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Se presentan los resultados del estudio del registro sedimentario de tres cuencas lacustres (El Trébol, Escondido y Moreno) ubicadas en la zona del Llao Llao, dentro de la cuenca del lago Nahuel Huapi, que por su fuerte gradiente de precipitaciones constituye un ecotono de gran valor para investigaciones paleoclimáticas y paleoambientales. En dos campañas se extrajeron, aproximadamente 100 m de testigos sedimentarios, que documentan la sedimentación desde el Último Máximo Glaciario. De cada cuenca se obtuvieron cuatro columnas sedimentarias, las que permitieron confeccionar un perfil integrado de cada lago; se describieron las facies y las estructuras sedimentarias. El estudio de las tefras permitió reconocer 38 niveles guía para la zona del Llao Llao. Estos niveles, se reconocen con facilidad, permitieron hacer correlaciones entre cuencas separadas entre si unos 6 kilómetros, se presume que cubrieron grandes áreas y podrían ser identificados en otros sectores de la cuenca del lago Nahuel Huapi. Se confeccionó un modelo tefrocronológico para la zona del Llao Llao, con la ayuda de 26 dataciones 14C – AMS, a cada nivel guía se les calculó su edad y error mediante estadísticas bayesianas; se reforzó el modelo con nueve niveles guías basados en la inclinación del campo magnético terrestre impresa en los sedimentos y con correlaciones basadas en las propiedades magnéticas y químicas de los niveles de tefra. El modelo tefrocronológico obtenido permitió realizar correlaciones muy precisas de los distintos eventos observados en la zona del Llao Llao para los últimos 19.000 años. Los modelos de tasa de sedimentación confeccionados confirman un gran aporte clástico a la cuenca entre los 19,1 y18,0 ka cal AP, una tasa mayor durante los períodos húmedos y que algunos incrementos puntuales de la tasa que marcan descensos en los niveles lacustres, o mayor erosión por la caída de tefra. Se realizaron numerosos análisis, tales como la determinación del tamaño de grano, humedad, carbono orgánico, carbono inorgánico, carbono total, pigmentos fósiles (clorofila y carotenoides), análisis geoquímicos de sedimentos (Mg, K, Na, Pb, Ba, Zn, Sr, Li, Mn, Co, Cu, Cr, Cd, Fe, Al y Ca), determinación de minerales de arcilla mediante rayos X y se utilizaron datos de distintas propiedades magnéticas. Se estudió la evolución de las propiedades analizadas y se la integró con información disponible para mejorar el conocimiento de los cambios paleoambientales y paleoclimáticos ocurridos en la cuenca del lago Nahuel Huapi. La determinación de la distribución temporal de las tefras depositadas en la zona del Llao Llao durante los últimos 19,0 ka cal AP; permitió reconocer picos de actividad volcánica entre 16,0- 14,5; 7-6 y 1,5-1 ka cal AP. Se comparó la distribución temporal de las erupciones volcánica con registros lacustres en Chile a latitud similar. Se dataron y caracterizaron químicamente (óxidos principales y elementos traza) los principales niveles de tefra. Como método de correlación para los niveles de tefra en la zona del Llao Llao, se destaca el poder de discriminación de los óxidos principales cuando se utiliza análisis de agrupamiento. Los resultados y la información recopilada, confirman que los sucesivos avances glaciarios, excavaron profundos y extensos valles y depositaron la morena San Carlos de Bariloche, al este del lago Nahuel Huapi, la cual sirvió como dique natural a un gran paleolago proglaciar, que se formó al retroceder los glaciares hace unos 19.000 años. Este paleolago denominado “Elpalafquen” incluyó a los lagos Nahuel Huapi, Guillelmo, Mascardi, Gutiérrez, Correntoso y Espejo y otros más pequeños (e. g. Moreno, El Trébol y Escondido). La presencia de varves, cadilitos, escasa cantidad de materia orgánica y pigmentos fósiles sugieren que el paleolago persistió durante casi 4.300 años; distintos eventos sismovolcánicos provocaron descensos de su nivel y a los 14,680 ± 0,261 ka cal AP un nuevo descenso dió lugar al lago Nahuel Huapi. Se destaca el reconocimiento de los procesos sedimentarios (hiatos, repeticiones estratigráficas y corrientes de turbidez) que actuaron en las cuencas estudiadas, para mejorar la interpretación paleoambiental registrada en los testigos y