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Geología y Montaña

Travesía entre Cerro Catedral y Refugio Jacob (Andes patagónicos, Argentina).

6 Marzo 2010, 11:19am

Publicado por JGSs

Lago Nahuel Huapi y península de Llao Llao. Al fondo, a la izquierda se recortan las agujas de Cerro Catedral y al la derecha Cerro Negro

Lago Nahuel Huapi y península de Llao Llao. Al fondo, a la izquierda se recortan las agujas de Cerro Catedral y al la derecha Cerro Negro

Desde hace ya 6 años, entre las zonas en las que trabajo como geólogo, se encuentra la cordillera de los Andes. Junto a mis compañeros de proyecto, básicamente, hemos estudiado dos zonas de Argentina que son el sector comprendido entre Mendoza y el río Jachal y la zona de Bariloche, al Norte de Patagonia. Para mí, trabajar en los Andes supone un placer extraordinario, pues no en vano comencé a aficionarme a la Geología cuando era montañero. Por otra parte, puedo comprobar que el 40% de las visitas que recibe este blog, proceden de diferentes países de Hispanoamérica; por lo tanto, y ya que me es posible, creo que es obligado dedicar algún artículo a esa magnífica cordillera americana.

Las excursiones que describiré presentan algunos problemas. Por un lado, siempre que he visitado los Andes ha sido en el marco de proyectos de investigación y muy escasas veces he realizado actividades que puedan clasificarse como exclusivamente lúdicas. Esto implica que algunas de las excursiones que aquí presentaré no son las ideales para un montañero, pero también estoy seguro de que aquellas personas que estén interesadas en la Geología sabrán sacar provecho de las indicaciones aquí propuestas y acoplarlas a sus actividades montañeras. Por otro lado, muchas de las observaciones geológicas que hemos ido realizado en estos últimos años, todavía no han sido publicadas en los medios científicos correspondientes, por lo que la producción de artículos sobre los Andes en este blog será un poco más lenta que en el caso de otras cordilleras que conozco desde hace más tiempo.

Sudamerica Geol

Figura 1: Mapa geológico de Sudamérica con la situación de la zona de nuestra excursión (Fig. 2) [4].
Sudamerica Geol Pinchar en el icono para abrir el mapa a tamaño original

Uno de los lugares donde hemos trabajado en los últimos años es el situado en el sector de San Carlos de Bariloche (Argentina). Esta zona es bien conocida por los aficionados al esquí, pues en ella se encuentran las pistas de Cerro Catedral, seguramente las más importantes de Sudamérica, situadas a unos 15 km al Oeste de Bariloche. La zona posee una extraordinaria belleza pues, pese a la escasa altura de sus montañas, excepción hecha del Cerro Tronador de 3491 metros de altura, el paisaje posee un aspecto típicamente alpino que contrasta bruscamente con la estepa situada a sólo 10 km al Este de San Carlos de Bariloche.

Desde un punto de vista geológico la zona es poco conocida pues tan solo se realizaron algunos trabajos que sirvieron para describir las litologías [2, 7, 8] o para conocer la edad de algunas de las rocas [1, 3, 9, 10, 11, 12]. Asimismo, y como preámbulo a nuestra aportación a la geología de la zona, se elaboró el mapa geológico a escala 1:250000 [6]. Con nuestro trabajo [5] hemos podido llegar a una serie de conclusiones sobre los procesos tectónicos, ígneos y metamórficos que han tenido lugar en la región, de algunos de los cuales intentaré dar cuenta en el presente artículo.

