Catálogo de publicaciones

El objetivo general del proyecto es el entendimiento e interpretación de la geología regional y las mineralizaciones del Distrito Cerro Primero de Abril. Para esto, se definieron tópicos de trabajo a partir de los que se aspiran alcanzar: 1) Reconocer y estudiar en detalle las unidades geológicas presentes en el Distrito, haciendo especial hincapié en la estratigrafía de la secuencia volcánica, determinando su ambiente y procesos de formación. 2) Obtención de datos petrográficos, calcográficos, mineralógicos, geoquímicos, geocronológicos e isotópicos de las mineralizaciones y de las unidades volcánicas del área, que permita reconstruir y caracterizar los procesos volcánicos, e interpretar su génesis. 3) Determinar la relación de la estructuración regional con las unidades volcánicas y con la mineralización, generando un modelo estructural del Distrito. 4) Identificar y estudiar en detalle las mineralizaciones del área. Utilizar técnicas analíticas que permitan la caracterización de las mismas. 5) Determinar la vinculación espacial, temporal y genética de las mineralizaciones con las unidades geológicas presentes en el Distrito. 6) Comparar los resultados obtenidos con los logrados por otros investigadores en el área Mina Martha, con el fin de enmarcarlos regionalmente en un modelo metalogénico distrital, extrapolando las conclusiones al ámbito de la provincia metalogénica del Deseado. El objetivo final logrado fue definir el modelo geológico-metalogénico regional, explicando e integrando la geología, con las mineralizaciones presentes en el Distrito Cerro Primero de Abril.

A 35 km. al norte de la localidad de Comallo (Pcia. de Río Negro), se encuentra un yacimiento de arcilla sedimentaria, en explotación intermitente desde hace varios años, que se utiliza como materia prima en la industria refractaria. El yacimiento consiste de un estrato de arcilla, compuesta por caolinita, halloysita y escasa illita, intercalado entre un manto de basalto subyacente y unos estratos de tobas de variada coloración, todas éllas integrantes de la formación Collón-Curá, de edad generalmente atribuída al Mioceno Superior. La potencia máxima de esta formación en ese lugar es de 32 metros, de los cuales corresponden 5 metros al manto arcilloso, el que a su vez, se acuña en los bordes de la cuenca que abarcan las minas explotadas. Los estratos han sido suavemente deformados, en pliegues muy abiertos, con fallas de corto rechazo, alcanzando la inclinación máxima de 6 grados. En una de las minas el manto ha sido arrastrado hasta tomar la inclinación del plano de falla, casi vertical, causante de la deformación (Casualidad II). Se describen las propiedades físicas y tecnológicas del mineral explotado.

Fil:Tomezzoli, Renata Nela. Universidad de Buenos Aires. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales; Argentina.

El volcán Payún matrú se halla situado en la parte sud de la provincia de Mendoza, al sudeste de la población de Malargüe. El área estudiada se halla delimitada por los meridianos 69° 23' y 69°55' de longitud oeste de Grenwich y por los paralelos 36° 12' y 36°30' de latitud sur. Se eleva unos 2000m sobre la llanura donde se halla implantado. El relieve es suave, alargado en el sentido este-oeste, y presenta una depresión en su centro que es la caldera. Los flancos orientales y occidentales están cubiertos por innumerables conos volcánicos adventicios, a traves de los cuales se derramaron enormes coladas. Las unidades morfo-litológicas que se han distinguido en el Payún Matrú, diferenciándolas del aparato volcánico central de las de los aparatos adventicios, son las siguientes: 1) APARATO VOLCANICO CENTRAL a) Andesitas y traquiandesitas de La Nariz - Constituyen el cuerpo principal del aparato volcánico central. Solamente su parte superior está expuesta. Asociados a estas rocas, y debajo de ellas, aparece un manto basáltico, que por sus afloramientos muy poco extensos juega un papel insignificante, comparado con las andesitas y traquiandesitas que predominanen la constitución de este cuerpo. Traquitas son, asimismo, poco abundantes. Corresponde al "Domo andesítico" de