reconocer cuando la información es regional propia de grandes lagos, o local propia de lagos pequeños y someros. En la secuencia sedimentaria se reconocieron al menos 8 eventos sismovolcánicos que afectaron la cuenca del lago Nahuel Huapi; dichos eventos fueron datados y asociados a horizontes tangibles en la secuencia, como son los niveles de tefra. Se destaca la importancia de la actividad sismovolcánica en la evolución hidrológica de la cuenca del lago Nahuel Huapi. Con la integración de la información obtenida, se generó un esquema sobre la evolución de los lagos El Trébol, Escondido y Moreno, el cual propone que: a) el paleolago Elpalafquen se formó aproximadamente a los 19,081 ± 0,274 ka cal AP y comenzó a desintegrarse a los 16,840 ± 0,250 ka cal AP, b) el lago El Trébol quedó aislado como cuenca independiente a los 15,537 ± 0,249 ka AP y c) el lago Escondido se formó como cuenca independiente a los 1,785 ± 0,80 ka cal AP cuando el último descenso provocó que los lagos Nahuel Huapi y Moreno alcanzaran su nivel actual.

La Región Pampeana Austral Argentina, manifiesta una fuerte tendencia a la expansión e intensificación agrícola. Este trabajo analiza las transformaciones agroproductivas y ambientales entre 1988 y 2008 en la Cuenca del río Quequén Grande (CrQG) a través de indicadores de sustentabilidad. La Zonificación Agroecológica (ZAE) de la cuenca, permitió diferenciar seis Unidades Agroecológicas (UAE) a partir de la integración de Unidades Ecológicas (UEc) y Unidades de Agriculturización (UAg). La UAE1, de Sierras y elevaciones del Sistema de Tandilia, presentó baja a nula agriculturización entre 1988-1998, mientras que entre 1998-2008, dicho proceso fue muy alto. La UAE2, de lomas que bordean los paisajes serranos del sistema de Tandilia, mostró baja o nula agriculturización en el primer período, mientras que en el segundo fue alto. La UAE3, de lomas planas recortadas por numerosas vías de escurrimiento, en el primer período manifestó un muy alto proceso de agriculturización y en el segundo período el resultado es medio. La UAE4, de lomas muy amplias onduladas a planas, presentó un proceso de agriculturización muy alto en el primer período, mientras que en segundo por el contrario el proceso disminuyó a bajo o nulo. La UAE5, de planicies bajas y planas a suavemente onduladas, el proceso es medio en el primer período y bajo o nulo en el segundo. Por último, la UAE6, de planicies aluviales bajas a inundables, presentó un proceso de alta agriculturización en el primer período, y bajo a nulo en el segundo. Ahora bien, se observó que los valores más elevados de agriculturización, entre 1988-1998, se generaron en las UAE3 y UAE6, mientras que en el segundo período lo hicieron sobre la UAE1. El indicador de riesgo de contaminación por plaguicidas (RCP), aumentó 94,98%, entre 1988-1998, mientras que entre 1998-2008, fue de 43,31%. Con respecto al indicador de riesgo de intervención del hábitat (RIH) entre 1988-1998 se incrementó en un 6,9%, mientras que en el período 1998-2008 aumentó un 4,4%. Por último, el indicador de impacto sobre el ecosistema (ISE) reveló en el primer período seleccionado, un ascenso de 56,8%; y para el segundo período un 29,3%. El incremento en el RCP, RIH e ISE para ambos períodos seleccionados, se correlaciona con el aumento de la agricultura en desmedro de la ganadería, las áreas agrícolas se acrecentaron un 26,1% entre 1988 y 1998, y crecieron en menor proporción (10,7%) entre 1998 y 2008. El aumento produjo una reducción del 26,2% y 13,7% de las áreas con pastizales y pasturas, respectivamente. La agricultura en el segundo período se incrementó en menor superficie que en el primer período, intensificándose con el doble cultivo (gramíneas/soja). En ambos períodos, el crecimiento de la agricultura sobre las UAE se dió de manera totalmente diferenciada. Ahora bien, con respecto a los indicadores, el RCP aumentó en el primer período donde presentó los valores más críticos sobre la UAE1 y UAE6, mientras que en el segundo período lo hizo sobre la UAE1; el RIH sin embargo, en el primer período los valores críticos se dieron sobre la UAE1, y en segundo período sobre todas las unidades (excepto la UAE2 que presento valores relativamente menores de incremento); en tanto que el ISE, mostró