Catálogo de publicaciones

En este trabajo se estudia geológicamente el area conformada por el extremo NW del mar de Weddell y el flanco NE de la peninsula Antártica, comprendiendo principalmente a la denominada "cuenca de Marambio". Debido a las relaciones paleogeográficas existentes entre la peninsula Antártica y Sudamérica, esta cuenca es comparada con la cuenca Austral o Magallánica, surgiendo similitudes y diferencias que son analizadas en el Capitulo I (item I.c.1). Asimismo, para completar el marco geológico dentro del cual se desarrollaron las investigaciones, se ha recopilado la información disponible sobre la Evolución Geotectónica del área (Capitulo I, item I.c.2). La peninsula Antártica es dividida en tres unidades litotectónicas mayores, cuyo origen puede ser relacionado con la interacción de placas corticales: la primera unidad está formada principalmente por rocas volcánicas calco-alcalinas frecuentemente asociadas a sedimentos continentales portadores de floras mesozoicas; la segunda unidad está integrada por una secuencia clástica volcanigénica, de origen marino, que es intruida por complejos plutónicos y cubierta por vulcanitas mayormente silícicas, relacionadas con la actividad de un arco magmático, mientras que la tercera unidad litotectónica comprende la potente sucesión sedimentaria, formada mayormente por facies volcaniclásticas y tobas, que constituye el relleno de la cuenca de Marambio, la cual se halla ubicada detrás del arco volcánico desarrollado en la peninsula Antártica desde el Jurásico tardío. En el Capitulo II se establecen las dos megasecuencias que integran el relleno de la cuenca estudiada: a) Jurásico superior-Cretácico inferior "bajo" y b) Cretácico inferior-Terciario inferior (item II.a.1). Se describen las unidades estratigráfícas reconocidas en el área (item II.a.2), dándose a conocer nuevas secciones de las mismas. Asimismo se propone un nuevo nombre formacional (F. Pedersen) y se establecen las correlaciones entre las distintas formaciones y unidades de rango menor, varias de las cuales fueron denominadas por el autor en colaboración con otros investigadores (Estratos del nunatak Troilo, Estratos del cabo Welchness, Formación Longing, F. López de Bertodano y F. Sobral). La Historia Geológica de la región estudiada y las fases de su evolución, que se proponen en los items II.b y II.c, fueron inferidas sobre la base de la información estratigráfica de superficie y a los escasos datos geofísicos disponibles. Debido al carácter eminentemente volcaniclástico del relleno de la cuenca, el Magmatismo desarrollado en el arco es analizado con atención especial en el Capitulo III. El vulcanismo es dividido geoquímicamente en dos categorias, una calco-alcalina y alcalina la otra (item III.a). El desarrollo del vulcanismo calco-alcalino comprende dos fases: Kimmeridgiano-Berriasiano y Hauteriviano temprano-Paleoceno tardío, mientras que el vulcanismo alcalino se desarrolló durante el Mioceno tardío-Reciente (item III.a.1). El vulcanismo calco-alcalino es de carácter silicico a intermedio y su actividad, en el área estudiada, ocurrió mayormente durante el Mesozoico tardío como producto de la evolución del arco volcánico Eomesozoicode la peninsula Antártica. Por su parte, el vulcanismo basáltico alcalino, que afectó sectores parciales de la cuenca, fue un rasgo significativo de la expansión tardía de pos-arco, ocurrida durante el Cenozoico tardío, siendo estudiado con particular atención en los nunataks Foca (items III.a.2 y III.a.3). El plutonismo calco-alcalino que predomina ampliamente en el norte de la peninsula Antártica es tratado brevemente en el item III.b, donde se resumen sus rasgos mas significativos. En el Capitulo IV se considera a la peninsula Antártica como un arco volcánico intraoceánico, en el cual la corteza posee espesores continentales. El basamento de este arco estaráa integrado por un prisma acrecionario Pérmico-Triásico adosado a los remanentes de un zócalo siálico antiguo, de probable edad paleozoica media (item VI .a). Las evidencias de actividad tectónica dentro de la cuenca y la parte del arco estudiada, son descriptas y analizadas en el item IV.b, estableciéndose que el levantamiento principal de esta estructura y del comienzo de la subsidencia en la cuenca ocurrieron hacia el Valanginiano (item IV.c). Asimismo, se determinan y describen los principales acontecimientos tectónicos y fases diastróficas y se presentan evidencias de tectónica de estilo compresional, en los ítems IV.d, IV.e, IV.f y IV.g. Sobre la base de todos los elementos enunciados, se realiza el análisis de la cuenca (Capitulo V), infiriéndose que el control tectónico ejercido sobre los rangos de ascenso del área de aporte detrítico y también sobre la actividad volcánica del arco, son puestos en evidencia por la correspondencia que existe entre los eventos tectónicos y magmáticos entre sí y con la respuesta sedimentaria a tales procesos. En los terrenos de intra-arco, el vulcanismo fue uno de los procesos más importantes en la producción de detritos, ya que el aporte masivo de materiales piroclásticos a la cuenca