La Tierra es un planeta que aún no se ha equilibrado térmicamente, por lo cual presenta un gradiente térmico entre el núcleo y la superficie, que provoca el flujo de calor desde el interior del planeta hacia el exterior. La temperatura del núcleo no es conocida con precisión porque su determinación es compleja debido a la variedad de gradientes térmicos que existen en la Tierra.

La razón de que haya más de un gradiente térmico se debe a las diferentes composiciones y propiedades reológicas de las capas que componen la Tierra: corteza, manto y núcleo y que poseen diferentes maneras de transmitir el calor. Así, p. ej., en la mayor parte del manto y en la parte superior del núcleo, las rocas tienen un comportamiento viscoso-plástico en escalas de tiempos geológicos. Debido a esta propiedad, en este sector se desarrollan celdas convectivas que transportan el calor conjuntamente con el desplazamiento de la materia. Por el contrario, en la litósfera, como así también en la parte central del núcleo, no se desarrollan celdas convectivas, aún en escalas de tiempo geológicas, y el principal mecanismo de transferencia térmica es por conducción. En la actualidad se estima que la temperatura del interior del núcleo estaría comprendida entre 5.000 y 6.000 °K (Jeanloz y Romanowicz, 1997).

La mayor parte del calor que posee la Tierra se debe principalmente al calor original atrapado durante la formación del planeta. En segundo lugar se encuentra el calor generado por los procesos radioactivos, cuya magnitud es significativa solamente en la corteza. 

El flujo de calor desde el núcleo hacia la superficie, es la causa principal de los diversos procesos geológicos, incluyendo la tectónica de placas y la actividad ígnea de la litósfera. La Luna, a diferencia de la Tierra, se halla en equilibrio térmico, de modo que no registra un flujo calórico desde el interior hacia la superficie, con la excepción del calor producido por la radio-actividad, que es insignificante por la ausencia de rocas ácidas. La variación de temperatura que se registra en la Luna es de tipo adiabático, que depende esencialmente del coeficiente de expansión térmica de sus rocas. Por esta razón la litósfera térmica de La Luna tiene un espesor estimado en 1100 km, que es mucho mayor que el de la Tierra, que está comprendido entre 60 y 120 km.

El desequilibrio térmico de la Tierra se ha mantenido hasta el presente a pesar de su larga evolución, que es del orden de 4,5 Ga. Esto se debe a que su volumen relativamente grande y a que las rocas silicáticas que componen la litósfera son malas conductoras del calor. En efecto, el coeficiente de conductividad térmica tiene un valor que en promedio se encuentra comprendido entre 1,5 y 3,0 W m ^-1 °K ^-1 , que es unas 400 veces menor que el valor de la conductividad térmica del cobre. También el calor específico de esas rocas es relativamente alto (véase más abajo) y es aproximadamente unas tres veces más alto que el del cobre. Debido a estas propiedades, la disipación térmica de la Tierra es muy lenta. Asimismo, se debe tener en cuenta que las complejidades estructurales y la composición no homogénea de la litósfera favorecen un flujo calórico con distribución irregular, generando gradientes térmicos horizontales que promueven el flujo de calor en diferentes sentidos.

Al considerar las propiedades térmicas relacionadas con la evolución del magma se debe tener en cuenta que los procesos de cristalización, o de fusión, implican variaciones en la temperatura del sistema debido al calor aportado por el pasaje de líquido a sólido, o viceversa. El calor latente de cristalización, es el calor que se entrega al sistema durante la cristalización. El efecto que produce es el cambio transitorio en la tasa de enfriamiento. El calor latente de cristalización de los silicatos que componen las rocas ígneas es del orden de alrededor de 3x10 ⁵ J kg ^-1 . El proceso inverso, que consiste en la fusión de los cristales, tiene una magnitud equivalente a la del calor de cristalización. En este caso el sistema absorbe una cierta cantidad de calor que se denomina calor latente de fusión (= entalpía específica de fusión). El calor latente de fusión representa la energía necesaria para romper las celdas cristalinas de los minerales y representa una dificultad energética importante cuando se consideran los procesos de asimilación. El calor substraído al sistema cuando se funde la roca de caja o xenolitos promueve el rápido aumento en la cristalización, cuyo calor de cristalización tiende a equilibrar la temperatura.

