (e.g., Halama et al., 2018), termocronología (e.g., Spikings y Popov, 2021), edades de unidades estratificadas (e.g., Prevosti et al., 2021) e incluso asentamientos humanos primitivos (e.g., Matchan et al., 2020); no obstante, ha sido relativamente poco explotado para determinar temporalidades asociadas a eventos de alteración de bajo o muy bajo grado. Algunos trabajos han explorado este problema, por ejemplo, Fuentes et al. (2005), quienes reportaron diferencias de ~23 millones de años entre plagioclasas prístinas y alteradas en rocas volcánicas cretácicas de Chile Central, lo que atribuyeron a la presencia de minerales de alteración de muy bajo grado. Verati y Jordan (2014), Gomes et al. (2021) y Jiang et al. (2021) sugirieron que solo se necesitaría una pequeña cantidad de minerales derivados de alteración sericítica para que las edades de plateau ⁴⁰Ar/³⁹Ar sean considerablemente más jóvenes. Jiang et al. (2021), en particular, estimaron que la presencia de sericita de alteración en un ~0,01% para muestras pobres en K y de ~0,1% en muestras ricas en K sería suficiente para que las edades plateau obtenidas en plagioclasa sean 3-4% más jóvenes comparadas con aquellas obtenidas en cristales no alterados. Antoine et al. (2022), al estudiar flujos de lava basálticos en el sur de África, sugirieron que la presencia de dos o más fases de plagioclasa puede generar análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar complejos de interpretar, por lo que se requeriría un amplio apoyo de técnicas petrológicas complementarias para una mejor comprensión de las edades. De estos estudios se desprende que, para aquellas rocas volcánicas con mineralogía secundaria, es probable que las edades ⁴⁰Ar/³⁹Ar estén alteradas, i.e., que se obtengan edades más jóvenes que el evento primario que formó las fases minerales primarias.

Esta contribución da a conocer nueva evidencia para dilucidar potenciales discrepancias en los análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar en presencia de minerales de alteración. Los resultados muestran que las rocas volcánicas con afinidad félsica también pueden registrar diferencias significativas con respecto a las edades obtenidas en minerales primarios (fenocristales) con aquellas realizadas en la masa fundamental. Se ha sugerido que a medida que las rocas volcánicas son más antiguas (e.g., >30 Ma), la masa fundamental no es el mejor material para realizar análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar con el fin de determinar la edad del volcanismo, dado que usualmente entregan edades más jóvenes que el evento primario (e.g., Jourdan et al., 2007; Jiang et al., 2021). Sin embargo, en el caso del Miembro Albatross Hill, la masa fundamental opera como un mejor geocronómetro para determinar la edad primaria. Esto se puede deber a la preparación mecánica que se le realizó a la muestra, ya que el tamaño de los minerales puede haber contribuido a esta diferencia de edades, dado que los fenocristales de plagioclasa son más grandes y los minerales secundarios se encontrarían ahí en una cantidad proporcionalmente mayor que en la masa fundamental.

6. Conclusiones

El Miembro Albatross Hill, unidad superior de los Estratos de Cabo Wallace, es una secuencia volcánica que se formó durante el Cretácico Temprano. Si bien los reportes en esta unidad sugerían una mineralogía con afinidad andesítica, nuevos antecedentes petrográficos reportados en este estudio indican que esta sería más bien dacítica . Al considerar que esta unidad, en conjunto con otras en Isla Livingston, son la evidencia del restablecimiento de la subducción durante el Cretácico Temprano, se sugiere que este evento estuvo dominado por un volcanismo félsico.

La secuencia volcánica que forma el Miembro Albatross Hill tiene una abundante presencia de mineralogía secundaria de baja temperatura. Estos minerales son principalmente arcillas, sericita, filosilicatos máficos (dominantemente clorita), minerales opacos y epidota, los que se encuentran en los fenocristales, así como en fracturas (vetas y vetillas), amígdalas y, en menor medida, en la masa fundamental. Esta característica está en concordancia con otras observaciones hechas en diferentes localidades de las Islas Shetland del Sur, lo cual sugiere que este archipiélago está afectado ubicuamente por alteración secundaria de bajo o muy bajo grado.