valores críticos en la UAE1 en ambos períodos. Los resultados obtenidos, permiten afirmar que los valores críticos de los indicadores están mayormente focalizados en la UAE1, la misma está caracterizada como vulnerable en el proceso de agriculturización, debido a que se hayan localizadas las cabeceras de cuencas (tal como las nacientes del río Quequén Grande) las cuales son indispensables conservar; y además es complejo aplicar prácticas agrícolas conservacionistas, ya que corresponde a áreas de pendientes medias y bajas del sistema (Hapludoles líticos), los cuales presentan una delgada cubierta de depósitos eólicos sobre la roca, exhibiendo condiciones de escasa profundidad; y también los mayores valores críticos se presentan en la UAE6, caracterizada por suelos anegadizos, se haya limitada sobre todo en las zonas más bajas, consideradas como superficies llanas con excesiva humedad, que sufren frecuentes inundaciones por cursos de agua de tipo temporarios. Se concluye que la caracterización de UAE, facilita el diagnóstico de la CrQG fundamental para aportar a la sustentabilidad agroproductiva de la misma, formulando finalmente propuestas y futuras líneas de investigaciones, con la finalidad de aportar a la implementación de un plan de ordenamiento territorial.

Los Balaenidae (Cetacea: Neoceti) son un grupo de misticetos caracterizados por presentar, en el cráneo y de la mandíbula, una serie de especializaciones vinculadas al sistema de alimentación por filtración, tales como un rostro muy arqueado y angosto, huesos rostrales sin interdigitación con los huesos occipitales, mandíbula con un proceso coronoides y angular reducido y barbas largas. El patrón corporal de los balénidos actuales, especialmente su anatomía esqueletaria, es muy conservador y sólo se reconocen cuatro especies distribuidas en dos géneros: Balaena (B. mysticetus) y Eubalaena (E. australis; E. glacialis; E. japonica). El registro fósil de los balénidos es temporalmente extenso (Mioceno temprano-actualidad) y, en algunos casos abundante (i.e. Plioceno, Pleistoceno,) pero está caracterizado por grandes discontinuidades estratigráficas y geográficas. En particular, el registro mioceno es extremadamente escaso y está restringido a la Patagonia argentina, con la presencia de Morenocetus parvus, el balénido más antiguo conocido (Mioceno temprano). Los registros de balénidos pliocenos y pleistocenos son, en cambio, abundantes aunque están restringidos al Hesmiferio Norte. Estos incluyen géneros extintos (Balaenella, Balaenula, Balaenotus) y otros con representantes actuales (Balaena y Eubalaena). Morenocetus parvus fue descripto y nominado por Cabrera (1926), en una monografía sobre cetáceos fósiles del Museo de La Plata, sobre la base de dos cráneos incompletos recuperados de la Formación Gaiman (Mioceno temprano, Chubut). Debido a que este taxón no fue re-estudiado luego de su descripción original, ha permanecido como una especie enigmática. Como resultado de trabajos paleontológicos en el sector de Península Valdés y alrededores, se han recuperado nuevos ejemplares de balénidos provenientes de la Formación Puerto Madryn (Mioceno tardío, Chubut). Estos ejemplares, junto con algunos restos aislados provenientes del Mioceno tardío de Entre Ríos (Formación Paraná) completan, en parte, los extensos hiatos del registro de balénidos Mioceno. La familia Balaenidae es un linaje clave en la evolución de los misticetos ya que, según algunos estudios filogenéticos, es el grupo más basal y más antiguo de misticetos actuales. Este supuesto está basado en la ocurrencia temprana de los balénidos en el registro estratigráfico, y en datos de divergencia antiguos estimados a partir de estudios moleculares. Uno de los puntos más controvertidos sobre las relaciones filogenéticas de los balénidos es la posición de su representante más antiguo, Morenocetus parvus. La importancia de este taxón, así como la de los otros registros miocenos recuperados en de la Formación Puerto Madryn y aún no descriptos, ameritan el estudio en profundidad de los balénidos miocenos de Patagonia. En este contexto, el objetivo general de esta tesis fue adquirir un mejor entendimiento de la historia evolutiva de los balénidos, mediante el análisis de los miembros más tempranos de este