Sin embargo, este aporte al sistema solamente contribuye a mantener el equilibrio térmico, pero no es suficiente para continuar con la fusión. Por este motivo los procesos de fusión requieren incrementos adicionales de energía para que progresen y se generalicen. 

En el estudio de las rocas ígneas es muy importante conocer como se produce el intercambio de calor entre el cuerpo ígneo y la roca de caja. La supervivencia del magma depende esencialmente de este proceso. Por ello se discutirán las propiedades de la transmisión del calor.

La transmisión del calor se efectúa por los siguientes mecanismos: 1) conductividad; 2) convectividad; 3) radiación. La transferencia de calor por radiación tiene muy poca incidencia en los procesos geológicos, por lo cual no es considerada en los modelos de transmisión de calor (Turcotte y Schubert, 1982).

Es el proceso por el cual se transfiere el calor a través de los materiales, debido a la propagación de la correspondiente energía a través de los átomos o de las moléculas. Se trata de un modelo de tipo difusivo que transmite la intensidad de las vibraciones moleculares por propagación de átomo en átomo o de molécula en molécula. En los cuerpos rígidos la transmisión de calor es preferentemente conductiva. Así p. ej., en la litósfera la transmisión del calor es en su gran mayoría por conducción, con la excepción de aquellos sectores puntuales donde se registra el ascenso de fundidos magmáticos, que transfieren calor convectivamente hacia los niveles más superficiales. Un destacado ejemplo de ello se encuentra en las dorsales oceánicas, donde la extrusión de grandes cantidades de magma favorece la disipación convectiva del calor (Fig. 3).

Asimismo, debemos mencionar que en los niveles superiores de la corteza como consecuencia de la actividad magmática se desarrollan sistemas hidrotermales convectivos. Esto se debe al calentamiento del agua y subsecuente desplazamiento hacia zona más frías. Sin embargo, debemos dejar en claro que sólo en estos lugares restringidos de la litósfera prevalece, y en forma transitoria, la transmisión térmica convectiva sobre la conductiva.

Para que el calor se transmita conductivamente se requiere de un gradiente térmico, el cual es una condición necesaria para que el calor fluya de las zonas de mayor temperatura a las zonas de menor temperatura. El flujo calórico q que pasa de una zona caliente a una fría depende, además, del coeficiente de conductividad térmica, K, que es una constante para cada material.

La ley fundamental de la conductividad térmica es la ley de Fourier, que tiene la siguiente expresión: 

donde z es el eje de coordenada en la dirección de la variación de la temperatura y T es la temperatura. El signo menos significa que el calor fluye en una única dirección y que es hacia la zona de menor temperatura. El término de gradiente geotérmico ha sido empleado para referirse al gradiente térmico de la litósfera en el sentido vertical.

Otro término ampliamente utilizado en geología es el de la difusividad térmica, . , que es la capacidad que tiene el calor de difundirse a través de un material. Está definida por la relación entre el coeficiente de conductividad térmica y la densidad del material multiplicada por su calor específico:

donde K es el coeficiente de conductividad térmica; . es la densidad y C p es el calor específico a presión constante. Las dimensiones de la difusividad térmica son, como en cualquier caso de difusión, área/tiempo. Para las rocas silicáticas el valor más frecuente es de 1x10 ^-6 m ² s ^-1 .

El calor específico tiene una gran influencia en la disipación del calor. El calor específico es la cantidad de calor que se requiere para variar la temperatura 1°K en 1 kg de roca. Se expresa con la siguiente ecuación 

donde .Q es el calor transmitido al material; .T es la variación de la temperatura y m es el peso en kg de la roca. Si m se expresa en volumen, p. ej., en moles, la ecuación mide la capacidad calórica de la roca. El calor específico a presión constante de las rocas silicáticas es de alrededor de 1 x 10 ³ J kg ^-1 °K ^-1 , mientras que el del cobre es de 0,38 x 10 ³ J kg ^{-1 °}K ^-1 . Esto significa que para aumentar en un grado la temperatura de una roca se requiere casi tres veces más de energía que para el cobre. Lo mismo sucede para el proceso de enfriamiento, como puede ser p. ej. el de un cuerpo ígneo, que por poseer un elevado calor específico retendrá durante más tiempo su temperatura.