Los análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar realizados en los fenocristales de plagiocasa del Miembro Albatross Hill son ~31 a 26 millones de años más jóvenes que aquellos obtenidos en la masa fundamental para las mismas muestras. Estas edades menores se asocian a la presencia de minerales de alteración. Estos resultados también proporcionan mayores antecedentes para la utilización del método ⁴⁰Ar/³⁹Ar, en particular como herramienta para determinar la edad de eventos de alteración/metamorfismo de baja o muy baja temperatura. Finalmente, se sugiere tomar consideraciones cuando el método ⁴⁰Ar/³⁹Ar sea utilizado para determinar la edad de formación de rocas volcánicas de arco.

Agradecimientos
Los autores agradecen a los dos revisores anónimos y al editor, Dr. D. Bertin, cuyas valiosas sugerencias y comentarios contribuyeron significativamente a mejorar esta contribución. Este trabajo fue financiado por los proyectos Swiss National Science Foundation (P5R5PN_217947), RT-01-22 y ACT-105 del Instituto Antártico Chileno. Los autores agradecen a R. Spikings y D. Miletic (Universidad de Ginebra, Suiza), quienes proporcionaron asistencia para la recolección de los análisis ⁴⁰Ar/³⁹Ar. Asimismo, a P. Castillo (Universidad de Münster, Alemania) y F. Poblete (Universidad de Chile), quienes participaron del trabajo de terreno en Isla Low, 2011.

Referencias

Aguirre, L.; Levi, B.; Nyström, J.O. 1989. The link between metamorphism, volcanism and geotectonic setting during the evolution of the Andes. In Evolution of metamorphic belts (Daly, J.S.; Cliff, R.A.; Yardley, B.W.D.; editors). Geological Society, Special Publication 43: 223-232. London. https://doi.org/10.1144/GSL.SP.1989.043.01.15

Alt, J.C. 1998. Very low‐grade hydrothermal metamorphism of basic igneous rocks. In Low-grade metamorphism (Frey, M.; Robinson, D.; editors). Wiley: 169-201. https://doi.org/10.1002/9781444313345.ch6

Antoine, C.; Spikings, R.A.; Miletic, D.; Marsh, J.S.; Gaynor, S.P.; Schaltegger, U. 2022. ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology of the Drakensberg continental flood basalts: Understanding large argon isotopic variations in mafic groundmass and plagioclase size fractions. Chemical Geology 610. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2022.121086

Araya, R.; Hervé, F. 1966. Estudio geomorfológico y geológico en las islas Shetland del Sur, Antártica. Instituto Antártico Chileno, Publicación 8: 76 p.

Barker, P.F. 1982. The Cenozoic subduction history of the Pacific margin of the Antarctic Peninsula: ridge crest-trench interactions. Journal of the Geological Society 139: 787-801. https://doi.org/10.1144/gsjgs.139.6.0787

Bastías, J. 2014. Mineralogía y geocronología U-Pb en las Islas Shetland del Sur, Antártica, un multienfoque para Punta Hannah, Isla Livingston y Cabo Wallace, Isla Low. M.Sc. thesis (Unpublished), Universidad de Chile: 149 p.

Bastías, J.; Fuentes, F.; Aguirre, L.; Hervé, F.; Demant, A.; Deckart, K.; Torres, T. 2016. Very low-grade secondary minerals as indicators of palaeo-hydrothermal systems in the Upper Cretaceous volcanic succession of Hannah Point, Livingston Island, Antarctica. Applied Clay Science 134 (3): 246-256. https://doi.org/10.1016/j.clay.2016.07.025

Bastías, J.; Calderón, M.; Israel, L.; Hervé, F.; Spikings, R.; Pankhurst, R.; Castillo, P.; Fanning, M.; Ugalde, R. 2019. The Byers Basin: Jurassic-Cretaceous tectonic and depositional evolution of the forearc deposits of the South Shetland Islands and its implications for the northern Antarctic Peninsula. International Geology Review 62 (11): 1467-1484. https://doi.org/10.1080/00206814.2019.1655669

Bastías, J.; Spikings, R.; Ulianov, A.; Riley, T.; Burton-Johnson, A.; Chiaradia, M.; Baumgartner, L.; Hervé, F.; Bouvier, A.-S. 2020. The Gondwanan margin in West Antarctica: insights from Late Triassic magmatism of the Antarctic Peninsula. Gondwana Research 81: 1-20. https://doi.org/10.1016/j.gr.2019.10.018

