INTRODUCCIÓN
En esta región, se exponen rocas pre-Carbonifero entre los 39º y 42º 30' S y 69º a 72º O. Se destacan los clásicos afloramientos al este y sur del Lago Aluminé, Lago Quillen, Lago Curruhue, San Martin de los Andes y Bariloche, en una faja dispuesta de norte a sur en los contrafuertes orientales de la cordillera.
Los terrenos ígneo-metamórficos están representados por las rocas del Complejo Colohuincul.

COMPLEJO COLOHUINCUL
La denominación y descripción original corresponde a Turner (1965, 1973), quien para el basamento de la comarca de Junín de los Andes identificó como Formación Colohuincul a ectinitas, principalmente esquistos, filitas cuarzosas y cuarcitas, y como Formación Huechulafquen a granitos, granodioritas, tonalitas y migmatitas. Para los afloramientos de la región de Aluminé, los mismos se ubican unos 25 km al NE del Lago Aluminé. El metamorfismo (Vattuone de Ponti, 1990) fue indicado como de tipo andalucita-sillimanita, de baja presión; también fue interpretada, por las paragénesis minerales de metapelitas y metabasitas, una zonación con aumento de grado de este a oeste, abarcando desde la facies de esquisto verde a la facies granulita.

Dalla Salda et al. (1991 a), de acuerdo con observaciones realizadas en la región de San Martín de los Andes, propusieron aplicar el término de Complejo Colohuincul para una íntima asociación de metamorfitas y migmatitas.

Las metamorfitas en las proximidades de San Martin de los Andes, son principalmente gneises de grano medio y fino, acompañados por escasas intercalaciones de esquistos micá­ceos y cuarcitas. Los gneises presentan un bandeado fino, milimétrico, bien marcado y replegado. La textura es combinada grano y lepidoblástica, habiéndose reconocido variacio tonalíticas con biotita y sillimanita, tonaliticas con biotita y moscovita, tonalitas con biotita y epidoto y granodioriticas con biotita y hornblenda.

Se ha interpretado que las metamorfitas derivaron de areniscas grauváquicas, con delgadas inter­calaciones de pelitas y areniscas cuarzosas, sujetas a un metamorfismo variable en grado entre bajo y medio-alto. Las distintas zonas metamórficas se pueden representar con las tres siguientes paragénesis:
1)   biotita + moscovita + clorita + albita + cuarzo;
2)   biotita + moscovita + almandino + plagioclasa + cuarzo;
3)   biotita + sillimanita + andesina + cuarzo + (moscovita + epidoto + homblenda + microclino).

La primera de ellas es indicativa del bajo grado metamórfico, la segunda del mediano grado y la tercera, a la vez la de mayor representación areal, señala a un medio a alto grado compatible con condiciones de presión y temperaturas nece­sarias para lograr la fusión parcial del conjunto, como lo prueban las migmatitas asociadas.

Se ha interpretado que el conjunto no ha llegado a un equilibrio dentro del alto grado metamórfico, con aparición saltuaria de sillimanita; en cuanto a las rocas de bajo grado, se considera que son intercalaciones tectónicas, sea de rocas de menor nivel cortical. Las migmatitas son principalmente epibolitas, asociadas a agmatitas y embrechitas. La deformación de las mismas se adapta al estilo de los gneises y se presentan frecuentemente relacionadas a una venación cuarzo-feldespática, con biotita

Asimismo, reconocieron dos grupos de granitoides, que denominaron Tonalita San Martín de los Andes y Granodiorita Lago Lácar.

La Tonalita San Martín de los Andes se integra con cuerpos menores, dispuestos con su eje mayor coincidente con la dirección de esquistosidad dominante en el Complejo Colohuincul. Hay dos variedades composicionales de tonalitas, una de ellas con biotita y la otra con biotita y hornblenda.

La Granodiorita Lago Lácar está compuesta por cuerpos de rocas grises y grano mediano, variando en composición entre granodioritas hiotiticas y granodioritas biotitico­ hornbléndicas.