Flujo de calor y producción de calor: Debido a que la Tierra no se encuentra en equilibrio térmico y que la litósfera transmite el calor casi exclusivamente por conducción, en su superficie se registra un flujo de calor, denominado flujo calórico superficial, que representa la pérdida de calor de nuestro planeta. Es proporcional al gradiente térmico y de acuerdo con la ecuación de Fourier, el flujo calórico se mide en miliwatios por metro cuadrado, mW m ^-2 . El flujo calórico también se expresaba anteriormente en unidades de flujo calórico (hfu), que por definición tiene la siguiente equivalencia: 1 hfu = 1cal cm ^-2 s ^-1 = 41,84 mW m ^-2 . Sin embargo, esta unidad está siendo substituida gradualmente por las unidades del sistema internacional de unidades.

El flujo de calor superficial en las dorsales oceánicas, donde se genera corteza oceánica, es extraordinariamente alto, del orden de alrededor de 400 mW m ^G , y se debe al transporte de calor en forma convectiva por las corrientes convectivas que provienen del manto inferior. 

Hacia el interior de la placa oceánica el flujo de calor disminuye progresivamente (Fig. 3) a medida que envejece la corteza oceánica, llegando a valores tan bajos como 40 mW m ^-2 en las cortezas oceánicas más viejas.

Para medir el flujo calórico con precisión se debe hacerlo en perforaciones profundas. Las medidas efectuadas directamente sobre la superficie no son confiables debido a las perturbaciones térmicas transitorias causadas por las variaciones climáticas y por el movimiento del agua subterránea. En los pozos de exploración petrolífera, el flujo de calor es medido habitualmente. 

El flujo de calor que atraviesa la discontinuidad de Mohorovicic, es decir el que pasa desde el manto a la corteza, se denomina flujo calórico basal. Debido a que en la corteza el calor se transmite casi totalmente en forma conductiva, el flujo calórico superficial debería ser igual al flujo calórico basal. Sin embargo, esto no es así, ya que en la mayoría de los casos el flujo de calor superficial es mayor que el basal. Una estimación promedio del flujo calórico superficial en las áreas continentales es de 56,5 mW m ^-2 (Turcotte y Schubert, 1982), pero de acuerdo con estos autores, sólo 23 mW m ^-2 pueden ser atribuidos al flujo calórico basal. La diferencia tuvo que haberse generado en la corteza, sumándose al flujo calórico basal. Esto se explica por el calor aportado por el decaimiento radioactivo de los isótopos de Th, U y K. Debido a que estos tres elementos se comportan geoquímicamente como elementos incompatibles, su mayor concentración se encuentra en la corteza, y en particular en su tercio superior, donde predominan las rocas más diferenciadas. Mc Lennan y Taylor (1996) estimaron que el aporte radiogénico al flujo de calor superficial se encuentra comprendido entre 18 y 48 mW m ^-2 , dependiendo de la composición de la corteza y del espesor. En la tabla 1 se dan las concentraciones de Th, U y K, según Meissner (1986), para diversas rocas de la corteza y del manto y la cantidad de calor generada por cada una de ellas. Las rocas máficas de la base de la corteza y las ultramáficas del manto contienen una proporción muy pequeña de estos elementos, por lo cual su contribución a la generación de calor, si bien no es cero, es mínima. De acuerdo con estas características la producción de calor de la litósfera oceánica es menor que en la litósfera continental y por lo tanto es menor la diferencia entre el flujo calórico basal y el superficial. 

La producción de calor puede ser calculada sobre la base de las concentraciones de Th, U y K aplicando la fórmula empírica elaborada por Rybach (Rybach, 1973; en Meissner, 1986): 

A = (0,718[U] + 0,193[Th] + 0,262 [K] ) 0,133 . ?Wm ^-3

donde las concentraciones de [U] y [Th] están dadas en ppm y la concentración de [K] en % en peso. La densidad . está dada en g cm ^-3 . Por el hecho de ser una fórmula empírica las dimensiones con que se da el resultado, microwatios por metro cúbico (W m ^-3 ) están asignadas directamente en el cálculo.