grupo. Para ello se aplicó un protocolo general de trabajo basado en la exploración de Eubalaena australis como modelo neontológico de los balénidos. La integración de la información osteológica y blanda obtenida permitió interpretar la anatomía de los taxones extintos, identificar los caracteres útiles para los análisis filogenéticos y la búsqueda de correlatos óseos para la reconstrucción de estructuras blandas en los fósiles. El estudio de individuos en distintos estadios madurativos de Eubalaena australis permitió identificar parámetros, independientes del tamaño y del cierre relativo de las suturas, que diferencian a los neonatos y crías de los adultos. Sobre la base de la información de los balénidos actuales, se procedió al estudio anatómico y posteriormente sistemático de los balénidos miocenos. Los resultados de los estudios sistemáticos indicaron que Morenocetus parvus es una entidad taxonómica válida y que está representado por dos ejemplares subadultos. Asimismo los 3 ejemplares de balénidos del Mioceno tardío de la Fm. Pto Madryn corresponden a un adulto, un subadulto y un juvenil de un mismo taxón que se propone como un nuevo género y especie (=Taxón A). La presencia en el ejemplar adulto del Taxón A de caracteres tales como, un proceso ascendente del maxilar aproximadamente triangular y corto ántero-posteriormente, una bulla timpánica de aspecto globoso sin una marcada compresión dorso-ventral, y superficie dorsal del periótico sin crestas ni surcos, se interpretan como rasgos paedomórficos. Por último, los balénidos de la Fm. Paraná (Mioceno tardío, Entre Ríos) están representados sólo por bullas timpánicas, las cuales no son asignables al Taxón A de la Fm. Puerto Madryn. La condición fragmentaria de los especímenes no permitió su identificación a niveles específicos ni genéricos, por lo cual se designaron como Balaenidae indet. Los análisis filogenéticos, de pesos implicados y pesos iguales, desarrollados en esta tesis dieron resultados consistentes entre sí, tanto en la topología general de los árboles como en las relaciones internas de los grandes clados. Los Balaenidae constituyen un grupo bien soportado y hermano del clado formado por los Balaenopteroidea y Cetotheriidae. Caperea marginata se recuperó, con buenos valores de soporte, profundamente anidado dentro de los Cetotéridos y constituye, de esta forma, el único representante actual de este clado. Los balénidos miocenos (Morenocetus y Taxón A) se recuperaron en un clado basal dentro de los Balaenidae; el soporte de este clado es adecuado y ninguno de los dos taxones fue hallado como inestables. Balaenella y Balaenula se posicionaron como sucesivos taxones hermanos de los balénidos modernos (Balaena y Eubalaena). Las relaciones dentro de los clados modernos (Balaena y Eubalaena) no lograron resolverse. La calibración estratigráfica del cladograma mostró un extenso linaje fantasma entre los balénidos miocenos y los balénidos más derivados (Balaenella, Balaenula, Balaena y Eubalaena). La extensión de este linaje fantasma (~15 Ma) abarca desde el Mioceno temprano-tardío (Burdigaliense) hasta el Plioceno temprano (Zancliense). A esto se suma un extenso hiato temporal en el registro fósil de los balénidos que abarca más de la mitad de la historia evolutiva del grupo. El hallazgo del Taxón A del Mioceno tardío de la Fm. Puerto Madryn interrumpe el hiato temporal entre Morenocetus y los balénidos más derivados, pero no acorta el linaje fantasma previamente mencionado. Los aspectos paleobiológicos de los balénidos miocenos indagados en esta tesis comprendieron los siguientes tópicos: la evolución de la longitud corporal y su relación con la tendencia al gigantismo, la reconstrucción de la morfología de la región nasal y su vinculación con el buceo y la exploración de correlatos óseos vinculados con los órganos de los sentidos (ojo y oído). En relación con el primero de estos tópicos, las estimaciones efectuadas del largo corporal, y su mapeo sobre el árbol filogenético, sugieren que la condición primitiva para los misticetos es un largo corporal pequeño (<6 m), condición que retienen las formas basales de misticetos con barbas o Chaeomyticeti. En lo misticetos el incremento en el largo corporal o tendencia al gigantismo no siguió un patrón lineal y se