Bastías, J.; Spikings, R.; Riley, T.; Ulianov, A.; Grunow, A.; Chiaradia, M.; Hervé, F. 2021. A revised interpretation of the Chon Aike magmatic province: active margin origin and implications for the opening of the Weddell Sea. Lithos 386-387. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2021.106013

Bastías, J.; Spikings, R.; Riley, T.; Chew, D.; Grunow, A.; Ulianov, A.; Chiaradia, M.; Burton-Johnson, A. 2022. Cretaceous magmatism in the Antarctic Peninsula and its tectonic implications. Journal of the Geological Society 180 (1): jgs2022-067. https://doi.org/10.1144/jgs2022-067

Bastías, J.; Chew, D.; Villanueva, C.; Riley, T.; Manfroi, J.; Trevisan, C.; Leppe, M.; Castillo, P.; Poblete, F.; Tetzner, D.; Giuliani, G.; López, B; Chen, H.; Zheng, G.-G.; Zhao, Y.; Gao, L.; Rauch, A.; Jaña, R. 2023. The South Shetland Islands, Antarctica: Lithostratigraphy and geological map. Frontiers in Earth Science 10. https://doi.org/10.3389/feart.2022.1002760

Bastías, J.; Silva, P.; Inzulza, S. 2024. Supplementary Material: Thermal resetting of the Early Cretaceous volcanic rocks of Low Island, South Shetland Islands, Antarctica. Zenodo. Dataset. https://doi.org/10.5281/zenodo.13730154

Bastías-Silva, J.; Burton-Johnson, A.; Chew, D.; Riley, T.; Jara, W.; Chiaradia, M. 2024. A temporal control on the isotopic compositions of the Antarctic Peninsula arc. Communications Earth & Environment 5 (157). https://doi.org/10.1038/s43247-024-01301-1

Burton-Johnson, A.; Riley, T.R. 2015. Autochthonous v. accreted terrane development of continental margins: a revised in situ tectonic history of the Antarctic Peninsula. Journal of the Geological Society 172: 822-835. https://doi.org/10.1144/jgs2014-110

Burton-Johnson, A.; Riley, T.R.; Harrison, R.J.; Mac Niocaill, C.; Muraszko, J.R.; Rowley, P.D. 2022. Does tectonic deformation control episodic continental arc magmatism? Evidence from granitic magnetic fabrics (AMS). Gondwana Research 112: 1-23. https://doi.org/10.1016/j.gr.2022.09.006

Burton‐Johnson, A.; Bastías, J.; Kraus, S. 2023. Breaking the Ring of Fire: How ridge collision, slab age, and convergence rate narrowed and terminated the Antarctic continental arc. Tectonics 42 (5). https://doi.org/10.1029/2022TC007634

Castillo, P.; Lacassie, J.P.; Augustsson, C.; Herve, F. 2015. Petrography and geochemistry of the Carboniferous-Triassic Trinity Peninsula Group, West Antarctica: implications for provenance and tectonic setting. Geological Magazine 152 (4): 575-588. https://doi.org/10.1017/S0016756814000454

Castillo, P.; Fanning, C.M.; Hervé, F.; Lacassie, J.P. 2016. Characterisation and tracing of Permian magmatism in the south-western segment of the Gondwanan margin; U-Pb age, Lu-Hf and O isotopic compositions of detrital zircons from metasedimentary complexes of northern Antarctic Peninsula and western Patagonia. Gondwana Research 36: 1-13. https://doi.org/10.1016/j.gr.2015.07.014

Chiaradia, M.; Schaltegger, U.; Spikings, R.; Wotzlaw, J.-F.; Ovtcharova, M. 2013. How accurately can we date the duration of magmatic-hydrothermal events in porphyry systems? - An invited paper. Economic Geology 108 (4): 565-584. https://doi.org/10.2113/econgeo.108.4.565

Davis, D.W.; Krogh, T.E.; Williams, I.S. 2003. Historical development of zircon geochronology. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 53 (1): 145-181. https://doi.org/10.2113/0530145

Fuentes, F.; Vergara, M.; Aguirre, L.; Féraud, G. 2002. Relaciones de contacto de unidades volcánicas terciarias de los Andes de Chile central (33° S): una reinterpretación sobre la base de dataciones ⁴⁰Ar/³⁹Ar. Revista Geológica de Chile 29 (2): 207-225. http://dx.doi.org/10.4067/S0716-02082002000200004