Groeber, (1937). b) Tobas del Portezuelo - Cubren extensas sugerficies y es una roca guia para la datación de edades relativas. En el Huaico de La Fortuna y en la parte superior de la Quebrada de La Cueva, esta toba posee un aglutinamiento nuy denso y se asemeja a una roca vitrofírica. Corresponde en parte a las "tobas de explosión" mapeada por Groeber en la Hoja 30c "Puntilla de Huincan" 1937, ya que él no consideró las tobas de aglutinación densa por no aparecer en la hoja. c) Basaltos del Mollar - Son las primeras efusiones que se produjeron después de la formación de la caldera. Tienen gran extensión y afloran en su mayor parte en la ladera occidental del volcán, en donde Groeber (1937), lo mapeó con Basalto 5, que denominó posteriormente Puentelitense (Groeber,1946). El Basalto se encuentra parcialmente pulido por el viento y cubierto parcialmente por los depósitos eólicos. d) Traguitas de La Calle - Constituyen escoriales bien definidos no erosionados ni cubiertos por depósitos eólicos. Sus chimeneas se encuentran en su mayor parte a lo largo de los bordes occidentales y meridionales de la caldera. Corresponde en parte a las "Traquitas de Groeber (1937). e) Hialotraguitas de La Explanada - Son de edad subreciente. Están formados por coladas y material piroclástico, por lo cual se la separa en dos subunidades. El material piroclástico forma el borde oeste y sur de la caldera y es de naturale pumicea. Las coladas constituyen escoriales bien definidos, constituidos por rocas vítreas de color negro (piedra pómez y obsidiana respectivamente, de Groeber, 1937). Son más modernas que el material piroclástico. 2) APARATOS VOLCANICOS ADVENTICIOS f) Basaltos de Los Morados Grandes - Son basaltos olivínicos anteriores a las tobas del Portezuelo y posteriores a las andesitas y traquiandesitas de La Nariz. Sus alforamientos son muy dispersos, por lo cual no se ha podido individualizar sus diversos escoriales, siendo también muy dificil la ubicación de sus respectivas chimeneas. g) Basaltos de la Media Luna - Poseen conos piroclásticos totalmente conservados y en sus escoriales no se observan los efectos de la erosión. En la Hoja 30c "Puntilla de Huincan" Groeber (1937) asignó a algunos escoriales como Basalto 6 y a otros como Basalto 7 (denominados posteriormente por Groeber, (1946) como Tromenlitense inferior y superior respectivamente. En este trabajo no se hizo esta distinción entre ambos. Los basaltos olivínicos son rocas porfíricas de colores grises oscuros a negros. La plagioclasa, cuya composición corresponde generalmente a una bitownita (menos frecuente labradorita) aparece en pequenos fenocristales dispersos y también formando la trama principal de la pasta. La olivina se presente en su mayor parte como fenocristal, no así el clinopiroxeno (augita diopsídica) que forma parte también de la pasta. En esta suele haber vidrio que está cubierto casi integramente por un material pulverulento, casi opaco. En los traquioasaltos la plagioclasa (labradorita) constituye fenocristales de regular tamaño, además de presentarse en la pasta en forma dominante. La olivina y el clinopirozeno se encuentran en forma similar que en los basaltos olivínicos. En la pasta aparecen pequeñas cantidades de feldespato alcalino. En las andesitas y traquiandesitas los fenocristales de plagioclasa poseen una composición de andesita y contienen frecuentemente un núcleo más anortítico y un reborde de feldespato alcalino. La olivina y el clinopiroxeno estan en poca cantidad (10-15%). En la pasta predomina plagioclasa o feldespato alcalino. Las traquitas son rocas de colores claros con fenocristales de anorticlasa que contiene a veces núcleos de plagioclasa. La olivina es poco abundante y su composición es más rica en fayalita que en las rocas mencionadas anteriormente (hortonolita). El clinopiroxeno es asimismo escaso. En la pasta predomina la anortoclasa. En las hialotraquitas, la composición del feldespato corresponde a una sanidina rica en albita. La composición en general es similar a las traquitas, pero el vidrio color pardo oscuro es mucho más abundante, confiriéndole a la roca una coloración oscura. Las tobas de aglutinación densa, podrían