de pos-arco fue casi constante; en este aspecto, el vulcanismo explosivo, que dominó durante los primeros estadios de la evolución del arco, originó la efusión de ingentes masas de cenizas que se acumularon como tobas, las cuales tuvieron dominante carácter ignimbrítico. La producción de fragmentos accidentales, arrancados por las erupciones explosivas al atravesar las rocas del basamento metamórfico, constituyó un proceso genético importante que dió origen a una enorme masa de materiales volcaniclásticos, los que se agregaron a los detritos procedentes de la degradación de rocas volcánicas medianamente consolidadas. La presencia de materiales piroclásticos se evidencia en la gran mayoria de las formaciones sedimentarias estudiadas, tanto durante la etapa de proto-arco y cuenca anóxica, como en la mayor parte de los episodios de acumulación ocurridos durante los distintos estadíos de la etapa de cuenca madura, excepto en la parte más joven del desarrollo de esta última. La generación masiva de fragmentos accidentales, por parte del vulcanismo explosivo, se pone de manifiesto espectacularmente en los terrenos de intra-arco donde las facies fluviales superiores del Grupo Botany Bay, abundan en conglomerados con matriz piroclástica, los que están compuestos por grandes rodados y bloques redondeados que se hallan profusamente fracturados y quebrados como fruto de las explosiones La composición volcaniclástica de las capas que constituyen el relleno de esta cuenca de pos-arco, está fehacientemente corroborada a través de las formaciones del Grupo Gustav, el Grupo Marambio y el Grupo Seymour, excepto la Formación La Meseta del Eoceno tardío que está virtualmente libre de materiales volcaniclásticos. Los conglomerados del monte Lombard contienen clastos resedimentados, provenientes de rocas volcanigénicas previamente depositadas en el intra-arco, en ambientes subaéreos y probablemente aluviales (Grupo Botany Bay y entidades homólogas). De esta manera, los conglomerados marinos del monte Lombard estarían formados por clastos mayormente provenientes del Complejo Metamórfico Trinity Peninsula, pero resedimentados o reciclados a partir de entidades volcaniclásticas continentales previas. Estas entidades continentales estaban compuestas exclusivamente por clastos derivados del citado Complejo Metamórfico yaciendo en una matriz piroclástica que fue eruptada, explosivamente y en forma directa, a través de dicho basamento metamórfico. De este modo, la remoción explosiva y el redepósito, practicamente instantáneo, de tales rocas que eran originalmente continentales, generó conglomerados marinos con una aparente proveniencia casi exclusiva desde el Complejo Metamórfico Trinity Peninsula. Las tobas forman aproximadamente el 5% de toda la columna jurásico-cretácico-terciaria aflorante en el area, siendo menor la proporción de tobas subaéreas. Tobas originadas en "lluvias de cenizas", que pueden corresponder a erupciones submarinas tanto comoa procesos volcánicos subaéreos, ocurren profusamente intercaladas con fangos ricos en radiolarios en la mayoria de las secciones de la Formación Ameghino, la cual es atribuida al ?Kimmeridgiano-Berriasiano. Tobas, en las que se reconocen trizas, forman bancos de hasta 2 m de espesor en la Formación Longing del Turoniano y asimismo en el Grupo Gustav del Valanginano-Santoniano. Ademas, bancos de tobas con características semejantes, se observan intercaladas entre las facies fluviales superiores del Grupo Botany Bay, probablemente del Cretácico temprano; adicionalmente, rocas piroclásticas similares a las citadas, ocurren dentro de la secuencia conglomerádica marina del monte Lombard y en las secciones maastrichtianas y paleocenas de la isla Marambio. Una buena parte de los detritos volcanigénicos está compuesta por fragmentos de cristales de plagioclasa y cuarzo, los que pudieron haber sido acrecionados directamente desde las fuentes volcánicas como lluvias piroclásticas y también como resultado de la erosión y resedimentación rápida de acumulaciones piroclásticas inconsolidadas, las que se habrían depositado originalmente dentro de la zona de intra-arco o bien en el interior de la cuenca de pos-arco, pero casi siempre muy cerca de las fuentes volcánicas. El otro proceso que contribuyó a la producción de detritos, fue la remoción en masa que contribuyó, principalmente en la zona proximal de la cuenca, con grandes cantidades de material detrítico a veces muy grueso, por ejemplo los enormes bloques de la Formación Ameghino que se deslizaron dentro del Cretácico inferior. De lo expuesto surge que la meteorización fisica fue dominante. La inmadurez textural y composicional evidenciada por la mayoria de las rocas sedimentarias, especialmente las correspondientes a la parte inferior de la columna, pone de manifiesto la fuerte influencia ejercida por la tectónica sobre la sedimentación. La erosión y el retrabajo intenso de los materiales sedimentados en la cuenca se pone de manifiesto a través de toda la historia de la misma; en efecto, desde los albores del Cretácico hasta la iniciación del Terciario, se hallan mezclas