Fuentes, F.; Féraud, G.; Aguirre, L.; Morata, D. 2005. ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating of volcanism and subsequent very low-grade metamorphism in a subsiding basin: example of the Cretaceous lava series from central Chile. Chemical Geology 214 (1-2): 157-177. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2004.09.001

Gao, L.; Zhao, Y.; Yang, Z.; Liu, J.; Liu, X.; Zhang, S.-H.; Pei, J. 2018. New paleomagnetic and ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronological results for the South Shetland Islands, West Antarctica, and their tectonic implications. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 123 (1): 4-30. https://doi.org/10.1002/2017JB014677

Gao, L.; Zhao, Y.; Yang, Z.; Pei, J.; Zhang, S.-H.; Liu, X.; Tong, Y.; Liu, J.-M.; Bastías, J. 2023. Plate rotation of the Northern Antarctic Peninsula since the Late Cretaceous: implications for the tectonic evolution of the Scotia Sea region. Journal of Geophysical Research, Solid Earth 128 (2). https://doi.org/10.1029/2022JB026110

Gomes, A.S.; Vasconcelos, P.M.; De Oliveira Carmo, I. 2021. Quantifying the effects of alteration and acid treatment for whole-rock basalt ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology. Chemical Geology 560. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2020.119998

Green, N.L.; Armstrong, R.L.; Harakal, J.E.; Souther, J.G.; Read, P.B. 1988. Eruptive history and K-Ar geochronology of the late Cenozoic Garibaldi volcanic belt, southwestern British Columbia. Geological Society of America Bulletin 100 (4): 563-579. https://doi.org/10.1130/0016-7606(1988)100%3C0563:EHAKAG%3E2.3.CO;2

Haase, K.M.; Beier, C.; Fretzdorff, S.; Smellie, J.L.; Garbe-Schönberg, D. 2012. Magmatic evolution of the South Shetland Islands, Antarctica, and implications for continental crust formation. Contributions to Mineralogy and Petrology 163: 1103-1119. https://doi.org/10.1007/s00410-012-0719-7

Halama, R.; Glodny, J.; Konrad-Schmolke, M.; Sudo, M. 2018. Rb-Sr and in situ ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating of exhumation-related shearing and fluid-induced recrystallization in the Sesia zone (Western Alps, Italy). Geosphere 14 (4): 1425-1450. https://doi.org/10.1130/GES01521.1

Hathway, B. 1997. Nonmarine sedimentation in an Early Cretaceous extensional continental-margin arc, Byers Peninsula, Livingston Island, South Shetland Islands. Journal of Sedimentary Research 67 (4): 686-697. https://doi.org/10.1306/D4268617-2B26-11D7-8648000102C1865D

Heaman, L.M. 2009. The application of U-Pb geochronology to mafic, ultramafic and alkaline rocks: an evaluation of three mineral standards. Chemical Geology 261 (1-2): 43-52. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2008.10.021

Jiang, Q.; Jourdan, F.; Olierook, H.K.H.; Merle, R.E.; Verati, C.; Mayers, C. 2021. ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating of basaltic rocks and the pitfalls of plagioclase alteration. Geochimica et Cosmochimica Acta 314: 334-357. https://doi.org/10.1016/j.gca.2021.08.016

Jourdan, F. 2012. The ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating technique applied to planetary sciences and terrestrial impacts. Australian Journal of Earth Sciences 59 (2): 199-224. https://doi.org/10.1080/08120099.2012.644404

Jourdan, F.; Féraud, G.; Bertrand, H.; Watkeys, M.K.; Renne, P.R. 2007. Distinct brief major events in the Karoo large igneous province clarified by new ⁴⁰Ar/³⁹Ar ages on the Lesotho basalts. Lithos 98 (1-4): 195-209. https://doi.org/10.1016/j.lithos.2007.03.002

Kelley, S. 2002. Excess argon in K-Ar and Ar-Ar geochronology. Chemical Geology 188 (1-2): 1-22. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(02)00064-5

Koppers, A.A.P. 2002. ArArCALC-software for ⁴⁰Ar/³⁹Ar age calculations. Computers & Geosciences 28 (5): 605-619. https://doi.org/10.1016/S0098-3004(01)00095-4

Kuiper, K.F.; Deino, A.; Hilgen, F.J.; Krijgsman, W.; Renne, P.R.; Wijbrans, A.J. 2008. Synchronizing rock clocks of Earth history. Science 320 (5875): 500-504. https://doi.org/10.1126/science.1154339

Lanphere, M.A.; Dalrymple, G.B. 1978. The use of ⁴⁰Ar/³⁹Ar data in evaluation of disturbed K-Ar systems. In Short Papers of the Fourth International Conference, Geochronology, Cosmochronology, Isotope Geology (Zartman, R.E.; editor). Geological Survey, Open-File Report 78-701: 241-243.