haberse formado por un mecanismo análogo al de una colada de ceniza o a una colada de espuma, no siendo necesariamente excluyentes una de otra. Existen diferencias morfológicas y texturales entre estos depósitos y los formados por coladas traquíticas e hialotraquíticas. En ningún caso estos últimos aparecen cubriendo un relieve previo muy irregular, con un espesor poco variable, como lo hacen los primeros. Las coladas traquíticas e hialotraquíticas avanzan desplazándose todo al frente de la colada en forma conjunta. La parte superior, por enfriamiento rápido, se solidifica antes que las partes más internas, y es arrastrada y presionada por la lava fluída que avanza por debajo originando un arrugamiento constante en crestas y senos (crestas de presión). Las lavas basálticas avanzan por medio de canales abiertos. El crecimiento lateral de la colada se debe probablemente a sucesivos rebasamientos. La composición de las lavas en el aparato volcánico central varía de basaltos, andesitas, traquiandesitas, a traquibasaltos, traquitas e hialotraquitas. La caldera se originó luego que una enorme erupción de material piroclástico de composición traquiandesítica, dejó sin sustentación la parte superior del volcán, formándose la caldera por desplome. Las erupciones posteriores, basaltos olivínicos, traquibasaltos, traquitas e hialotraquitas se produjeron por chimeneas que en su mayor parte estaban implantadas en la región occidental y meridional de la fractura por la cual se produjo el desplome de la caldera. Las lavas que forman parte del vulcanismo adventicio no cambian su composición de basaltos olivínicos. La variación de la composición de las lavas del vulcanismo central (aumento de SiO2 y álcalis, y disminución de MgO, FeO y CaO) se pudo haber debido a procesos de diferenciación magnética, originados posiblemente por la imposibilidad de reaccionar de ciertos cristales con el magma. La sedimentación de minerales ferromagnésicos y el crecimiento de feldespatos sobre núcleos de feldespatos más cálcicos, impidiendo la reacción de estos, serían factores que contribuirían a la diferenciación magnética. La contemporaneidad de basaltos olivínicos con traquitas, en los vulcanismos adventicios y central respectivamente, podría erplicarse por los distintos comportamientos de los líquidos magmáticos correspondientes. Los de composición traquítica, mucho más viscosos que los basálticos, ascenderían lentamente formando reservorios magmáticos independientes que llegarían a estar cercanos a la superficie. Los basálticos debido a su menor viscosidad, ascenderían en cambio, desde reservorios más profundos, tan rapidamente como los traquíticos, a pesar de encontrarse éstos más cerca de la superficie.

La zona de estudio está situada en proximidad a los límites septentrional y oriental de la provincia de Jujuy, siendo sus coordenadas geográficas 22°30´ y 23° de latitud sur y 65°30´ y 66°15´ de longitud oeste de Greenwich. En el levantamiento geológico se contó como base topográfica con un mapa a escala 1:100.000, del cual los dos tercios occidentales fueron levantados por la Dirección Nacional de Geología y Minería, mientras que el oriental es copia de la reducción de un mapa a escala 1:50.000 del Instituto Geográfico Militar. Sirvieron de apoyo las fotografías aéreas ejecutadas por Spartain Air Services a escala aproximada 1:50.000. El relieve del área está integrado en el sector occidental por cordones longitudinales de alineación nord-nordeste sud-sudoeste, y en la porción oriental de rumbo meridional, ambos tipos separados por las depresiones de Abra Pampa y la prolongación austral del bolsón de Pozuelos. Las máximas altitudes (5000 m) se observan en el sector sudoeste representadas por un relieve volcánico, mientras que las menores (3450 m) se localizan en la depresión de Abra Pampa. La red hidrográfica de la zona está pobremente integrada, con escasos cursos de agua permanente, correspondiendo la mayor parte de ellos a rios secos. Desde el punto de vista geológico participan en la constitución de este área, como representantes más antiguos, rocas de la Formación Aceite, asignadas de acuerdo a su contenido fosilífero