Mapa Catedral-Jacob-CasaPiedra
Figura 2: Mapa geológico de la zona Sur del Lago Nahuel Huapi (San Carlos de Bariloche, Argentina) [5]. Cobertera Mesozoico-Terciaria: (1) Granitoides terciarios, (2) Fm. Ñirihuau, (3) Fm. Ventana, (4) Granitos Cretácicos, (5) Complejo volcano – sedimentario Cordillerano del Jurásico. Basamento Paleozoico: (6) Anfibolitas de grano grueso, (7) Anfibolitas de grano fino, (8) Neises y anfibolitas, (9) Esquistos y neises. Situación en figura 1.
Mapa Catedral-Jacob-CasaPiedra Pinchar en el icono para abrir el mapa a tamaño original

En esta región vamos a encontrar dos conjuntos litológicos pertenecientes a dos ciclos orogénicos diferentes. Por un lado reconoceremos rocas de la cobertera, es decir aquellas que se originaron durante el ciclo Andino, entre el Triásico y el Cenozoico. Por otra parte, observaremos rocas del basamento, originadas durante el ciclo Gondwanico que finalizó con una colisión continental al final del Paleozoico. Como se puede comprobar, este contexto geológico recuerda bastante al de la Cordillera Cantábrica y Pirineos, lo que me trae a la memoria aquella frase de unos de mis maestros: “lo más parecido a una cordillera es otra cordillera”. Sintéticamente y a modo de guía, de más moderna a más antigua, las rocas que afloran en nuestra travesía son las siguientes:

Cobertera Andina

Granitoides terciarios (Fm. Coluco) (1 en el mapa de la Fig. 2). Son rocas ígneas que solidifican antes de alcanzar la superficie. En concreto se trata de rocas plutónicas, consistentes en pórfidos, leucogranitos y diques riodacíticos. En el paisaje son las rocas que configuran las espectaculares agujas de Cerro Catedral. Estos afloramientos corresponden a cuerpos ígneos de pequeñas dimensiones, que solidificaron muy cerca de la superficie, como lo atestigua el hecho de que presenten texturas porfídicas. Estas texturas se caracterizan por grandes cristales, de varios centímetros, incluidos en una matriz microcristalina. Otra prueba más del carácter superficial de estas rocas es su composición leucogranítica y riodacítica, es decir, el magma que solidificaba estaba muy enriquecido en sílice, algo que puede ser constatado cuando observamos la roca en la que abundan los cristales de cuarzo. La edad de estos granitoides está entre 13 y 10 M.a (Mioceno medio y superior) y representan el arco magmático ligado a la zona de subducción del margen continental del Oeste de Sudamérica (Fig. 3).

 

Ñirihuau

Formación Ñirihuau (2 en el mapa de la Fig. 2). Se trata de un conjunto de rocas volcano-sedimentarias constituidas por areniscas, conglomerados, calizas, arcillas y tobas (rocas sedimentarias constituidas a base de fragmentos volcánicos), con abundante flora y fauna fósil. Llaman la atención los troncos de árboles fosilizados que se pueden reconocer a orillas del lago Nauel Huapi, a escasos kilómetros de Bariloche (ver foto de la izquierda). La edad de estas rocas es Mioceno inferior medio y representan el relleno de una cuenca de retroarco, de origen continental (fluvio-lacustre), asociada a la zona de subducción del margen occidental de Sudamérica (Fig. 3).

Formación Ventana (3 en el mapa de la Fig. 2). Son capas de rocas volcánicas y sedimentarias. Entre los niveles volcánicos se encuentran capas de lavas y piroclastos de andesitas, riolitas y basaltos (los piroclastos son fragmentos de rocas volcánicas de diferentes tamaños, las riolitas y andesitas son dos tipos de lavas volcánicas). Son frecuentes los niveles de ignimbritas (capas de cenizas volcánicas) y tobas volcánicas. La edad de estas rocas es Oligoceno y representa el relleno de una cuenca sedimentaria de de origen lacustre y marino.
ZonaSubducción
Figura 3. Modelo de zona de subducción tipo margen continental, igual a la que actualmente existe en el margen occidental de Sudamérica, con la situación de sus cuencas sedimentarias asociadas  y arcos magmáticos. Entre la placa que subduce (verde) y el continente (rosa), los sedimentos de la plataforma continental marina configuran el prisma de acreción (azul) que durante el proceso de subducción es arrastrado hacia zonas cada vez más profundas.