anómalas de fósiles. Ejemplos de estas mezclas existen desde los conglomerados del nunatak Pedersen, donde existen megafósiles del Cretácico inferior rodeados por una matriz de edad maastrichtiana, hasta las faunas cretácicas halladas en estratos danianos, en las capas superiores de la Formación López de Bertodano, en la isla Marambio. Complementariamente, en esta cuenca antartica la linea de costa demuestra progradación relativamente rápida a través de un dilatado engolfamiento marino original, en el cual la restricción en la circulación habría sido un rasgo preponderante. Esta progradación ocurrió mediante desplazamientos de la linea de costa, que totalizan un cambio de posisción del orden de 90 km hacia el interior de la cuenca (SE), durante unos 50 Ma (hasta las capas paleocenas emergidas de la Formación Sobral). Dicha velocidad de progradación sumada a las características sedimentológicas de las acumulaciones (que se describen en el Capitulo II) indican regímenes de subsidencia moderados y aportes sedimentarios grandes, principalmente en la etapa inicial (Cretácico temprano) del desarrollo de la cuenca. Luego, en otra etapa iniciada en el Cretácico tardío, la subsidencia comienza con regímenes moderados-altos, los que se mantienen hasta las postrimerias del Maastrichtiano, apartir del cual la subsidencia continúa con regímenes moderados-bajos hasta el Eoceno tardío pero, esta vez, con aportes detríticos también moderados a bajos. Esto último ocurrió principalmente durante la parte final de esta última etapa (Terciario temprano) del desarrollo de la acumulación. Durante la primera etapa (Cretácico inferior), de subsidencia baja y aporte grande, el sector proximal de la cuenca se habría comportado como zona exportadora de detritos. Esta condición habría estado favorecida por movimientos tectónicos que sobreelevaron, durante esta época, bloques marginales cercanos al borde deposicional de la misma. En etapas posteriores de la evolución de la cuenca (Cretácico tardío más alto-Terciario temprano), este sitio de depositación presenta rasgos de cuenca progradada, en la cual el oleaje y las corrientes marinas pudieron retrabajar rapidamente materiales de ciclos deposicionales anteriores y resedimentarlos, luego de abrasionarlos, junto con aportes detríticos provenientes de cuerpos plutónicos del arco, los cuales fueron denudados recién hacia el Eoceno. Este evento erosivo fue posible por el ascenso rápido de los terrenos de intra-arco y por la concurrente falta de una cubierta volcánica que los sustrajera de la erosión. Esto último refuerza la hipótesis de la cesación del vulcanismo hacia esta época. Los cambios en la relación entre la subsidencia y el aporte detrítico, reflejan cambios en el control tectónico de la depositación, el que fue dominante durante el Cretácico inferior a través de la zona de fallas marginales (fracturas del canal príncipe Gustavo y fallas conexas con las mismas hacia el NE y el SO). En cambio hacia el Cretácico superior y también durante las postrimerías del desarrollo de la cuenca, durante el Terciario temprano, el borde occidental de la cuenca dejó de ser controlado exclusivamente por la zona de fallamiento marginal produciéndose la progradación de la cuenca, que originó depositación deltaica en las zonas distales de la misma (Formación Sobral, Formación La Meseta). Durante las etapas que comprenden la "madurez" del desarrollo de la cuenca, se infiere la influencia de un rasgo estructural transversal a la zona de falla del canal príncipe Gustavo, el cual podría corresponder a la prolongación sudoriental del sistema de fracturas que está integrado entre otras por la denominada "zona de fractura Hero". Dicha influencia se manifestó en la estructuración de la peninsula que culmina en el cabo Longing y también a través de la peninsula Jason; en estas áreas afloran entidades que corresponden a los terrenos de intra-arco, principalmente pertenecientes al Grupo Volcánico Antarctic Peninsula y al Grupo Botany Bay, ambos de origen netamente continental. Los afloramientos antedichos se hallan desplazados hacia el cuadrante Este configurando una "invasión" del intra-arco dentro de la cuenca de pos-arco; lo cual unido a las evidencias tectónicas comentadas en los capitulos III y IV, sugiere que dichas penínsulas constituían extensas zonas emergidas que actuaron como elementos positivos y de aporte sedimentario, durante los procesos de acumulación que generaron el Grupo Gustav, el Grupo Marambio y el Grupo Seymour. Estas áreas positivas habrian contribuido grandemente a configurar sendos engolfamientos, dentro de los cuales ocurrió la sedimentación en las postrimerías del Cretácico y en los albores del Terciario. Se efectúan estudios petrográficos comparativos de algunas de las manifestaciones volcaniclásticas psamíticas del ?Jurásico tardío-Cenozoico tardío y de las vulcanitas alcalinas cenozoicas, que afloran en la cuenca (Capítulo VI), debido a que tales estudios aportan a la interpretación de los mecanismos efusivos y deposicionales, relacionados con la actividad volcánica, ocurridos en la cuenca de Marambio.