Leat, P.T.; Riley, T.R. 2021. Antarctic Peninsula and South Shetland Islands: Volcanology. In Volcanism in Antarctica: 200 million years of subduction, rifting and continental-break-up (Smellie, J.L.; Panter, K.S.; Geyer, A.; editors). Geological Society Memoir 55: 185-212. https://doi.org/10.1144/M55-2018-52

Leat, P.T.; Scarrow, J.H.; Millar, I.L. 1995. On the Antarctic Peninsula batholith. Geological Magazine 132 (4): 399-412. https://doi.org/10.1017/S0016756800021464

Levi, B.; Aguirre, L.; Nyström, J.O.; Padilla, H.; Vergara, M. 1989. Low‐grade regional metamorphism in the Mesozoic‐Cenozoic volcanic sequences of the Central Andes. Journal of Metamorphic Geology 7 (5): 487-495. https://doi.org/10.1111/j.1525-1314.1989.tb00611.x

Liu, J.; Han, J.; Fyfe, W.S. 2001. Cenozoic episodic volcanism and continental rifting in northeast China and possible link to Japan Sea development as revealed from K-Ar geochronology. Tectonophysics 339 (3-4): 385-401. https://doi.org/10.1016/S0040-1951(01)00132-9

Matchan, E.L.; Phillips, D.; Jourdan, F.; Oostingh, K. 2020. Early human occupation of southeastern Australia: New insights from ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating of young volcanoes. Geology 48 (4): 390-394. https://doi.org/10.1130/G47166.1

Millar, I.L.; Pankhurst, R.J.; Fanning, C.M. 2002. Basement chronology of the Antarctic Peninsula: recurrent magmatism and anatexis in the Palaeozoic Gondwana margin. Journal of the Geological Society 159: 145-157. https://doi.org/10.1144/0016-764901-020

Oliveros, V.; Féraud, G.; Aguirre, L.; Fornari, M.; Morata, D. 2006. The Early Andean Magmatic Province (EAMP): ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating on Mesozoic volcanic and plutonic rocks from the Coastal Cordillera, northern Chile. Journal of Volcanology and Geothermal Research 157 (4): 311-330. https://doi.org/10.1016/j.jvolgeores.2006.04.007

Prevosti, F.J.; Romano, C.O.; Forasiepi, A.M.; Hemming, S.; Bonini, R.; Candela, A.M.; Cerdeño, E.; Madozzo, M.C.; Ortiz, P.E.; Pujos, F.; Rasia, L.L.; Schmidt, G.I.; Taglioretti, M.; MacPhee, R.D.E.; Pardiñas, U.F.J. 2021. New radiometric ⁴⁰Ar/³⁹Ar dates and faunistic analyses refine evolutionary dynamics of Neogene vertebrate assemblages in southern South America. Scientific Reports 11 (1). https://doi.org/10.1038/s41598-021-89135-1

Riley, T.R.; Burton-Johnson, A.; Flowerdew, M.J.; Poblete, F.; Castillo, P.; Hervé, F.; Leat, P.T.; Millar, I.L.; Bastías, J.; Whitehouse, M.J. 2023. Palaeozoic-Early Mesozoic geological history of the Antarctic Peninsula and correlations with Patagonia: Kinematic reconstructions of the proto-Pacific margin of Gondwana. Earth-Science Reviews 236. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2022.104265

Roberts, H.J.; Kelley, S.P.; Dahl, P.S. 2001. Obtaining geologically meaningful ⁴⁰Ar/³⁹Ar ages from altered biotite. Chemical Geology 172 (3-4): 277-290. https://doi.org/10.1016/S0009-2541(00)00255-2