adquirió al menos dos veces en forma independiente, una en los Balaenidae y otra en los Balaenopteridae-Eschrichtiidae. En lo que respecta a los balénidos, las formas más antiguas y más basales (i.e. Morenocetus y Taxón A) presentan un largo corporal pequeño (<6 m). Desde finales del Mioceno se registra en los balénidos una tendencia al aumento del largo corporal en el ancestro del clado Eubalaena-Balaena. La exploración de la anatomía de la región nasal de los balénidos (Eubalaena australis), cetotéridos (Caperea) y balenoptéridos (Balaenoptera bonaerensis), indicó que comparten un patrón general, con diferencias menores en las estructuras para la deflexión del agua y en la organización de la musculatura nasal. El análisis de los correlatos entre las estructuras blandas y óseas de la región nasal mostró que en los balénidos, cetotéridos y balenoptéridos, el ancho máximo de la fosa nasal coincide y marca el emplazamiento de la narina blanda (=blowhole). En los misticetos, a diferencia de lo que ocurre en los amniotas, el blowhole se ubica en posición póstero-dorsal dentro de la fosa nasal. La exploración de este correlato en los grupos analizados sugiere que, la migración posterior de la narina externa ósea estuvo acompañada del desplazamiento póstero-dorsal del blowhole dentro de la fosa nasal, condición ya adquirida en los primeros cetáceos completamente acuáticos (basilosauridos). Por otro lado, el análisis morfométrico efectuado muestra que hay una correlación positiva entre el aumento del tamaño del cráneo (medido en ancho y largo) y el aumento del tamaño del blowhole. Se hipotetiza que el cambio en la posición y el aumento en el tamaño relativo del blowhole estaría vinculado con un aumento en la eficiencia de la respiración durante el buceo. El estudio de la morfología de ojo y estructuras periorbitales de Eubalaena australis muestra que las mismas presentan un patrón morfológico similar al observado en otros misticetos actuales. El análisis morfométrico dio como resultado que en E. australis hay una correlación positiva entre el tamaño del globo ocular y el largo corporal. Las variables del tamaño del globo ocular (medidas en ancho, el alto y el largo) presentan un incremento alométrico negativo con el aumento del largo corporal. Por el contrario, la córnea presenta una baja correlación con el largo corporal, y la relación entre estas dos variables presenta una alometría negativa, lo cual sugiere que la córnea no aumenta mucho de tamaño durante el crecimiento del animal. El análisis de correlatos óseos que permitieran la reconstrucción del globo ocular/nervio óptico y, de esta forma, la estimación de las capacidades visuales en los balénidos extintos, mostró que el tamaño de la órbita es un correlato muy grosero del tamaño del ojo. El globo ocular es mucho menor que la órbita, está protruido y rodeado de estructuras metabólicamente activas (grasa), cuyo desarrollo varía en la ontogenia y en distintos períodos del ciclo vital del animal. Asimismo, el canal y el foramen óptico no resultan buenos proxies, ya que el nervio óptico también está rodeado en su recorrido por estructuras blandas. La exploración de la anatomía de la región auditiva de Eubalaena australis permitió identificar correlatos óseos de algunas estructuras blandas implicadas en la audición. En este sentido, se identificó que la depresión en el meato auditivo externo y los recesos en la superficie ventral del pterigoides y del basioccipital, marcan el punto de inserción de la membrana timpánica y la extensión posterior del seno pterigoideo respectivamente. La exploración de este correlato en Morenocetus y en el Taxón A indicó que, en los representantes más tempranos de los balénidos, la membrana timpánica tiene un desarrollo y posicionamiento comparable al de los balénidos actuales. Por otro lado, el análisis de la estructura de la cóclea de individuos de E. australis de diferentes estadios ontogenéticos indicó que la macroestructura de la misma (i.e. número de vueltas 2,5 y forma) no varía en la ontogenia. La cóclea del Taxón A presenta el mismo patrón morfológico general que el de E. australis (i.e. 2,5 vueltas y superposición entre las mismas), sugiriendo una adaptación a las bajas frecuencias, comparables con algunos balénidos actuales.