al Arenigiano-Llanvirniano. Dicha formación está constituída por sedimentitas pelíticas e inconspicuos niveles psamíticos finos, encontrándose registrado en ellas un ciclo eruptivo representado por niveles lávicos espilíticos, y piroclásticos e ignimbríticos-lávicos de composición riolítica a dacítica (queratofíricos). Dadas las características litológicas y estructurales de ésta entidad, puede ser considerada representante de un ambiente de sedimentación de baja energía al que se le puede ubicar teniendo en cuenta la presencia de un vulcanismo inicial espilítico, en zonas internas del sistema geosinclinal (Intérnides). Como consecuencia de los movimientos orogénicos de la fase Tacónica del ciclo caledónico se produjo el plegamiento de los estratos ordovícicos y la elevación de la Luna como0 bloque positivo. Durante el resto del Paleozoico imperó la fase erosiva. A fines del Cretácico medio se reactivó el relieve, como consecuencia de los movimientos intrasenonianos, delineándose las cuencas de deposición del Grupo Salta. Este ciclo sedimentario se inició con la deposición de la Formación Pirgua, representada por areniscas rojizas, pardo moradas a grisáceas y blanquecinas, con intercalaciones poco potentes de niveles conglomerádicos y limoarcillosos. En ella se reconoce una etapa efusiva traquiandesítica. Al final de la deposición de la Formación Pirgua se logró practicamente la nivelación del relieve y se inicia el hundimiento y avance del mar desde Bolivia, produciéndose la sedimentación de la Formación Lecho (areniscas blanquecinas, grisáceas, rosadas y violáceas, caracterizadas por su cementación calcárea). Con la deposición de la Formación Yacoraite (calizas y niveles estromatolíticos amarillos, blanquecinos y negruzcos con intercalaciones poco potentes de margas y lutitas grisáceas-verdosas y negruzcas) se instala un régimen marino litoral. Señalan el final del ciclo sedimentario los depósitos continentales de la Formación Santa Bárbara (limolitas y arcilitas margosas rojizas, violáceas y verdosas con inconspicuos niveles de margas y participación psamítica hacia el techo). La tercera fase del segundo movimiento del ciclo andino (Mioceno medio) originó la fracturación en bloques que dió lugar a cuencas intermontadas en las que se depositaron, en forma probablemente coetánea en parte, aunque en cuencas separadas, las rocas de las formaciones Moreta (areniscas, limolitas, conglomerados y lutitas pardo grisáceas a pardo moradas con intercalación de tobas cristalinas a litocristalinas andesíticas) y Candado (psamitas rojizas con participación de pelitas, principalmente en los niveles inferiores, y psefitas en los superiores), si bién la deposición de ésta última podría haberse iniciado con anterioridad. Sucedió a la prefase del tercer movimiento (a comienzos del Plioceno inferior) un período erosivo, depositándose la Formación Sijes (conglomerados y areniscas sabulíticas pardo rosadas y grisáceas y escasos niveles de calizas blanquecinas) e implantándose un vulcanismo dacítico concomitante con su sedimentación, del cual son también representantes los cuerpos subvolcánicos que constituyen la Dacita Pan de Azucar. Posiblemente en forma parcialmente sincrónica con la sedimentación de la Formación Sijes se produce en la zona oriental la deposición de la Formación Chaco (conglomerados y areniscas sabulíticas). La fase principal del tercer movimiento, al final del Plioceno, motivó el ascenso de los bloques y el plegamiento de la cubierta terciaria. En el Pleistoceno se inició un vulcanismo subsecuente andesítico representado por las rocas de la Formación Doncellas (tobas brechosas, brechas y aglomerados volcánicos andesíticos) y la Formación Vicuñahuasi (lavas, brechas volcánicas y representantes subvolcánicos andesíticos). A continuación se produjo la erupción de mantos ignimbríticos, tobáceos, dacíticos de la Formación Zapaleri. Durante el transcurso del resto del Cuartario la zona ha estado sometida a erosión y probablemente haya persistido el fallamiento esporádicamente.

Fil:Remesal, Marcela Beatriz. Universidad de Buenos Aires. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales; Argentina.