La isla Decepción está situada en el Archipiélago de las islas Shetland del Sur y consiste en una caldera volcánica de edad menor que 780000 años, originada a través del colapso tectónico del área central del volcán original. El volcanismo, permanece aún activo, tuvo sus últimas manifestaciones de importancia en las erupciones de los años 1967, 1969 y 1973. En este trabajo, se presenta un estudio geológico integral, a fin de desarrollar un modelo evolutivo de la isla. Se ha recopilado datos geológicos sobre el área tectónica a la cual se halla integrada la isla. En el trabajo de campo, se subdividieron las rocas presentes en tres unidades principales conformadas por tres etapas mayores dentro de una misma evolución: una "precaldera" (Formación Basaltic Shield y diques asociados, Martí y Baraldo, 1990) y una "postcaldera", "Erupciones piroclásticas tempranas", "Erupciones traquíticas" y "Erupciones históricas". Esta división estratigráfica se basa en evidencias de campo y es consistente con los estudios de las propiedades magnéticas de las rocas, entre otras: susceptibilidad magnética total y anisotropía de susceptibilidad magnética. Un estudio paleomagnético integral de las unidades aflorantes permitió establecer que la distribución de los polos geomagnéticos virtuales sigue un ordenamiento consistente con la dividión estratigráfica propuesta. Se determinó la temperatura de emplazamiento de los depósitos piroclásticos de pre y sincaldera de la isla por medio paleomagnéticos, correspondiente a una temperatura que abarca entre los 300 y 400°C para los diferentes tipos litológicos. Se ha recopilado datos geoquímicos de las rocas de la isla y se realizaron once análisis de relaciones isotópicas Sr87/Sr86, en todo el espectro evolutivo (geoquímico y estratigráfico) de la asociación de rocas presentes en la isla; sugiriendo una correspondencia que ubica a dichas muestras en el campo de las rocas de islas oceánicas y que se interpreta como correspondiente a una asociación de rocas de isla oceánica con tendencia tholeítica, producto del ambiente tectónico de arco particular de la zona. Los estudios de direcciones de remanencia magnética realizados indican una polaridad normal para todas las muestras de la isla Decepción, ubicándolas dentro del último período de inversión magnética (de polaridad normal) (límite de Bruhnes-Matuyama; Cand y Kent, 1995). Esto indica una edad menor de 780000 años para todas las unidades de la isla. Las evidencias estructurales de la isla; especialmente la distribución y emplazamiento de las unidades sincaldera sugieren un modelo evolutivo nuevo, que se presenta relacionando el colapso central y lateral del volcán original con la formación de una cuenca de "pull apart" en un ambiente netamente distensivo; donde se conjuga la presencia del "rift" del estrecho de Bransfield y un ambiente trastensivo, producto de la influencia de la falla Hero en el pasaje Drake. Se postula la rotación a partir de un eje vertical del sector noreste de la isla en base a las evidencias de fracturamiento en dicho sector. Palabras Claves: Isla Decepción - Antártida - Volcanismo - Paleomagnetismo - Caldera Volcánica

Durante el transcurso de este trabajo de Tesis se efectuó un estudio volcanológico, petrográfico y geoquímico de las rocas que forman los centros eruptivos basálticos cenozoicos, ubicados en el margen oriental de la zona volcánica de retroarco extraandino en las provincias de La Pampa y Mendoza. Además, se investigó la petrografía y geoquímica de los xenolitos ultramáficos alojados en las rocas de tres de los centros eruptivos mencionados. Se identificaron siete períodos de actividad volcánica para el lapso Oligoceno superior - Holoceno, en la zona de retroarco situada entre los 34º y 37º 30’ de latitud sur. Estos se agruparon en las épocas eruptivas: Puentelitense, Chapualitense superior, Chapualitense inferior, Coyocholitense y Palaocolitense. Las tres primeras épocas fueron definidas previamente, sumándose aquí las dos últimas. Los centros eruptivos estudiados están formados por las siguientes litofacies: aglomerados y brechas volcánicas; piroclastos sueltos; cenizas y coladas de lava. Sobre la base de observaciones de volcanismo activo, se estableció una secuencia eruptiva para explicar la formación de estas rocas. Esta secuencia consta de tres fases eruptivas: 1) fase eruptiva inicial, durante la cual se generaron aglomerados y brechas volcánicas de alto soldamiento; 2) fase eruptiva media o principal, compuesta por el conjunto de pulsos responsables de los depósitos de mayor volumen, que conforman sucesiones de capas de cinder y spatter; 3) fase eruptiva final, la que comprende el conjunto de pulsos finales que dieron origen a coladas de lava, depósitos de spatter y bombas aisladas sin soldar. Se propone que las unidades volcánicas indicadas fueron generadas por actividad de fuentes de lava tipo hawaianas. Los volcanes estudiados serían monogenéticos por la homogeneidad del magma eruptado en cada uno de ellos y por las características simples de sus bocas de emisión.