Se analizan desde el punto de vista geomorfológico, estratigráfico y geocronológioo, los depósitos litorales del Cuaternario (Pleistoceno tardío y Holoceno) en bahía Anegada. Esa área se extiende desde la desembocadura del río Colorado Viejo, por el norte, hasta Punta Rubia Falsa, por el sur (39° a 40° 43' S y 62°00' a .62°30' O). La misma tiene unos 100 Km de largo por 12 Km, de ancho. Desde el punto de vista geomorfológico se reconocieron, de norte a sur, cuatro zonas (A, B, C, y D) Cada una de ellas tiene sus propias características, las que dependieron de la morfología preexistente y de la dinámica litoral de cada sector en particular. Así, se reconocieron espigas en forma de gancho, espigas cuspidadas, islas de barrera, albuferas, barras y formas eólicas transversales y paralelas a la línea de costa. Al mismo tiempo, en cada zona existen tres niveles aterrazados (1, 2 y 3) ubicados a diferente altura respecto al nivel marino actual. El nivel de terraza más alto (Nivel 3) está comprendido entre las cotas de 10 y 5 m, el de altura intermedia entre los 5 y 1,50 m s.n.m. y el más bajo entre los 1,50 m y el nivel de baja marea. Mediante análisis estratigráficos y geocronológicos se determinó la existencia de depósitos litorales pertenecientes al Pleistoceno tardío y al Holoceno, formados durante tres episodios de nivel marino relativamente elevado denominados Transgresión Interglacial, Transgresión Interestadial y Transgresión Postglacial. Los depósitos correspondientes al Pleistoceno tardío (Transgresión Interglacial e Interestadial) se hallan entre las cotas de 10 y 5 m (Nivel 3), mientras que los correspondientes al Holoceno (Transgresión Postglacial) se los encuentra entre los 5 y 1,50 m s.n.m (Nivel 2). Los depósitos correspondientes a la Transgresión Interglacial están dentro del orden de más de 43.000 años AP. Las mismas son edades imprecisas dado que están más allá del límite técnico del método de datación. Por ello, se oonsidenó en forma tentativa que los mismos pertenecen a la transgresión ocurrida durante el Interglacial Sangamon (Interglacial Riss-Würm). Sobre esos depósitos y apoyados en forma discordante se encuentran sedimentos litorales con edades entre 38.500 y 25.000 años AP. Por la posición estratigráfica y los fechados obtenidos permitió correlacionar a esos depósitos con un nivel marino relativamente elevado que se produjo luego de la Transgresión Interglacial. El mismo se interpreta que ocurrió a consecuencia de un último gran interestadial dentro de la Glaciación Wisconsin. De allí su nombre de Transgresión Interestadial. Al producirse la regresión marina que acompañó a la última glaciación se produjo un episodio de gran aridez durante el cual se formaron dunas elongadas con rumbo O-E. El rumbo de las mismas estaría indicando la persistencia de los vientos del cuadrante oeste. Para el Holoceno se determinaron por lo menos 6 episodios de ascenso relativo del nivel marino, los mismos fueron denominados Estadios Transgresivos (ET 0 a V), durante los cuales se originaron crestas de playa. Las edades 14C de los respectivos ET son: ET-0= 6560±130; ET-|=: 6190±130; ET-II= 5570±120; ET-III=5200±100; ET-IV=4470±80; ET-V=3580±90 años AP. El ET-I representa al máximo alcance de la transgresión del Holoceno y el ET-O a un evento transgresivo anterior. Ambos estarían vinculados con picos de máxima actividad solar (transgresión termoeustática) Los ET más jóvenes (ET- II a V) indican episodios transgresivos menores asociadas a mareas excepcionalmente altas (coincidentes con el Ciclo de Progresión del perigeo Lunar) y a fuerte oleaje relacionado con fuertes tormentas excepcionales. Esos episodios de tormenta podrian estar condicionados por eventos episódicos de gran magnitud de EL Niño (eventos pasados del ENSO-EI Niño Oscilación Sur). Durante tales tormentas se habrían producido importantes acumulaciones de sedimentos en las playas y además cambios en la dirección de la corriente de deriva litoral. Las edades 14C obtenidas a partir de material biogénico (valvas de moluscos) removilizado se tomaron con carácter de Edad Geológica Probable. La misma tiene carácter de Edad Mínima ya que corresponde a la menor edad obtenida para un mismo depósito. En cambio, se consideró que las edades obtenidas a partir de valvas articuladas o en posición de vida tienen carácter de Edad Aproximada (EA). Dicha edad indica la posición del nivel del mar de ese momento pero no la antigüedad del depósito.