En el NO de la provincia de Salta, Argentina, en el ambiente geológico de la Puna, existe un grupo de tres estratovolcanes de edad miocena superior (Pocítos, Del Medio y Tul Tul) dispuestos con rumbo noroeste-sudeste vinculados a un lineamiento regional conocido como Cerro Rincón - Cerro Quevar. En disposición transversal al volcán Del Medio se destacan cuatro domos lávicos denominados Pozo Cavado que son posteriores al conjunto nombrado. Sobre la base de la petrografía y los rasgos morfoestiucturales se determinó la secuencia estratigráfica y se estableció la morfogénesis del grupo. Geoquímicamente las composiciones son basáltico-andesíticas y andesíticas para el volcán Pocitos; andesíticas, traquiandesíticas y dacíticas para los volcanes Del Medio y Tul Tul; y andesíticas para los domos Pozo Cavado. Representan a series calcoalcalinas, muy cercanas a las levemente alcalinas, de alto contenido en potasio para el volcán Tul Tul y de potasio medio para los volcanes Pocitos y Del Medio y los domos Pozo Cavado. Los contenidos geoquímicos e isotópicos de Sr y evidencias petrográficas tanto texturales como mineralógicas permiten inferir que los magmas se originaron a partir de mezclas con importante participación de fundidos del manto (baja proporción de fusión) y fundidos corticales y que la cristalización fraccionada habría actuado en forma subordinada. La asimilación de rocas ultramáficas también habría jugado un papel importante. Los diseños geoquímicos ponen en evidencia la influencia del ambiente de subducción en su génesis y las asignan a ambientes transicionales entre arco y retroarco con la excepción de los domos Pozo Cavado, quizá pliocenos, que corresponderían a retroarco, localizando de ese modo, a la región cerca del límite arco-retroarco mioceno superior. La mineralogía de los fenocristales y el quimismo de anfíboles indican una presión de 8 kb para su formación lo que equivale a una profundidad de 26 km para la probable cámara magmática e indica un espesor mínimo de corteza para los tiempos del Mioceno superior (8,6-6,5 Ma).

El trabajo de tesis constituye una nueva contribución al conocimiento del Precámbrico argentino. En el mismo se caracterizan petrológica y estructuralmente dos localidades con afloramiento de basamento cristalino de la Provincia de Buenos Aires, efectuándose además, las comparaciones petrológicas y geocronológicas entro los mismos. Para una de las regiones, ubicada sobre las Sierras de Balcarce, se propone denominar al conjunto de unidades precámbricas como Grupo cerro El Cristo, dividiendo al mismo en tres formaciones que se denominan: Gneis Dos Naciones, Migmatita cerro Las Piedras y Granitoide San Veran. Para el conjunto de rocas aflorantes en la Isla Martín García se proponen la denominación de Complejo Martín García. En el trabajo de efectuó el relevamiento detallado, de las dos zonas estudiadas, se analizaron microscópicamente las rocas incluso con determinación de modas con platina de integración. Para algunas especies componentes como feldespatos, anfiboles y piroxenes, las determinaciones se efectuaron con platina universal. A través de la comparación petrológica, estructural y geocronológica se concluye que ambas localidades corresponden a un mismo cinturón orogénico metamorfizado que ha sufrido, al menos, dos grandes ciclos orogénicos superpuestos que se denominan Ciclo Orogénico Balcarciano y Ciclo Orogénico Tandiliano. Cabe señalar, al respecto, que el primero de estos grandes eventos orogénicos es posible que corresponda al que en el basamento brasilero es denominado Ciclo Orogénico Transamazónico. De los estudios efectuados en las rocas del área de cerro El Cristo es posible que la misma está caracteizada por una asociación de gneides con migmatitas y granitoides, siendo estos últimos clasificados como de tipo sincinemáticos y tardiocinemáticos. De los granitos con características de movilizados se asigna su energía a la gravitación, llamándose la atención sobre la posibilidad de que existe una fase deformacional secundarla vinculada con la intrusión de los cuerpos. Por su parte el basamento cristalino aflorante en la Isla Martín García, está caracterizado por una asociación de rocas básicas metamorfizadas a la que acompañan escasos derivados sedimentarios (esquistos y gneises) con incipiente migmatización, con la presencia de un cuerpo ultrabásico serpentinizado. En síntesis, el trabajo conduce a una mejor interpretación del basamento precámbrico argentino, para el cual inclusive, se obtuvieron nuevos fechados radimétricos y que a su vez resulta vinculado mediante la isla Martín García con los basamentos del sur del Uruguay y de otras áreas del Brasil.

Fil:López de Luchi, Mónica Graciela. Universidad de Buenos Aires. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales; Argentina.