Otras regiones con algunas exposiciones del Complejo Colohuincul se sitúan al sur-suroeste de Bariloche y en los cordones de Ñirihuau, Serrucho y Piltriquitrón (Feruglio, l947; González Bonorino, l979; DalIa Salda et al., 1991b).
Este basamento está compuesto por una asociación de esquistos y gneises asociados con migmatitas, anfibolitas y cuarcitas, en los cuales se emplazaron granitoides de variada composición.
Los esquistos presentan variedades biotíticas, hombléndicas con epidoto, granatíferas, y biotíticas con abundante clorita, estas últimas consideradas diaftoréticas. Los gneises presentan como variedad más frecuente una composición tonalítica, con biotita, hornblenda, epidoto y ocasionalmente sillimanita. También se han descripto gneises calcosilicáticos, ban­deados y de textura granoblástica, con biotita, hornblenda, epidoto y calcita. Se ha observado el pasaje de gneises a embrechitas y epibolitas, por lo que se estima que el grado metamórfico (anfibolitas almandinicas) debió ser compatible con anatexis.

Imagen satelital de la cordillera Neuquina entre los lagos Aluminé y Nahuel Huapi mostrando las localidades principales. La linea indica límite aparente oriental de las rocas Famatinianas.

Esquema geológico del sector norte de la Cordillera Neuquina mostrando los afloramientos de rocas del basamento.

Nacientes del Ao Kilka, al este del Lago Aluminé, con afloramientos de rocas del Complejo Colohuincul

La localidad tipo del Complejo Colohuincul se ubica al sur del Lago Curruhué

En el basamento de la región de Bariloche un componente destacado son las anfibolitas. Los cuerpos de mayores dimensiones se han comprobado a lo largo de la orilla occidental del lago Guillelmo.Son rocas de textura grano a lentiblástica, con definida orientación de anfíboles y plagio­clasas, reconociéndose anfibolitas hornbléndicas y homblen­do-biotíticas. El anfíbol representa entre 30% y 50% del total de la roca; la plagioclasa varia entre An 52% y An 40%; acompaña hasta un 10% de cuarzo; la biotita, castaña, puede estar reemplazada por pennina; también hay epidoto primario pistacitico.
Por su textura, presencia de epidoto primario, relaciones de campo e intercalación de esquistos, se ha considerado que constituyen metamorfitas anfibólicas, pro­bablemente ortoanfibolitas.
El complejo, que se muestra polideformado con esquistosidades variando entre planos preferidos orientados NO-SE y ENE-OSO, presenta además varios intrusivos menores de composición tonalitica y grano­dioritica.

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GEOQUIMICA DE LAS ROCAS FAMATINIANAS

Respecto a las caracteristicas quimicas de estas rocas, Varela et al (2015) determinaron las siguientes características:

Elementos mayores: Desde el punto de vista de su moda mineralógica, las muestras analizadas grafican mayormente en los campos del granito y la granodiorita en el diagrama QAP (Le Maitre 1989). Químicamente se trata de rocas sub-alcalinas (diagrama SiO2-álcalis) y de tendencia calcoalcalina (diagrama AFM de Irvine y Baragar 1971). Sus composiciones modales graníticas y granodioríticas se confirman químicamente en el diagrama Ab-An-Or de Barker (1979).
De acuerdo al diagrama de Peccerillo y Taylor (1976), las rocas pertenecen mayormente a la serie calcoalcalina normal y tienen cierta tendencia a calcoalcalina de alto potasio en las rocas más evolucionadas. Además, la mayor parte de las rocas son peraluminosas, con algunas localizadas en el campo metaaluminoso. En los diagramas de variación tipo Harker más representativos se registra una disminución del Al2O3 y un incremento del K2O, junto con el incremento concomitante de SiO2. Sobre la base de estos diagramas se puede interpretar que las rocas son comagmáticas, a pesar que presentan cierta dispersión a lo largo de una tendencia evolutiva general, y que podrían derivar desde un mismo magma parental que ha tenido un evento de cristalización fraccionada, posiblemente relacionado a la separación de plagioclasa básica. El Fe2O3 e xhibe una disminución continua con el aumento de SiO2 indicando la cristalización de magnetita (Wilson 1989).
Elementos traza y tierras raras: Las muestras analizadas poseen contenidos relativamente bajos de Co (24-41 ppm), Ni (≤58
ppm) y Cr (≤125 ppm), pero son ricas en Ba (237-2692 ppm), Rb (40-150 ppm) y Sr (130-406 ppm). Los diagramas de Ba, Nb
y Rb vs. SiO2 exhiben una correlación positiva, mientras que el Sr tiene correlación negativa. El diagrama de Nb vs. Zr exhibe poca variación composicional de estos elementos y las rocas grafican en una única población. La escasa variación en los contenidos de estos dos elementos sugiere que no hubo fraccionamiento de minerales máficos que incorporan Nb y Zr, o que, al menos, ha sido mínimo.
Los diagramas de elementos incompatibles normalizados a manto primitivo (Sun y McDonough 1989) exhiben que los elementos litófilos de gran radio iónico (LILE) se hallan enriquecidos respecto de aquellos de elevada carga (HFSE). El enriquecimiento en LILE es explicado por Pearce (1982) y otros autores como la disolución y transporte de estos elementos en las fases acuosas derivadas de rocas de corteza oceánica alterada.