En síntesis, se puede afirmar que la producción de calor de la corteza incrementa el valor del flujo calórico de la superficie. Al respecto, se debe tener en cuenta que debido a que la composición de la corteza es variable, en particular la de la corteza continental, se registran notables variaciones en la magnitud del calor aportado por la radioactividad, por lo cual el flujo de calor superficial tiene diferentes valores. Así p.ej., en las áreas donde la corteza continental es gruesa y las rocas tienen alta proporción de elementos radiogénicos, el flujo de calor superficial es mayor con respecto a otras regiones.

Para poder calcular estas variaciones se debe tener en cuenta la relación entre el flujo calórico superficial, el flujo calórico basal y la producción de calor. La siguiente ecuación permite relacionar entre si las variables mencionadas:

q ₀ = q * + A H

donde q 0 es el flujo calórico superficial; q* representa el flujo calórico basal y es el valor correspondiente al de la ordenada al origen (Fig. 1); A representa la producción de calor por unidad de volumen medida sobre la base de la composición de las rocas en la superficie y H es la )

Figura 1. Relación entre el flujo de calor superficial (q 0 ) y la generación de calor radioactivo en la corteza . q* indica la magnitud del flujo de calor que pasa del manto a la corteza. A es la generación de calor por unidad de volumen y H representa la profundidad a la cual la generación de calor radioactivo tiende a cero.

profundidad a la cual la producción de calor tiende a cero y es también el valor que define la pendiente de la recta. El producto AH se interpreta como la contribución de calor de origen radioactivo de la corteza. Debido a la estratificación en la composición de la corteza se asume que la generación de calor disminuye exponencialmente con la profundidad, de acuerdo con la siguiente ecuación:

A _z = A ₀ e ^-z/H

y es frecuente que tienda a cero entre 7 y 11 km. H se expresa matemáticamente como la profundidad de relajación donde A = A ₀ /e = 0,368A ₀ . Esto se explica por el aumento progresivo en la proporción de rocas máficas con la profundidad. Es por esta propiedad que la producción de calor de la parte inferior de la corteza tiende a ser mínima (Tabla 1).

En síntesis, de acuerdo con las consideraciones realizadas en el párrafo anterior se puede concluir que el flujo calórico superficial es la suma del flujo calórico basal + la contribución calórica de origen radiogénico de la corteza. De acuerdo con Turcotte y Schubert (1982) el flujo calórico superficial actual puede llegar a estar compuesto hasta un 80% por el calor aportado por el decaimiento isotópico y por sólo un 20% corresponde al enfriamiento de la Tierra.

Como ya se mencionó la magnitud de la producción calórica por decaimiento isotópico es proporcional a la composición. En las rocas con elevados contenidos de Th, U y K, como sucede en algunos batolitos graníticos, la producción de calor es elevada y el flujo calórico superficial es mayor que en las áreas vecinas. Así p. ej. sobre el batolito de Cornwall, compuesto casi en su totalidad por monzogranitos, el flujo calórico superficial alcanza un valor de 115 mW m ^-2 mientras que en la roca de caja que lo rodea es de solo 65 mW m ^-2 (Willis-Richards y Jackson, 1989).

