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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.

Tesis (DCI)--FCEFN-UNC, 2014

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.