La integración de los rasgos geológicos, petrológicos y geoquímicos, sumada al análisis de la información aeromagnética, permitió delinear la génesis y evolución del volcanismo terciario del Valle del Cura. Su historia magmática está representada por seis eventos eruptivos acontecidos desde el Paleoceno al Mioceno superior. Durante el Paleoceno, el volcanismo está representado por los Basaltos Río Frío; son manifestaciones volcánicas afíricas y alcalinas, con signaturas de intraplaca en un ámbito extensional y sin influencia del arco volcánico, que se encontraba a unos 200 km al oeste. Estas lavas son resultado del rápido ascenso, a través de una corteza adelgazada, de fundidos primarios generados a profundidad como consecuencia de bajos porcentajes de fusión de porciones enriquecidas del manto litosférico. Para el Eoceno, se generó en la región una cuenca de retroarco dentro de un régimen extensional, donde se depositó una secuencia volcanosedimentaria sin-orogénica. Bajo estas condiciones de corteza atenuada y anomalías térmicas, subplacados basálticos favorecieron la fusión de material cortical y en consecuencia la génesis de un volcanismo de composición dacítico a riolítico: la Formación Valle del Cura. Estas rocas presentan signaturas químicas de retroarco, alto contenido en elementos litófllos y un marcado enriquecimiento isotópico, en relación con el resto de la secuencia volcánica terciaria. Este magmatismo ácido presenta dos tipos litológicos: los primeros fundidos generados son de alta temperatura y alta viscosidad, que resultó en una eruptividad flsural y formación de ignimbritas de alto grado; los segundos son fundidos de mayor permanencia en la corteza y resultaron en un volcanismo explosivo, con depósitos de flujo piroclástico y la formación de una caldera en la cordillera de la Brea. El Oligoceno superior marcó el inicio de un magmatismo de arco en el Valle del Cura, representado por el Grupo Doña Ana: comenzó con facies ignimbríticas ácidas y lavas mesosilíceas — Formación Tillito- que luego evolucionaron a un volcanismo basandesítico a andesítico —Formación Escabroso—.Ambos grupos de rocas se caracterizan por sus rasgos químicos y petrográflcos típicos de volcanitas calcoalcalinas, derivadas de fundidos originados por fusión en la cuña astenosférica en el marco de una corteza de espesor normal (30-35 km); con un centro eruptivo reconocido en la cordillera del Zancarrón. La cuenca de depositación oligocena evolucionó dentro de un contexto extensional que favoreció la generación de un volcanismo máfico de retroarco representado por los Basaltos Las Máquinas. Sus rasgos geoquímicos muestran una afinidad alcalina y de intraplaca, pero con una importante influencia del coetáneo arco volcánico. Como respuesta a la subhorizontalización de la placa de Nazca, se produce la migración del arco volcánico y para el Mioceno medio a superior se ubicó en la actual posición del Valle del Cura. La Formación Cerro de las Tórtolas representa el pico de magmatismo andesítico y dacítico que caracterizó, local y regionalmente, a este sector de los Andes. Esta eruptividad resultó en la formación de domos y estratovolcanes como los volcanes Cerro de las Tórtolas, Vacas Heladas y el nuevo centro de emisión identificado en la cordillera del Zancarrón. En esta unidad se reconocen dos etapas: la sección inferior (16-14 Ma) representa fundidos que se equilibraron a una profundidad con fases residuales indicativas de una corteza de espersor normal (30-35 km) y la sección superior (13-10 Ma) cuyas relaciones de tierras raras indican una fase residual granatífera, lo que evidencia una