En consecuencia, la producción de calor no sólo influye en la magnitud del flujo calórico superficial, sino también en el gradiente geotérmico, principalmente por el calor adicionado en la corteza superior. Si el gradiente geotérmico pudiera ser representado por una única ecuación podríamos conocer la temperatura a cualquier profundidad. Sin embargo, las ecuaciones que describen el gradiente geotérmico no son tan sencillas, debido a las diferentes variables que intervienen en su integración, debiéndose mencionar entre ellas a: 1) las diferentes composiciones de la litósfera causadas por la tectónica de placas y por otras perturbaciones tectónicas; 2) la participación de procesos aislados que favorecen la transmisión térmica por convectividad, como es el ascenso del magma; y 3) la variación en la producción del calor isotópico con la profundidad. Los dos primeros casos son perturbaciones transitorias que resultan muy difíciles de acotar, por lo cual no se tienen en cuenta para la confección de los gradientes geotérmicos más generales. Los gradientes propuestos por los diferentes autores que han trabajado sobre el tema, están referidos a regiones de la litósfera alejadas en el tiempo de los episodios orogénicos y magmáticos. Pero en todos ellos se incluye la producción de calor isotópico, que decrece exponencialmente con la profundidad. Debido a esta propiedad, el gradiente geotérmico resultante varía exponencialmente con la profundidad (Fig. 2), tendiendo a ser linear a partir de la profundidad en la cual la producción de calor tiende a cero. El gradiente promedio de zonas oceánicas (Fig. 2) es el que más se acerca al comportamiento linear, pudiéndose explicar por la menor proporción de U, Th y K en sus rocas.

La modificación transitoria del gradiente geotérmico como consecuencia de los procesos tectónicos ocupa también un lugar relevante en el análisis de la distribución del calor en la litósfera. En aquellas regiones con regímenes tectónicos extensionales y en los cuales la velocidad de la extensión es mayor que la de la disipación térmica, el gradiente aumenta en forma substancial. Es común que a lo largo de rifts activos, el gradiente sea bastante más elevado que en las áreas adyacentes. La causa principal de este aumento es el adelgazamiento de la litósfera térmica, que al estar acompañado por una fuerte actividad ígnea el aumento del gradiente es aun mayor. Así, p. ej., en la provincia geológica del Basin and Range, en el oeste de Estados Unidos, que es una provincia Cenozoica típicamente extensiva, con abundante actividad volcánica, el flujo calórico es de 92 mW m ^-2 , con un flujo basal estimado en 59 mW m ^-2 (Sclater et al., 1980).

En este caso existe una estrecha correlación entre el flujo de calor y la intensa actividad magmática registrada en esta provincia. Contrariamente a lo expuesto, cuando la velocidad de extensión es menor que la velocidad de disipación térmica, el gradiente geotérmico no se incrementa, y la actividad magmática es mínima o nula. Es el caso de algunos bordes continentales pasivos con delgada corteza, como los de la península cantábrica (véase el capítulo Estructura de la Tierra).

Figura 2. Promedios de gradientes geotérmicos, estimados mucho tiempo después que ocurrieran perturbaciones tectónicas o magmáticas. Las líneas llenas indican los promedios para distintas regiones de la corteza. Las líneas de guiones con flecha indican los gradientes geotérmicos lineares, calculados sobre la base de una generación de calor cortical nula. En línea de guiones largos se indica el límite inferior del metamorfismo y en línea llena el solidus saturado en agua de una roca granítica. Redibujado de Thompson (1992).

A diferencia de los regímenes extensionales, en las regiones con acortamiento lateral de la corteza, como en los frentes orogénicos donde se apilan diversas láminas de corrimiento, o en regiones de colisión continente-continente, se registran fuertes disminuciones en el gradiente geotérmico debido a la superposición de dos láminas litosféricas frías. Con el tiempo el gradiente tiende a normalizarse, aunque durante el proceso de normalización puede incrementarse localmente. 

El gradiente geotérmico también aumenta en forma transitoria durante el desarrollo de arcos magmáticos como consecuencia del calor aportado convectivamente por el ascenso del magma hasta los niveles superiores de la corteza. Durante la intrusión del batolito de Sierra Nevada, Barton y Hanson (1989) estimaron que el gradiente geotérmico podría haber alcanzado hasta más de 100°C km ^-1 . En las dorsales oceánicas, donde la litósfera térmica está fuertemente adelgazada y hay una gran actividad magmática, el flujo de calor superficial es muy elevado, del orden de 400 mWm ^-2 (Fig. 3), lo cual promueve un gradiente geotérmico muy elevado.