Tanto los granitoides famatinianos como los gondwánicos grafican en el campo de los granitos tipo I en el diagrama A/CNKSiO
2 de Frost et al. 2001, y además corresponden a granitos de arco magmático según los diagramas 50*Nb- 3*Zr-Ce/P2O5 (Müller et al. 1992) y Nbn / Zrn vs. Zr (Thyeblemont y Tegyey 1994). El diagrama Rb/Zr vs. Nb de Martin (1994) indica que los granitoides famatinianos pertenecen a un arco magmático composicionalmente restringido y relativamente inmaduro, de allí que la participación de la corteza continental no es tan importante como en los gondwánicos. Además, los diagramas de elementos traza y tierras raras de los granitoides famatinianos exhiben anomalías negativas de Ba, Nb y P, junto con otra positiva de Pb. El empobrecimiento de Nb se explica por una combinación de dos factores; por un lado la presencia de rutilo residual que retiene el Nb en la región fuente de la losa subducida. Y por otra parte, está relacionado con la baja solubilidad del Nb en los fluidos ricos en agua y en los magmas, ambos generados en las partes someras de las zonas de subducción (Briqueu et al. 1984, Baier et al. 2007). Por otra parte, las anomalías negativas del Ba y del P se deberían al fraccionamiento de feldespato potásico y a la contribución de la corteza que está por arriba de la zona de subducción. La contribución de los sedimentos marinos derivados de la losa oceánica está indicada por la acentuada anomalía positiva (enriquecimiento) de Pb. Teniendo en cuenta todos estos atributos geoquímicos de los elementos incompatibles, se puede interpretar que el magma parental de los granitoides chánicos es de zona de subducción y que habría tenido dos fuentes; por un lado un componente preponderante relacionado con la losa oceánica más los sedimentos oceánicos subducidos. Y por otra parte, un componente en menor proporción y perteneciente a la corteza continental.

La edad del Complejo Colohuincul y granitoides asociados, ha sido investigada aplicando las metodologías K-Ar, Rb-Sr , U/Pb y Sm-Nd. Parica (1986) comunicó una edad Rb-Sr de 714 +/- 10 Ma para esquistos y gneises del lago Curruhué Grande.
Por el método Rb-Sr se han datado los componentes del basamento de San Martín de los Andes (Dalla Salda et al., 199la); la antiguedad del principal evento metamórfico corresponde a un valor de 860 +/- 23 Ma y una relación Sr inicial de 0,7012 +/- 0,0003.
La edad de la Tonalita San Martin de los Andes es de 620 +/- 30 Ma (Sri: 0,7032 +/- 0,0003).
La Granodiorita Lago Lácar indicó valor de 555 +/- 20 Ma y una relación Sr inicial de 0,7026 +/- 0,0005.

Varela et al (2005) y Varela et al (2015) indicaron las siguentes edades U/Pb en circones:

Análisis por el método Sm-Nd fueron llevadas a cabo sobre gneises del Complejo Colohuincul y Tonalita San Martin de los Andes (Dalla Salda et al., 199la); en ambos casos las edades modelo sugieren una instalación en la corteza del protolito de este basamento, entre los 1250 y 800 Ma de antiguedad.
Los análisis isotópicos han permitido interpretar (Pankhurst et al., 1994; Dalia Salda et al., 1991a) que ha habido una diferenciación cortical desde el Proterozoico medio, acusada en el sistema Sm-Nd.
Eventos metamórficos y fusión mantélica habrían ocurrido en el Proterozoico superior (800-600 Ma), registrados a través de los datos Rb-Sr; los granitoides emplazados alrededor de 600 Ma, de bajas relaciones iniciales de estroncio, se vincularían a un arco magmático.