Granitos cretácicos (4 en el mapa de la Fig. 2).  Forman parte de los que se dio en llamar “Batolito Cordillerano”. Son principalmente: tonalitas, es decir rocas graníticas constituidas principalmente por plagioclasa, cuarzo, hornblenda (anfíbol) y biotita y granodioritas con hornblenda y biotita. Su edad está comprendida entre 80 y 140 M.a. (Cretácico).

Complejo volcano – sedimentario Cordillerano del Jurásico (5 en el mapa de la Fig. 2). Son brechas, lavas andesíticas, areniscas, conglomerados, pelitas y calizas, depositados en una llanura mareal. La edad de estas rocas es Jurásico. Estas series volcano – sedimentarias, junto con el Batolito Cordillerano, indican que durante el Mesozoico, en esta parte de los Andes, tuvo lugar una extensión litosférica con la formación de una cuenca sedimentaria marina somera y una actividad magmática (plutónica y volcánica) asociada. Pruebas de esta extensión son la presencia de fallas normales que se originaron en relación con la sedimentación Mesozoica.

Basamento Gondwanico (Complejo Colohuincul)
Se trata de rocas metamórficas. En un principio eran rocas sedimentarias o ígneas, pero debido a la deformación, presión y temperatura sufridas durante la orogenia Gondwanica, se han transformado.

Anfibolitas del Cañadón de la Mosca (6 en el mapa de la Fig. 2). Se trata de granitoides deformados, es decir presentan una anisotropía adquirida por deformación posterior a su emplazamiento. Estas rocas corresponden a anfibolitas de grano grueso, contemporáneas con la deformación Gondwanica y con una edad entre 321 y 323 M.a., es decir, Carbonífero inferior (Viseense).

Gneises y anfibolitas (8 en el mapa de la Fig. 2). Se trata de micaesquistos y cuarzo esquistos con porfiroblastos (grandes cristales) de granate. También se observan cuarcitas y gneises con intercalaciones de anfibolitas de grano fino que, en algún caso, se han individualizado en la cartografía geológica (número 7 en el mapa de la Fig. 2). Por otra parte pueden aflorar pequeñas intrusiones de rocas porfídicas.

Esquistos y gneises (9 en el mapa de la Fig. 2). Corresponden a esquistos, cuartcitas, paragneises anfibolíticos (el prefijo para- indica que originalmente eran rocas sedimentarias), migmatitas (rocas que han sufrido fusión parcial), anfibolitas foliadas y ortogneises anfibolíticos (el prefijo orto- indica que originalmente eran rocas ígneas). 
En cuanto a la estructura geológica, en este recorrido se pueden observar corrimientos Andinos (o cabalgamientos Andinos, como decimos en España), fácilmente reconocibles pues afectan a las rocas terciarias de las formaciones Ventana y Ñirihuau. Las fallas normales asociadas a la extensión mesozoica también pueden ser fácilmente reconocidas, aunque seguramente no sea este el mejor lugar para ello.

Lo que si podemos observar a lo largo de todo nuestro recorrido son los efectos de la deformación Gondwanica en las rocas del basamento. Esta deformación ha tenido lugar bajo condiciones de metamorfismo de grado medio o alto, es decir, las estructuras se desarrollan bajo condiciones que comienzan siendo de alta presión y baja temperatura, para luego evolucionar a otras condiciones de baja presión y alta temperatura. En cualquiera de los casos, las rocas sufren una deformación dúctil que queda impresa en ellas por el desarrollo de foliaciones tectónicas, es decir, las rocas desarrollan esquistosidad, que es una anisotropía plana que se genera perpendicularmente los esfuerzos que comprimen las rocas.

