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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.