La región pampeana es un área de gran importancia para el desarrollo económico del país cuya productividad está estrechamente ligada a las variaciones climáticas. Cuenta con numerosas lagunas que brindan servicios ecosistémicos a la región lo que hace necesaria su conservación y buen manejo. A pesar de su importancia, se conoce muy poco sobre el origen y evolución de estas lagunas. Por sus características morfológicas, estas lagunas son sensibles a los cambios climáticos, en particular la zona árida-semiárida. La hipótesis general de la presente tesis es que la evolución de las lagunas pampeanas a lo largo del gradiente de humedad en una zona de transición de clima árido a semiárido ha sido influenciada por su origen, pero modificadas por el clima y las actividades antrópicas. En base a ello se plantea determinar cuáles han sido los principales factores geológicos, geomorfológicos y limnológicos que han formado y modificado las lagunas pampeanas a lo largo de un gradiente de humedad. Se estudiaron cuatro lagunas y sus cuencas ubicadas al suroeste de la provincia de Buenos Aires entre 37°33'2.60" y 39°27'41.45" S y los 61°22'35.36" y 62°47'24.65" O. Estas lagunas son Puan, Los Chilenos, Sauce Grande y La Salada. Los resultados indican que las lagunas de Puan y La Salada se formaron por deflación eólica. Los Chilenos por actividad tectónico-fluvial y la laguna Sauce Grande por actividad fluvio-eólica. Todas las lagunas se originaron durante el Holoceno medio a tardío, a excepción de Puan que ocurrió en el Pleistoceno tardío. La evolución de las lagunas fue similar. Inicialmente fueron poco profundas, temporarias de aguas claras, que más tarde evolucionan a permanentes de aguas turbias. Los estudios paleolimnológicos señalan que en Sauce Grande y Los Chilenos los principales factores de estrés son el estado trófico, la salinidad y el nivel de agua. Las variaciones de nivel y salinidad en respuesta a la relación precipitación-evaporación son menos intensas que en las cuencas endorreicas y de menor extensión reflejando que las variaciones climáticas son atenuadas por las características de su origen. Ambas mostraron influencia antrópica con incremento del estado trófico condicionado por su origen, dada su mayor cuenca de drenaje. En las lagunas de Puan y La Salada los factores de estrés fueron el nivel de agua y salinidad, determinados por su origen y escasa área de drenaje, siendo los ingresos y egresos regulados por la precipitación y evaporación. En La Salada y Puan no se registraron factores de estrés antrópicos a pesar de tener poblaciones permanentes en sus costas y que la ocupación del territorio data de ca. 3000 años AP, posiblemente este asociado con una cuenca de drenaje pequeña y escaso escurrimiento superficial. Los registros de las lagunas estudiadas reflejan los cambios climáticos ocurridos en la región pampeana desde el Pleistoceno tardío hasta el presente indicando variaciones en el gradiente de humedad que coinciden con lo registrado en la región pampeana.

Entender la evolución del desarrollo ontogenético es esencial para comprender cómo la evolución morfológica se mueve en el espacio fenotípico y el origen de la disparidad morfológica resultante. No todas las variantes morfológicas son igualmente posibles de ocurrir porque las propiedades variacionales del desarrollo influyen en qué tan propensos son los rasgos a variar, limitando la respuesta evolutiva a factores externos de selección a ciertas direcciones del espacio fenotípico. Como aporte a esta problemática desde un punto de vista paleobiológico, presento en esta tesis el análisis de tres patrones morfológicos que son relevantes para discutir distintos mecanismos ontogenéticos de evolución morfológica: alometría, integración morfológica y miniaturización. Estos aspectos fueron analizados utilizando como modelo a los temnospóndilos, un clado de anfibios particularmente especioso durante el Paleozoico tardío y el Triásico. La elección de este grupo se debe a que su abundante y exquisito registro fósil permite el análisis cuantitativo de patrones ontogenéticos y de formas adultas a gran escala taxonómica y, ademas, hipótesis actuales proponen que miembros de un clado de temnospóndilos paleozoicos, los dissorophoideos, fueron ancestrales a los batracios (anuros y salamandras). Por lo tanto, el estudio de ese grupo también contribuye a comprender la evolución de uno de los grandes grupos de vertebrados vivientes. Primeramente, utilizando herramientas de morfometría geométrica, muestro que los patrones alométricos del desarrollo del dermatocráneo son altamente conservados en temnospóndilos y que dichos patrones también se observan a nivel macroevolutivo, lo cual indica que la alometría ontogenética pudo haber actuado como una línea de menor resistencia para la evolución morfológica del clado. Paralelamente, comparo los patrones de integración morfológica craneana intraespecífica y evolutiva en distintas especies y clados de temnospóndilos, respectivamente. A diferencia de la alometría ontogenética, la integración intraespecífica resulta ser muy variable en temnospóndilos y los patrones a nivel evolutivo no se correlacionan con los correspondientes a nivel de especie. Esto sugiere que la integración craneana podría haberse visto más condicionada por factores extrínsecos como la selección natural que por