La esquistosidad tiene el mismo significado tectónico que el clivaje, es decir viene a ser la pizarrosidad de las rocas, sólo que en el caso de la esquistosidad los minerales que la definen se ven a simple vista. En todo caso y como referencia, tendremos que la esquistosidad apunta hacia un metamorfismo de mayor grado y, al igual que ocurre con el clivaje, es paralela al plano axial de los pliegues a los que acompaña. En estas litologías existe un problema, consistente en que la deformación es tan intensa que los rasgos originales de la roca (estratificación, fósiles, etc.) quedan prácticamente borrados, lo que convierte el objeto de nuestro estudio en algo aparentemente monótono, ciñéndose nuestro trabajo a medir la posición de la esquistosidad y de los ejes de los pliegues que podamos encontrar. Sin embargo, en Geología podemos estudiar las rocas a escala microscópica y puesto que las deformaciones son intensas y penetrativas, las observaciones que hagamos a esta escala podremos extrapolarlas a otras mayores.

¿Cómo haremos el estudio microscópico? Pues tomando una muestra de roca, en la que normalmente a simple vista sólo observamos una esquistosidad, y cortándole una loncha muy delgada (30 micras) que colocamos sobre una plaqueta de vidrio (Fig. 4). Como esa loncha es tan delgada, la roca se transforma en un elemento transparente, por lo que bajo el microscopio, haciendo pasar la luz a través de ella, podremos ver claramente los minerales que la componen, así como su disposición. Por otra parte, si esa luz que hacemos pasar por la muestra, logramos que vibre en un solo plano (luz polarizada) nos sorprenderá comprobar que cada mineral presenta un llamativo color particular. ¡Esas rocas que en el campo nos parecen tan monótonas, bajo el microscopio se presentan como un mundo diferente, lleno de colores y formas, cuyo significado intentaremos desvelar!

Laboratorio2Figura 4. (a) Se corta un taco de la muestra que se pega sobre una plaqueta de vidrio (porta) y se pule hasta alcanzar un grosor de 30 micras. (b) Se coloca un vidrio fino sobre la muestra (cubre). (c)Trozo de muestra, taco y lámina delgada para observar la roca bajo el microscopio. (d) Estudio microscópico de rocas.

Una vez hecha esta obligada introducción, podremos iniciar nuestra excursión: Salir de San Carlos de Bariloche hacia el Oeste, bordeando el lago Nahuel Huapi por su orilla meridional, seguir la carretera durante unos 10 km, donde se toma el desvío que parte hacia la izquierda, a Villa Catedral. Pero antes de llegar a esta urbanización, haremos nuestra primera parada en el extremo NE del lago Gutiérrez, para lo cual nos desviamos hacia la derecha unos 5 km.

Parada 1: Antes de comenzar la excursión a pie es recomendable visitar esta localidad para tener constancia de las características de la deformación Andina. En la carretera, junto al lago Gutiérrez, por donde pasa el Corrimiento de Ventana, que superpone los esquistos del basamento sobre las capas de la Fm. Ventana, podemos observar un pequeño cuerpo granítico, de edad mesozoica, que ha sido deformado por la propia falla. Como la deformación que produce esta estructura es frágil, podemos observar que el granito está completamente brechificado, es decir, roto en miles de fragmentos de múltiples tamaños, tal y como se puede observar en la fotografía.

CT-051-5

Retornamos hacia Villa Catedral, donde, o bien subimos en el telesilla o lo hacemos a pié, por el Arroyo de la Cascada, siguiendo el camino que asciende por las pistas de esquí. Una vez arriba, desde la cafetería de las pistas caminamos siguiendo la cresta hacia el NE y, junto al Corrimiento de Ventana, haremos nuestra siguiente parada.

Parada 2: Hacia el Norte se puede contemplar un magnífico paisaje. Al frente se observa el Cerro Tronador, con sus laderas blancas correspondientes a los glaciares que le cubren. Fijando la vista en las lenguas de hielo es posible reconocer los escarpes de los que periódicamente caen los bloques de hielo, que son el origen de la denominación de este pico. A la derecha del Cerro Tronador, se reconoce el Cerro Negro y, en un plano más retrasado, se observa una elegante montaña de forma cónica que es el Volcán Puntiagudo (2498 m), un aparato volcánico cuaternario, cuya ascensión es considerada como una de las más difíciles de los Andes (ver foto inferior).
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Cerro Tronador, Cerro Negro y Volcán Puntiagudo, desde Cerro Catedral.