La sierra de los Chacays se emplaza en el sector centro-norte de la provincia del Chubut, al sur de la meseta de Somún Curá. Constituye un cordón montañoso de rumbo NE-SO y ~65 km de longitud, que promedia los 1250 m s.n.m. El área relevada queda incluida en el cuadrilátero de coordenadas 42º19’ – 43º04’ S y 66º52’ – 68º19’ O, comprendiendo tres regiones principales: Norte (sierra Aguada la Noche, Laguna de la Vaca, arroyo Ranquil Huao), Central (Cañadón Pelado, Tathuén, Cañadón Trapaluco) y Sur (Chacay Oeste, Chacay Este, Bajada del Diablo, cerro Plan Luan, sierra de La Colonia y Laguna Fría). El magmatismo de la región comienza por el sector sur y central a los 58 Ma, con la Formación El Buitre. A los 38 Ma los gabros son intruidos por diques básicos que marcan el primer pulso del Complejo volcánico Sierra de los Chacays. A partir del Oligoceno comienza la sedimentación de las Tobas Inferiores deseadenses del Grupo Sarmiento. Intercalándose entre estos depósitos se registran las primeras efusiones lávicas de relativamente mayor volumen, denominadas Basaltos Marra-Có. Un magmatismo ultrabásico local en el sector norte da lugar a las Basanitas Ranquil Huao, las cuales son cubiertas por los Basaltos Tathuén a los 29,2 Ma, que se derramaron principalmente sobre los sectores central y sur. A los 28 Ma tienen lugar distintos episodios de emplazamiento del Complejo volcánico Sierra de los Chacays, comenzando por una serie de domos ácidos y diques máficos, seguidos de la emanación de largas coladas básicas provenientes del sector central y norte, culminando con un intenso magmatismo bimodal en el sector sur, que generalmente finaliza con shoshonitas. A los 26,9 Ma se producen extensos derrames basálticos olivínicos de la Formación Somún Curá, afectando toda la región, pero concentrándose en el sector norte. Entre los 25-24 Ma nuevos pulsos eruptivos de tipo central y bimodal del Complejo volcánico Sierra de los Chacays tienen lugar en el sector norte, culminando también con shoshonitas. A los 21,2 Ma se depositan piroclastitas de origen local que son cubiertas por derrames shoshoníticos portadores de enclaves granulíticos. A los 19,3 Ma hace erupción el volcán Plan Luan en el sector sur, derramando latitas y traquitas potásicas. La actividad magmática entra en un hiato, hasta que a los 16,6 Ma, en el sector norte, se produce la extrusión de los Basaltos La Mesada sobre depósitos de Tobas Superiores (colhuehuapenses) del Grupo Sarmiento. La integración de nuevas observaciones sobre las relaciones de campo, características petrográficas, geocronología y composición geoquímica de las rocas que forman el Complejo volcánico Sierra de los Chacays, permitieron definir 16 facies, agrupadas en tres niveles: 1) Facies Ultrabásica a Intermedia (Basaltos Cañadón Pelado, Lavas intermedias porfíricas a seriadas con olivina, Lavas intermedias porfíricas a seriadas, Lavas intermedias afíricas, Lavas básicas porfíricas seriadas, Lavas básicas afíricas, Lavas ultrabásicas a básicas bandeadas, Basaltos Tathuén, Diques ultrabásicos a intermedios y flujos cortos asociados a domos ácidos o gabros); 2) Facies Intermedia a Ácida (Domos ácidos, Traquitas con anortoclasa y biotita, Traquitas con sanidina y egirina, Traquitas con anortoclasa y olivina); y 3) Facies Piroclástica (Tobas Cañadón Pelado, Depósitos piroclásticos finos, Aglomerados y brechas volcánicas). La Formación El Buitre está representada por rocas gábricas hipabisales de composición equivalente a la de basanitas, tefritas, fonotefritas, basaltos y hawaiítas, que forman una tendencia de alcalinidad alta. Los Basaltos Marra-Có están conformados por nefelinitas melilíticas, nefelinitas, basaltos, hawaiítas, traquibasaltos potásicos y mugearitas dispuestos según una tendencia de alcalinidad alta. Las Basanitas Ranquil Huao clasifican como melanonefelinitas, basanitas y hawaiítas alcalinas y configuran una acotada tendencia de alcalinidad alta. La Formación Somún Curá está formada por basaltos, hawaiítas, traquibasaltos potásicos, y basandesitas, con características transicionales entre la alcalinidad y la subalcalinidad. Las Volcanitas Plan Luan están compuestas por traquitas y latitas que forman una tendencia de alcalinidad media con alto potasio. Los Basaltos La Mesada están formados por basaltos, hawaiítas, basandesitas