mecanismos intrínsecos del desarrollo. Por último, pongo a prueba hipótesis previas que proponen que la miniaturización (i.e., la evolución de un tamaño corporal extremadamente pequeño) en dissorophoideos fue la principal causa de cambios morfológicos drásticos, jugando un rol central en la evolución morfológica del clado y en el origen de los batracios a partir del mismo. En base a observaciones cualitativas y datos morfométricos lineales y geométricos, expongo que no hay evidencia que sostenga que la morfología de los dissorophoideos más pequeños sea radicalmente distinta a la de taxones emparentados de mayor tamaño corporal. En cambio, la similitud entre los patrones alométricos craneanos a nivel evolutivo en dissorophoideos y los alométricos ontogenéticos de un dissorophoideo basal indica que muchos rasgos del cráneo de los taxones pequeños son pedomórficos. A partir de estos resultados, concluyo que el truncamiento de la ontogenia, y no la miniaturización, pudo haber jugado un rol predominante en la evolución morfológica del clado. Teniendo esto en cuenta, discuto el supuesto rol de la miniaturización en el origen de los batracios dentro de los dissorophoideos.

La progradación del delta del río Colorado estuvo íntimamente relacionada a los avances y retrocesos costeros asociados a las variaciones eustáticas del Holoceno. Las diatomeas representan uno de los proxies más utilizados en reconstrucciones evolutivas en este tipo de ambientes debido a su sensibilidad ante los cambios de la salinidad. El estudio de las diatomeas fósiles y las unidades litológicas de sucesiones sedimentarias de la llanura deltaica, permitieron inferir las condiciones hidroecológicas que se sucedieron en respuesta a las fluctuaciones holocenas del nivel del mar. Se analizaron tres sucesiones sedimentarias, una a 1,2 km de la costa actual (sitio La Chiquita, LCH), otra a 22 km (sitio Las Isletas, LI) y la tercera a 37 km de la desembocadura (sitio Ea. San Pedro, SP). Sólo el sitio LCH posee influencia marina actualmente. Los testigos fueron extraídos con técnicas de vibracoring. Dominaron las granulometrías psamíticas de arena fina y se identificaron estructuras sedimentarias. Las diatomeas se clasificaron según sus formas de vida y tolerancias a la salinidad. Las zonas diatomológicas se establecieron mediante análisis cualitativos y semicuantitativos (análisis de agrupamiento CONISS-single linkage, utilizando la distancia Bray Curtis y el modelo Brocken-stick). La búsqueda de análogos se realizó mediante un análisis NMDS (Non-Metric Multidimensional Scaling), comparando la similitud ecológica de los ensambles fósiles y los ensambles actuales presentes en los sedimentos superficiales de la ribera del río. Dominaron las diatomeas de hábito ticoplanctónico: Paralia sulcata y Cymatosira belgica en los ambientes marinocosteros, y diatomeas “fragilarioides” pequeñas en los ambientes fluviales. Entre estas últimas se destacaron Punctastriata spp., Staurosira spp., Pseudostaurosira spp. y Pseudostaurosiropsis geocollegarum. La sucesión sedimentaria LCH presentó analogía con los canales de mareas que actualmente funcionan en la desembocadura del río Colorado Nuevo, la sucesión sedimentaria LI con los ambientes fluviales actuales y la sucesión sedimentaria SP no tuvo análogos modernos. El sitio LCH fue afectado significativamente por la fluctuación holocena del nivel del mar y la progradación del lóbulo. Los canales de marea de ca. 11.000-7.800 años C AP, fueron inundados cuando la transgresión ocupó estos sectores. Los procesos de retrabajamiento y erosión asociados a la máxima influencia marina afectaron la preservación de las valvas, generando zonas estériles en el registro durante las etapas transgresivas. Durante la regresión del Holoceno tardío (ca. 1.300 años C AP), se desarrollaron planicies de mareas y marismas. El sitio LI presenta una evolución gradual desde un canal fluvial estuarino con influencia mareal a los ca. 7.000 años C AP, hacia un canal fluvial salobre-dulceacuícola análogo al río actual hace aproximadamente ca. 2.200 años C AP. La comparación de ambas sucesiones sedimentarias con modelos evolutivos deltaicos, permitió inferir un hiato en la sucesión sedimentaria LCH donde además, se identificó la sucesión de facies regresivas de planicie marea y marisma. En ambos testigos el aumento de la influencia fluvial/continental se asocia a la progradación del lóbulo deltaico hacia el Este, los últimos ca. 7.000 años C AP. El sitio SP no fue influenciado por la fluctuación del nivel del mar. Se infieren dos etapas evolutivas contrastantes asociadas a la dinámica meandriforme del río. Durante el Holoceno tardío (ca. 4.900-2.900 años C AP) se identificó la colmatación un cuerpo de agua somero semilótico con vegetación asociada y expuesto a períodos de desecación (laguna en medialuna). Co-dominaron diatomeas aerófilas, epífitas y bentónicas. Durante últimos ca. 150 años, las crecidas extraordinarias históricas reconectaron el meandro al cauce y las diatomeas planctónicas y ticoplanctónicas reemplazaron los ensambles preexistentes. En tiempos recientes la regulación del flujo y una marcada crisis hídrica, provocaron la disminución crítica del caudal y el aumento de la salinidad, lo que afectó a las comunidades de diatomeas favoreciendo el crecimiento de las “fragilarioides” por sobre otros taxones.