En el afloramiento podremos observar las capas volcano – sedimentarias de la Fm. Ventana inclinadas unos 40º hacia el Oeste, separadas por el Cabalgamiento de Ventana de los esquistos del basamento Gondwanico. Los esquistos presentan dos foliaciones: la más penetrativa, que llamaremos S2 en adelante, es una pizarrosidad penetrativa que se encuentra intensamente plegada y cortada por otra foliación, más espaciada, posterior (S3 en adelante) que da lugar al microplegamiento de la S2, tal y como se puede observar en la foto. Paralelamente a la S2 se observan delgados niveles de cuarzo (Q en la foto) que resultan de la segregación de este mineral.

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Cerro Catedral.

Parada 3: Siguiendo la cresta, retrocedemos hacia el SO por donde observamos los esquistos y gneises del basamento Gondwanico y, en el punto señalado, los veremos intensamente foliados por la S2, sobre cuyos planos reconocemos a simple vista cristales de varios milímertros. De este punto estudiaremos una muestra bajo el microscópio (ver fotos inferiores).
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En la primera foto, con luz natural, en posición horizontal  se reconoce la esquistosidad S2, definida por unos dominios (niveles oscuros) donde se acumulan los minerales opacos. Estos dominios separan unas láminas de roca (microlitos) en las que observamos un clivaje previo deformado por pliegues acostados contemporáneos con la S2 (la S2 es paralela a su plano axial). En adelante a este clivaje plegado le denominaremos S1.

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En esta segunda foto vemos a la S2 en posición horizontal, definida por pequeños cristales de biotia (marrones) y de moscovita (palitos blancos). A la derecha se reconoce un porfiroblasto de granate, de color oscuro y atravesado por una foliación que es la S1. El granate ha crecido posteriormente a la S1 y antes de la S2.

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La tercera foto está realizada con luz polarizada. La foliación S2 es la que se dispone horizontalmente en la foto y se encuentra definida por cristales de phengita (una mica blanca que se presenta con tonos vivos de color rosa, amarillo, etc), biotita, plagioclasa (porfiroblasto gris azulado) y cuarzo (pequeños cristales de color gris azulado). El porfiroblasto de plagioclasa corresponde a una variedad de este mineral denominada albita y en el distinguimos dos partes: (i) extremos laterales del cristal, donde se observan recrecimientos de la albita en la dirección de S2 y (ii) parte media del cristal donde, plegada e inclinada a la izquierda, se preserva la S1.

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En la cuarta foto, también realizada con luz polarizada, la S2 está bien definida por numerosos cristales de moscovita y albita. Dentro del cristal de albita se reconoce bien la S1 deformada por un pliegue muy apretado, contemporáneo con la S2, ya que su plano axial coincide con la orientación de la esquistosidad.

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Parada 4: Siguiendo la cresta llegamos al lugar donde se observa como el granito terciario de Cerro Catedral intruye a los esquistos del basamento. Se observa bien que se trata de un granito de tonalidades claras, rico en cuarzo, en el que se reconoce la existencia de enclaves, es decir, trozos del basamento Gondwanico que cayeron dentro de la masa magmática antes de que esta llegase solidificar completamente.