y mugearitas, predominando estas últimas, clasificando tanto dentro de la serie alcalina como subalcalina. El Complejo volcánico Sierra de los Chacays presenta una amplia variedad de composiciones químicas, entre las series de alcalinidad alta subsaturadas, de alcalinidad media saturadas, y peralcalinas sobresaturadas (comendíticas). Los patrones geoquímicos de las rocas ígneas del área de estudio fueron analizados mediante una metodología desarrollada en esta investigación. La clasificación hace uso de la descripción de variaciones sistemáticas en la geometría de los patrones multielemento. Se destacan cuatro criterios principales: a) Anomalía de potasio; b) Anomalía de Bario; c) Geometría del segmento Th-U-Nb-Ta; y d) Grado de enriquecimiento con respecto al OIB. En función de su anomalía de potasio, se identificaron cuatro grupos: DK (deprimidas en K), TK (transicionales), TKL (transicionales con bajo La) y EK (enriquecidas en K). La anomalía de Ba se cuantificó con la relación Ba/Th (incompatible movil/inmovil). Junto con la anomalía de potasio, permitieron deducir la participación de fluidos acuosos o flogopita como fase residual en la fuente. Las relaciones entre los HFSE se utilizaron para discriminar entre la presencia de pargasita o rutilo residual en la fuente. Finalmente, el grado de enriquecimiento con respecto al OIB se correlacionó con el grado de fusión y la presencia de granate residual. El seguimiento de las variaciones químicas a lo largo de la columna estratigráfica permitió definir ciclos de aumento de la relación Ba/Th y disminución de La/Yb, mientras que ocurre un progresivo aumento de la anomalía de potasio y enriquecimiento isotópico. Se identificaron así cinco Fases Magmáticas, en las que dominan procesos petrogenéticos específicos: I) Paleocena superior-Eocena superior (58-38 Ma); II) Eocena superior-Oligocena media (38-30 Ma); III) Oligocena media (30-28 Ma); IV) Oligocena media-Oligocena superior (28-24 Ma); y V) Miocena inferior a media (21-15 Ma). Se exploró el rol del metasomatismo y contaminación cortical para acotar la posible contribución de estos procesos en el incremento de la relación Ba/Th y su influencia en el contenido de potasio y enriquecimiento isotópico de los magmas. Los distintos grupos geoquímicos fueron interpretados como el resultado de la fusión de una fuente granatífera isotópicamente empobrecida, que inicialmente contenía flogopita residual (DK). La elevación del gradiente térmico produjo la desestabilización gradual de esta fase (TK), que liberó fluidos enriquecidos en elementos móviles, contribuyendo al aumento de la productividad magmática y la generación de vulcanismo potásico (EK). La participación de una componente cortical no es concluyente, mientras que el mecanismo por el cuál aumenta Ba/Th con independencia del potasio podría obedecer a una interacción compleja entre a) la generación de flogopita en la base de la cuña astenosférica como respuesta a la descomposición de fengita de la losa oceánica; b) el mecanismo de descomposición de la flogopita; c) la participación de fluidos residuales de la fengita tras la cristalización de flogopita. El magmatismo de la sierra de los Chacays puede encuadrarse dentro de la evolución de la Provincia Magmática de Somún Curá, vinculado a la dinámica paleógeno-neógena del margen convergente occidental sudamericano. Dado que el mecanismo de fusión dominante parece responder al descenso del punto de fusión del manto por fluidos acuosos, se propone que con anterioridad a los ~60 Ma el área de estudio habría estado bajo la influencia de una zona de subducción somera (~20º), que propició la metasomatización de la cuña astenosférica subyacente a 500-700 km de la trinchera. Tras el retorno a un régimen de subducción normal, se produco el ascenso de la astenósfera y el aumento del gradiente térmico, desestabilizando la flogopita. Los diferentes mecanismos de descomposición de este mineral son capaces de explicar las variaciones geoquímicas observadas, que estarían correlacionadas con un progresivo aumento del influjo astenosférico. No se descarta, sin embargo, un escenario de ventana astenosférica por la subducción de la dorsal de Farallón-Aluk, aunque esto implicaría que el metasomatismo ocurrió con anterioridad, probablemente durante el Mesozoico.