La región septentrional de la faja corrida y plegada del Agrio, en el norte de la Provincia del Neuquén, se destaca por la presencia de estructuras de rumbo predominantemente NNO-SSE, con variable longitud de onda, formadas por la interacción entre estructuras de piel gruesa y piel fina. La integración de datos estructurales de campo e información de líneas sísmicas y pozos permitieron analizar la geometría de las estructuras, calcular los acortamientos tectónicos y finalmente discutir los principales mecanismos que formaron a la faja corrida y plegada del Agrio. A partir de un detallado trabajo de campo se construyó un mapa geológico diferenciándose pliegues de primer orden que involucran al basamento y pliegues de hasta cuarto orden que solamente afectan la cubierta sedimentaria. Se realizaron tres secciones balanceadas O-E en donde se obtuvieron acortamientos de 18% para este sector de la faja corrida y plegada del Agrio. El modelo tectónico propuesto en esta tesis comprende sistemas de corrimientos que involucran rocas de basamento y de la cubierta sedimentaria. Las estructuras de piel gruesa se forman por pliegues por flexión de falla que se insertan principalmente a lo largo de las evaporitas del Jurásico Tardío. De esta manera, se transmite acortamiento hacia el antepaís y se generan pliegues en la cubierta sedimentaria de diferentes órdenes. La Formación Auquilco constituye el nivel de despegue principal de las estructuras de piel fina, y como niveles secundarios se encuentran las formaciones Vaca Muerta, Agrio y el Grupo Bajada del Agrio.Las rocas ígneas de la región se caracterizan por disponerse como cuerpos lacolíticos, diques, filones capa, lavas y brechas volcánicas. Como mecanismos de emplazamiento del magma, se han asociado a retrocorrimientos en estructuras de basamento, sistemas de fracturas e intruyéndose en núcleos de anticlinales y sinclinales. Por lo tanto, el emplazamiento de las rocas ígneas a lo largo de la faja corrida y plegada del Agrio estaría controlado por las estructuras tectónicas. Geoquímicamente, todas las rocas analizadas denotan un carácter de arco ligado a zonas de subducción diferenciándose varios pulsos del magmatismo. El análisis de la evolución cinemática de las estructuras en conjunto con datos geocronológicos de rocas ígneas y secuencias sedimentarias sintectónicas de la región permitió identificar dos eventos de deformación. Un evento de posible edad cretácica tardía-eocena fue registrado en las estructuras de basamento occidentales y sus estructuras de piel fina asociadas. Esta deformación estaría acotada por el emplazamiento de los cuerpos ígneos de la Formación Colipilli a lo largo de estructuras compresivas. Posteriormente, durante el Mioceno medio-tardío se desarrollaron las estructuras del frente del orógeno en conjunto con la reactivación de estructuras previamente formadas evidenciado por depósitos sinorogénicos neógenos.