2008-03-18 09 Cerro-Catedral

A partir de aquí seguimos el camino sobre el granito terciario desde donde, hacia el Oeste vemos el Arroyo de Rucaco, un valle glaciar que nos llevará hasta el refugio Jacob. Al fondo se reconoce bien la cima del Cerro Tronador (ver foto inferior). Una vez atravesado el granito, el camino converge con el procedente del SE, que viene del Refugio Frey. En este punto nos encontramos sobre las rocas volcánicas de la Fm. Ventana que unos metros antes han sido cortadas por el granito de Cerro Catedral. Desde este punto, mirando hacia el SO (siguiendo la ladera de la izquierda) se observa un valle menor, en el que desde lejos se identifican unas rocas en las que se distingue bien la estratificación; se trata de las capas del Jurásico, pertenecientes al “Complejo volcano – sedimentario Cordillerano”. A partir del cruce de caminos antes mencionado, se desciende hasta el fondo del arroyo de Rucaco por una fuerte pendiente. Atravesamos el bosque de lengas, árboles de la género Nothofagus, parecidos a las hayas europeas, y seguimos por el arroyo hasta su cabecera, donde ascendemos a la cresta y haremos nuestra siguiente parada.

2008-03-18 11 Arroyo-Rucaco Cerro-TronadorArroyo de Rucaco y, al fondo, Cerro Tronador desde el camino de Cerro Catedral a refugio Jacob.

Parada 5: Nuevamente afloran los esquistos del basamento, en los que se encuentra bien desarrollada la esquistosidad S2. Esta foliación aparece deformada por pliegues Gondwanicos que llevan asociado el clivaje de crenulación S3. Justo cuando comienza a descender el camino hacia el refugio Jacob, al pie del camino, encontramos unas rocas muy oscuras y afectadas por la foliación S2. Se trata de anfibolitas de grano fino, constituidas principalmente por albita, plagioclasa cálcica, hornblenda (es un anfíbol) y epidota (foto de la izquierda). Dado que estas rocas se encuentran en una capa intercalada entre los esquistos, es factible pensar que se trataba de calizas (roca sedimentaria) que se han transformado en anfibolitas a causa del metamorfismo.  

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Parada 6: Descendemos en dirección al lago Jacob que se observa al frente, donde se localiza el refugio. Como el camino ha sido largo, este es un buen lugar para pasar la noche. Tras un merecido descanso, es recomendable pasear por los alrededores del refugio disfrutando del paisaje y de la Geología.

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Lago y refugio Jacob.

En la parte trasera del refugio, a orillas del lago Jacob, se podrán encontrar abundantes afloramientos de esquistos del basamento Gondwanico que presentan una superficie limpia, aunque con algunos arañazos. Estos afloramientos son lo que se denomina rocas aborregadas, y se forman cuando los glaciares, presentes aquí hasta hace pocos años, pasaban por encima de las rocas dejando su superficie bien pulida. Los cantos transportados por el glaciar son los responsables de los arañazos que se observan en las rocas.

Gracias a esta buena exposición de los afloramientos es posible observar los esquistos con un buen desarrollo de la S2, paralelamente a la cual, se observan filones de cuarzo de segregación. Además, ¡eureka!, se llega a reconocer la estratificación deformada por pliegues muy apretados. El grado de apretamiento es tal que su ángulo entre flancos es de 0º; a estas estructuras se les denominan pliegues isoclinales, es decir, que tienen igual buzamiento de sus flancos. Los pliegues son contemporáneos con la S2, ya que su plano axial coincide con ella y están tan apretados que sus flancos se han adelgazado hasta llegar a desaparecer. Por su parte, las charnelas de los pliegues se encuentran engrosadas.

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Además de los pliegues isoclinales, es posible reconocer otros, más abiertos, que doblan a la S2. Se trata de pliegues contemporáneos con la S3, cuyo desarrollo aquí es bastante débil.

P-05b

Haciendo un pequeño resumen de las deformaciones y el metamorfismo observados en estas rocas del basamento Gondwanicos podemos llegar a algunas conclusiones que, como veremos, resultan sorprendentes.

Con objetivos de gran aumento se puede saber que la S1 en esquistos y gneises esta definida por pequeños cristales de rutilo, epidota, phengita, turmalina y granate; en anfibolitas, la S1 viene definida por un conjunto de minerales similares. Como hemos visto en las láminas delgadas, la S2 está definida principalmente por cristales de phengita, biotita, albita, granate, andalucita, turmalina, cuarzo, etc. La S3 se encuentra definida principalmente por clorita, moscovita, biotita, andalucita, sillimanita y cuarzo.