Schaen, A.J.; Jicha, B.R.; Hodges, K.V.; Vermeesch, P.; Stelten, M.E.; Mercer, C.M.; Phillips, D.; Rivera, T.A.; Jourdan, F.; Matchan, E.L.; Hemming, S.R.; Morgan, L.E.; Kelley, S.P.; Cassata, W.S.; Heizler, M.T.; Vasconcelos, P.M.; Benowitz, J.A.; Koppers, A.A.P.; Mark, D.F.; Niespolo, E.M.; Sprain, C.J.; Hames, W.E.; Kuiper, K.F.; Turrin, B.D.; Renne, P.R.; Ross, J.; Nomade, S.; Guillou, H.; Webb, L.E.; Cohen, B.A.; Calvert, A.T.; Joyce, N.; Ganerød, M.; Wijbrans, J.; Ishizuka, O.; He, H.; Ramírez, A.; Pfänder, J.A.; López-Martínez, M.; Qiu, H.; Singer, B.S. 2021. Interpreting and reporting ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronologic data. Geological Society of America Bulletin 133 (3-4): 461-487. https://doi.org/10.1130/B35560.1

Schoene, B. 2014. U-Th-Pb geochronology. In Treatise on Geochemistry (Second Edition) (Holland, H.D.; Turekian, K.K.; editors). Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences 4: 341-378. https://doi.org/10.1016/B978-0-08-095975-7.00310-7

Smellie, J.L. 1979. The geology of Low island, South Shetland Islands, and Austin rocks. British Antarctic Survey Bulletin 49: 239-257.

Smellie, J.L.; Pankhurst, R.; Thomson, M.R.A.; Davies, R.E.S. 1984. The geology of the South Shetland Islands: VI. Stratigraphy, geochemistry and evolution. British Antarctic Survey, Scientific Reports 87: 85 p.

Spikings, R.A.; Popov, D.V. 2021. Thermochronology of alkali feldspar and muscovite at T > 150 °C using the ⁴⁰Ar/³⁹Ar method: a review. Minerals 11 (9). https://doi.org/10.3390/min11091025

Steiger, R.H.; Jager, E. 1977. Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay constants in geo- and cosmochronology. Earth and Planetary Science Letters 36 (3): 359-362. https://doi.org/10.1016/0012-821X(77)90060-7

Thomson, M.R.A. 1982. Late Jurassic fossils from Low Island, South Shetland Islands. British Antarctic Survey Bulletin 56: 25-35.

Verati, C.; Jourdan, F. 2014. Modelling effect of sericitization of plagioclase on the ⁴⁰K/⁴⁰Ar and ⁴⁰Ar/³⁹Ar chronometers: implication for dating basaltic rocks and mineral deposits. In Advances in ⁴⁰Ar/³⁹Ar dating: from archaeology to planetary sciences (Jourdan, F.; Mark, D.F.; Verati, C.; editors). Geological Society, Special Publication 378 (1): 155-174. London. https://doi.org/10.1144/SP378.14

Vermeesch, P. 2018. IsoplotR: a free and open toolbox for geochronology. Geoscience Frontiers 9 (5): 1479-1493. https://doi.org/10.1016/j.gsf.2018.04.001

Walker, D.A.; McDougall, I. 1982. ⁴⁰Ar/³⁹Ar and K-Ar dating of altered glassy volcanic rocks: the Dabi Volcanics, P.N.G. Geochimica et Cosmochimica Acta 46 (11): 2181-2190. https://doi.org/10.1016/0016-7037(82)90193-4

Wang, X.-L.; Zhao, G.; Zhou, J.-C.; Liu, Y.; Hu, J. 2008. Geochronology and Hf isotopes of zircon from volcanic rocks of the Shuangqiaoshan Group, South China: implications for the Neoproterozoic tectonic evolution of the eastern Jiangnan orogen. Gondwana Research 14 (3): 355-367. https://doi.org/10.1016/j.gr.2008.03.001

Warr, L.N. 2021. IMA-CNMNC approved mineral symbols. Mineralogical Magazine 85 (3): 291-320. https://doi.org/10.1180/mgm.2021.43

Zhou, S.; Mo, X.; Dong, G.; Zhao, Z.; Qiu, R.; Guo, T.; Wang, L. 2004. ⁴⁰Ar/³⁹Ar geochronology of Cenozoic Linzizong volcanic rocks from Linzhou Basin, Tibet, China, and their geological implications. Chinese Science Bulletin 49: 1970-1979. https://doi.org/10.1007/BF03184291