Esquema geológico del sector central de la Cordillera Neuquina mostrando los afloramientos de rocas famatinianas y las muestras datadas por Varela et al., (2005)

Diagramas concordia para rocas del Famatiniano tomadas de Varela et al. (2005)

Pankhurst et al (2006) obtuvieron las siguentes edades mediante SHRIMP en circones.

South of the Limay river, near San Carlos de Bariloche, Martinez et al., (2012) established a metamorphic peak at 391.7 ± 4.0 Ma and 350.4 ± 5.8 Ma on migmatites and schist.

En la región de Bariloche, Dalla Salda et al. (199lb) obtuvieron una edad Rb-Sr de 727 +/- 48 Ma, interpretada como antiguedad del principal evento metamórfico.
 Las edades K-Ar comunicadas por varios autores (Toubes y Spikermann, 1973; Dalla Salda et al., 1991 a y b), consideradas edades mínimas, han aportado valores variables entre 200 Ma y 400 Ma.

Resulta una característica la concentración de datos en el entorno de 330-370 Ma. Finalmente, los datos K-Ar (ca. 350 Ma) reflejarían un evento final térmico del Paleozoico medio.

In southern Chile, the Devonian magmatism is located near Chaitén (Duarth et al., 2009; Hervé et al., 2016). There are tonalities with crystallization ages of 387,9 ± 6,2 Ma (Duarth et al., 2009) and 384 ± 3 Ma (Hervé et al., 2016). In Pichicolo, 100 km to north of Chaiten, Hervé et al., (2016) obtain an age of 383 ± 2 Ma on zircons tonalities (Fig. 1). Leucocratic intrusives near Chaiten and Lago Yelcho have zircons ages of 364 ± 2 Ma and 361 ± 7 Ma (Hervé et al., 2016).
In this zone there are also metapsamites and metapelites, belong to the Llanquihue Complex, with borehole samples that carries detrital zircons with U/Pb Devonian ages (387 ± 3 Ma - 385 ± 3 Ma). In addition, there the metasedimentary rocks of the Trafún and Bahía Mansa Complex caries Lower Carboniferous detrital zircons with ages in the interval 357 ± 4 Ma to 328 ± 4 Ma (Hervé et al., 2016) (Fig. 1).

Tomado de Hervé et al., 2016

Geological sketch map of the studied portion of the Andes between 39 and 44°S, with location of the rocks dated
by U–Pb SHRIMP relevant to this study identified by sample number. LRB, Lago Río Blanco; CdM, Centro del Mundo; LY,
Lago Yelcho; TdA, Termas de Amarillo; PCM, Puente Caballo Muerto; PRP, Puente Río Palena. Bold type signifies
crystallization ages for igneous rocks and orthogneisses, italic type signifies estimated maximum possible depositional
age of metasedimentary protoliths (from minimum age of detrital zircons). Data from this study unless otherwise
indicated: 1, Hervé et al. (2013); 2, Duhart et al. (2001); 3, Pankhurst et al. (2006); 4, Deckart et al. (2014); 5,
monazite Th–Pb ages (Cruz Martínez et al. 2011); 6, Hervé et al. (2003); 7, Duhart et al. (2002); 8, Romero (2014).

Middle Silurian- Late Devonian magmatic event:
As above indicated, there is enough evidence for the existence of a Famatinian Orogen (Silurian - Devonian) in the Neuquén Cordillera (Varela et al., 2005 and 2015; Pankhurst et al., 2006; Martinez et al., 2012; Hervé et al., 2013 and 2016, Marcos et al., 2017).
The isotopic ages correspond to granitic and metamorphic rocks of the Colohuincul Complex.
In the Chubut province, the dating by Pankhurst et al., (2006) in the Cacares Granite near Gastre and the Colán Conhué Granite, determined the existence of a Devonian magmatism in the southwestern part of North Patagonian Massif . These units represent the extension of the Famatinian Orogen to the south of the studied area (Varela et al., 2005; Hervé et al., 2013 and 2016) and possible represent the positive high of Hervé et al., (2013). In addition, Devonian tonalites and leucogranites appear near Chaitén and Pichicolo in southern Chile (Duarth et al., 2009 and Hervé et al., 2016).