Es decir, cada foliación tectónica, evoca un episodio de deformación en el que los minerales originales de las roca se transforman y combinan dando lugar a una asociación mineral determinada que es lo que se denomina paragénesis y que será diferente según hayan sido las condiciones de presión y temperatura en las que tuvo lugar la deformación. Según las paragénesis observadas, las condiciones en que se generaron las 3 foliaciones tectónicas son las siguientes:
 - Las paragénesis minerales que definen el clivaje S1 indica unas condiciones de alta presión y baja temperatura (HP-LT), las cuales caracterizan el metamorfismo en “Facies de los Esquistos Azules”.
- Las que definen la S2 indican unas condiciones de deformación con presiones y temperaturas intermedias (IP-IT).

- La deformación responsable del desarrollo del clivaje de crenulación S3, indica unas condiciones de baja presión y alta temperatura (LP-HT).
Algo querrá decir esta evolución. Comparando con modelos actuales, las condiciones reinantes cuando se generó la S1 (HP-LT) tienen lugar en las zonas de subducción, concretamente en los prismas de acreción (Fig. 3), donde los sedimentos de fondo marino situados sobre la placa de corteza oceánica fría que subduce, se introduce bajo el continente que obduce. Esto conlleva un importante aumento de la presión. Es decir, nuestras rocas, en el Carbonífero inferior estarían en un prisma de acreción como el indicado en la figura 3. Se puede decir que, en este periodo, el contexto geológico en el que se encontraba el continente de Gondwana era muy similar al que actualmente podemos observar en el borde occidental de Sudamérica.
Posteriormente, cuando se genera la S2, disminuye la presión y aumenta la temperatura (IP-IT), es decir, nuestras rocas se descomprimen y calientan. La descompresión puede venir dada porque alguna importante estructura sube las rocas subducidas hacia la superficie. Un gran corrimiento, contemporáneo con la S2 y los pliegues que la acompañan, podría ser la estructura responsable de este evento tectónico. En cuanto al calentamiento, como el engrosamiento de la corteza provocado por la subducción previa condujo rocas sedimentarias y de la corteza oceánica cargadas de fluidos (aguas marinas) a zonas profundas, es factible pensar que allí hayan podido ser fundidas algunas de ellas, lo que puede dar lugar a la formación de magmas que ascendieron a través de la corteza calentando nuestras rocas. Estos magmas están representados por las Anfibolitas del Cañadón de la Mosca, cuyas características geoquímicas apuntan a un origen de este tipo: granitos de tipo I, procedentes de la fusión de corteza oceánica.
Por último, cuando nuestras rocas están cerca de la superficie y los magmas son abundantes, tiene lugar el último episodio de deformación con la formación pliegues abiertos a los que se asocia el clivaje S3, en unas condiciones de bajas presiones y elevadas temperaturas (LP-HT). Las elevadas temperaturas pudieron llegar a ocasionar la formación de migmatitas (rocas formadas por fusión parcial).
Las características de las deformaciones que generan las foliaciones S2 y S3, así como la geoquímica de los granitos que afloran en zonas adyacentes, formados al final de estos dos episodios tectónicos, apuntan a  una colisión continental. No está clara la posición actual del continente que colisionó contra Gondwana al final del Paleozoico, si bien se han invocado macizos como el Deseado o el Terreno de Madre de Dios (situado en la costa chilena a 50º S, ver figura 1) como los continentes que produjeron este evento tectónico [5, 10].

Después de haber hecho todo este recorrido, tras pernoctar en el refugio Jacob, se puede descender por el arroyo de la Casa de Piedra hasta la carretera que viene desde la Colonia Suiza disfrutando del magnífico bosque de lengas que atraviesa. Una vez en la Casa de Piedra, donde a la sazón se ha podido dejar un automóvil, se puede volver a Villa Catedral siguiendo la carretera.