mayor profundidad de generación, en una corteza engrosada de 50 km. El enriquecimiento isotópico de las lavas, desde la sección inferior hacia la superior, también registra el incremento de los aportes corticales en la génesis de los fundidos. Estas volcanitas permanecieron en cámaras magmáticas intermedias de similar profundidad, estimada en 14 a 15 km para la sección inferior, y en 15 a 17 km para la superior. En estas condiciones, los minerales se equilibraron en un rango de temperatura y presión entre 720° y 820°C, y 4,5 y 5,5 kb, respectivamente. Como parte del volcanismo mioceno medio, se incluyen a las ignimbritas dacíticas de la Formación Tambo, ya que conjuntamente con las lavas de la sección superior de la Formación Cerro de las Tórtolas, marcan el quiebre en el comportamiento químico e isotópico del volcanismo terciario del Valle del Cura. En conjunto representan el volcanismo desarrollado bajo las condiciones de máxima compresión. Las últimas manifestaciones volcánicas corresponden a las Ignimbritas Vacas Heladas, de composición dacítica; poseen signatura de arco, pero fundamentalmente evidencian una importante participación de material cortical: presentan el mayor enriquecimiento isotópico de toda la secuencia volcánica del arco terciario. Luego de estas manifestaciones volcánicas y como respuesta a la subhorizontalización de la losa subducida, cesó la actividad volcánica en el Valle del Cura.

La turbulencia es ubicua en el universo. Tanto observaciones remotas en el medio interestelar local como observaciones in situ en el viento solar (VS) han mostrado evidencia sobre la presencia de dinámica turbulenta en estos escenarios. El VS provee el túnel de viento con mayor número de Reynolds que permite estudiar turbulencia magnetohidrodinámica (MHD) con métodos de observación in situ. En este trabajo se estudia la evolución de la turbulencia MHD en el VS, caracterizando el proceso de envejecimiento y rejuvenecimiento de los estados turbulentos inicialmente desarrollados cerca del Sol. Como herramienta de diagnóstico de la turbulencia empleamos la función de correlación espacial R y la longitud de correlación asociada λ, calculadas ambas a partir de observaciones realizadas in situ en el VS por las sondas Helios 1, Helios 2, ACE y Ulysses. En esta tesis se muestra que en turbulencia MHD existe para R una escala de autosimilaridad dada por λ, y por primera vez se calcula el exponente espectral de las fluctuaciones magnéticas con una base estadística de 10 años. Realizamos un estudio evolutivo de la escala de similaridad en término de la edad de las parcelas de plasma. Además, caracterizamos la función de distribución de probabilidad (FDP) de λ a diferentes distancias heliocéntricas para dos regímenes de viento caracterizados por valores diferentes del beta de protones. Encontramos que la FDP de λ es lognormal y bi-modal, presentando diferentes parámetros en cada régimen, consistente con la variedad de procesos multiplicativos y no lineales que tienen lugar en el VS. Investigamos las propiedades anisótropas de las fluctuaciones a diferentes heliodistancias respecto del campo medio Bₒ. Mostramos que el VS rápido y el VS lento no son intrínsecamente diferentes, sino que la diferente manifestaci ón de la anisotropía en estos regímenes es consecuencia de la evolución dinámica de las fluctuaciones, independiente de la velocidad del viento e incluso de la etapa del ciclo de actividad solar. La cascada direccional de energía da lugar a una migración de la energía desde vectores de onda paralelos a Bₒ hacia vectores de onda perpendiculares a Bₒ a medida que el viento envejece.