El Payún Matrú es el volcán más importante volumétricamente del Campo Volcánico Payún Matrú (CVPM). Este es un volcán compuesto en forma de escudo con una caldera en su cúspide de 8 kmde diámetro. El CVPM contiene, además, al estratovolcán Payún Liso y a campos basálticos monogénicos. El CVPM se ubica al sur de la provincia de Mendoza (36°- 37° S), y forma parte de la denominada Provincia Basáltica Payenia, o simplemente Payenia. Payenia (34°-38°S, centro-sur de Mendoza) de edad Pliocena-Holocena, se conforma principalmente por basaltos alcalinos. Se ubica en una posición de retroarco en la Zona Volcánica Sur de los Andes Centrales y, además del CVPM, abarca al Campo Volcánico Llancanelo junto a otros centros volcánicos dispersos al norte del mismo, y al escudo basáltico de Auca Mahuida al sur del CVPM. El CVPM presenta lavas y rocas piroclásticas alcalinas, variando desde basaltos y traquibasaltos en los campos basálticos, hasta traquitas en los volcanes Payún Matrú y Payún Liso. El CVPM es Pleistoceno-Holoceno y presenta dos campos basálticos adyacentes al Payún Matrú, distribuidos en una franja E-O con el Payún Matrú en una posición central en la misma, e interrumpidos por dicho volcán. En el presente trabajo se propuso estudiar los procesos de mezcla de magmas que pudieron haber ocurrido en el volcán Payún Matrú, entre los magmas traquíticos alojados en la cámara del volcán y magmas basálticos. La hipótesis de trabajo consiste en que los magmas basálticos de una procedencia relativamente profunda, no pudieron ascender hasta la superficie en la zona del Payún Matrú debido a que, durante su ascenso, quedaron atrapados en la cámara magmática de dicho volcán. Como consecuencia, se habría producido la mezcla entre magmas basálticos y traquíticos. Antes de focalizar el trabajo en la mezcla de magmas, y debido al limitado y desactualizado conocimiento sobre el CVPM, se procedió a realizar un mapeo a escala 1:60.000, en conjunto con una nueva propuesta de la estratigrafía del campo volcánico. Además, se realizaron tareas habituales de petrografía, análisis de la geoquímica de roca total y mineralógica, isotopía de Sr y Nd y dataciones radimétricas, para completar la caracterización de las rocas del Payún Matrú y campos basálticos. También se realizó un análisis de estructural de conos de escoria y erupciones fisurales, con el objetivo de hacer inferencias sobre los campos de esfuerzos regionales. El volcán Payún Liso no fue estudiado en detalle, al no ser el objetivo de la tesis.

Durante más de 50 años de investigación, la base de datos paleomagnética se ha vuelto mucho más abundante y confiable. Sin embargo, al día de hoy persisten dudas respecto de la Curva de Deriva Polar Aparente (CDPA) de Gondwana para el Paleozoico tardío y, por lo tanto, de la paleogeografía asociada. La Pangea clásica de Wegener es la configuración convencional de los continentes antes del comienzo de la expansión del océano Atlántico durante el Jurásico Temprano. Sin embargo, las paleoreconstrucciones previas, que incluyen el proceso de amalgamamiento de Pangea, continúan sujetas a debate. El foco de la discusión se centra en la capacidad de la remanencia magnética de registrar de manera correcta la inclinación del campo paleomagnético. Aquí se implementó un método novedoso para el cálculo de la CDPA de Gondwana, evitando el uso de la inclinación paleomagnética mediante el método de intersección de círculos máximos que contienen el paleopolo y su sitio de muestreo. Esto purifica el análisis de errores de inclinación en rocas sedimentarias, contribuciones no dipolares y evita la necesidad de aplicar correcciones teóricas. Adicionalmente, y debido al sesgo inherente que existe en la intersección de círculos máximos, mediante simulaciones numéricas se propusieron reglas para la evaluación empírica del sesgo, con el objetivo de añadirle reproducibilidad al método. Se realizaron estudios paleomagnéticos en los Grupos Macharetí, Mandiyutí, y Cuevo, aflorantes en tres perfiles en Bolivia meridional con el objetivo de aportar información al entendimiento de la cronoestratigrafía del Paleozoico tardío de la Cuenca. Asimismo, los datos paleomagnéticos fueron utilizados para realizar un análisis de paleolatitudes como función de tiempo. Se realizó el análisis de facies de los Grupos Mandiyutí y Cuevo de donde se desprende una impronta glaciar en las unidades carboníferas de la Cuenca de Tarija, que hacia el Pérmico cambian a sedimentación de ambientes desérticos y cálidos. Estas unidades registran la misma transición icehouse-greenhouse que otras cuencas paleozoicas de Gondwana occidental y proveen un punto de control clave de la evolución climática durante la formación de Pangea.Al combinar el análisis paleolatitudinal, a partir de los datos paleomagnéticos, con la interpretación paleoclimática, se observa que el cambio marcado de facies sedimentarias concuerda con una deriva continental brusca de la cuenca hacia latitudes más bajas. La información paleoclimática interpretada es congruente tanto con los datos paleomagnéticos, cómo con la paleolatitud obtenida a partir de la CDPA propuesta para Gondwana. De esta manera, dos métodos proveen de manera independiente la evolución paleolatitudinal de la Cuenca de Tarija. En consecuencia, se argumenta que la deriva continental marcada de Gondwana hacia latitudes bajas ejerce un control de primer orden en el cambio paleoclimático abrupto ocurrido entre el Carbonífero superior y el Pérmico inferior de la Cuenca de Tarija.La posición de Gondwana para el Pérmico temprano conduce a un arreglo paleogeográfico que difiere de la clásica Pangea de Wegener para el Carbonífero tardío y Pérmico temprano. Es necesario desplazar Laurusia hacia el oeste en un arreglo de tipo ?Pangea B? durante el Carbonífero superior que luego evoluciona, durante el Pérmico inferior, hacia la Pangea de Wegener aceptada para el Pérmico superior.