2008-03-19 02 Arroyo-Casa-de-Piedra

PARADAS

COORDENADAS

Parada 1 (Lago Gutiérrez)      

S41 12 28.4 W71 24 03.2

Villa Catedral

S41 09 55.1 W71 26 26.2

Parada 2         

S41 09 26.1 W71 28 17.6

Parada 3         

S41 09 30.4 W71 28 33.7

Parada 4

S41 10 09.3 W71 29 11.6

Parada 5

S41 11 00.3 W71 32 51.6

Parada 6 (Refugio Jacob)

S41 11 12.5 W71 33 40.4

Casa de Piedra

S41 07 23.8 W71 27 32.3


Bibliografía 

[1] Basei M.A.S., Brito Neves B.B., Varela R., Teixeira W., Siga Jr O., Sato A.M., Cingolani C.A. (2002): Isotopic dating on the crystalline basement rocks of the Bariloche Region, Rio Negro, Argentina. II South American Symposium on Isotope Geology, Actas book: 15-18.

[2] Dalla Salda L.H., Cingolani C., Varela R. (1991): El basamento cristalino de la región nordpatagónica de los lagos Gutiérrez, Mascardi, y Guillermo, Provincia de Río Negro. Revista de la Asociación Geológica Argentina 46(3-4):263-276.

[3]
Dalla Salda L.H., Varela R., Cingolani C., Aragón E. (1994): The Río Chico Paleozoic Crystalline Complex and the evolution of Northern Patagonian. Journal of South American Earth Sciences, 7:377-386.

[4] Duncan, R. D. (1980): World atlas of geology and mineral deposits. Mining Journal Books Limited, John Willey & Sons (New York). 110 pág.

[5]
García-Sansegundo J., Farias P., Gallastegui G., Giacosa R. E. and Heredia, N. (2009): Structure and metamorphism of the Gondwanan basement in the Bariloche region (North Patagonian, Argentine Andes).
International Journal Earth Sciences, 98 (7): 1599-1608.
 
[6] Giacosa R. y Heredia, N. (2001). Hoja Geológica a escala 1:250.000 nº 4172-IV (San Carlos de Bariloche). Servicio Geológico Minero Argentino (SEGEMAR) e Instituto de Geología y Recursos Minerales. Bol. 279 (Buenos Aires).

[7] González-Bonorino F (1944): Descripción geológica y petrográfica de la Hoja Geológica 41 b Río Foyel (Río Negro). Dirección Nacional Minería e Hidrogeología. Bol 56. Buenos Aires, Argentina.

[8] González-Bonorino F y González-Bonorino C  (1978): Geología de la región de San Carlos de Bariloche. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 33:175-210.

[9] González-Díaz E. (1979). La edad de la Formación Ventana en el área al norte y al este del lago Nahuel Huapí. Revista de la Asociación Geológica Argentina, 34: 113-124.


[10] Pankhurst R.J., Rapela C.W., Fanning C.M., Márquez M. (2006): Gondwanide continental collision and the origin of Patagonia. Earth-Science Reviews, 7:235–257.

[11] Rapela C., Munizaga F., Dalla Salda L., Hervé F., Parada M. y Cingolani C. (1987). Nuevas edades K-Ar de los granitoides del sector nororiental de los Andes Patagónicos. Actas 10º Congreso Geológico Argentino, 4:18-20.

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Cacilda 07/16/2013 23:35

Soy geóloga y maestra jubilada y llegué a poco de Bariloche. Estoy maravillada con la descripción sencilla y bella que hiciste. Voy a leer todo tu blog por que recén estoy, a los 69 años, conocendo
a las montañas. Em mayo del año 2012 estuve em los Alpes. Gracias, muchas gracias por tu trabajo. No dejes de mantenerlo. Saludos

Laura Britonne | videos porno 01/05/2012 19:45

unas fotos espectaculares

Sara Ojazos | webcam sexo 11/10/2011 13:58


La Patagonia me chifla, yo quiero ir