Un gradiente geotérmico elevado también puede estar relacionado con el desarrollo de facies metamórficas de alta temperatura y baja presión, caracterizadas por temperaturas del orden de 500 a 750 °C y presiones de 200 a 400 MPa. Por esta razón, este tipo de metamorfismo se puede encontrar tanto en las fajas orogénicas como en las regiones con extensión activa, ya sea en intraplaca como en los márgenes divergentes (De Yoreo et al., 1991)

Variación de la temperatura con el tiempo: En muchos de los problemas geológicos, en particular con los relacionados con el emplazamiento de los cuerpos ígneos y el metamorfismo, es necesarioestimar lahistoriadelenfriamiento delcuerpoígneoy ladelcalentamientode larocadecaja.

El conocimiento del tiempo que tarda en enfriarse un cuerpo ígneo y cuanto dura la aureola térmica favorecelacomprensión delosprocesosgeológicos relacionadosconlaintrusión yconlaformación, o no, de rocas metamórficas en su entorno. También nos proporciona información sobre el contraste térmico entre el cuerpo ígneo y la caja, una estimación aproximada del volumen del cuerpo ígneo, y la formación de posibles sistemas hidrotermales asociados a la aureola térmica. Muchos de los yacimientos metalíferos hidrotermales se encuentran asociado en el espacio a este último proceso.

Los recursosproporcionados por la energía geotérmica también tienen una estrecha dependencia con la duración de la perturbación térmica superficial. Asimismo, debemos recordar aquí, que el tiempo es una variable muy importante en la formación de las rocas metamórficas, las cuales, además de presión y temperatura, necesitan de un tiempo prolongado para adecuarse a las nuevas condiciones de equilibrio, debido a que los procesos de difusión en el estado sólido son extremadamente lentos.

Por esta razón, en las aureolas térmicas de muy corta duración, los procesos metamórficos son mínimos o inclusive pueden llegar a no registrarse.

Para considerar la variación de la temperatura con el tiempo se debe tener en cuenta que el gradiente térmico varía con el tiempo y por lo tanto el flujo de calor también varía en forma conjunta. Dicho de otra manera, debido a que el flujo de calor tiende a equilibrar la temperatura del sistema, el gradiente térmico disminuye gradualmente causando la disminución del flujo. Por lo tanto, la variación de la temperatura con el tiempo está dada por la ecuación:

donde T = temperatura; t = tiempo; . = difusividad térmica y z corresponde a una de las tres direcciones en el espacio. La derivada segunda de la temperatura se debe a que varía tanto en el tiempo como en el espacio. Debido a que los valores de la difusividad térmica son muy pequeños, el enfriamiento de un cuerpo ígneo, con un volumen equivalente al de un plutón, es del orden de millones de años. En el batolito de Cornwall, Willis-Richards y Jackson (1989) estimaron que el enfriamiento completo del batolito, hasta equilibrarse con la temperatura correspondiente a la del gradiente geotérmico, con una profundidad de 14 km y un solidus de 660 °C, se completó en alrededor de 25 Ma.

Un método aproximado para estimar la disipación térmica por conducción de un cuerpo ígneo es aplicando la ecuación abreviada:

t =l ² . ^-1

donde t es el tiempo característico; l es la distancia de la perturbación térmica en el tiempo característico y . es la difusividad térmica. De acuerdo con esta relación la difusividad térmica es igual a la relación entre el cuadrado del espacio perturbado térmicamente y el tiempo que tarda en disiparse la temperatura de ese espacio, a partir del momento del emplazamiento del cuerpo ígneo. Así p. ej. un cuerpo ígneo de 5 km de espesor requerirá un tiempo de 0,79 Ma para equilibrarse con la temperatura de la caja. Un dique, de 2 m de espesor, tardará solamente 46 días en equilibrarse térmicamente con la roca de caja.

La transferencia de calor por convectividad es el proceso por el cual el calor se transmite conjuntamente con el desplazamiento de la materia. Así, por ejemplo, cuando se calienta con un mechero el agua contenida en una tetera, el agua comienza a fluir desarrollando celdas convectivas, las cuales transportan el calor. En cambio, en las paredes de la tetera el calor se transmite exclusivamente por conducción.

El ascenso del magma a través de la litósfera o la circulación del agua desde las zonas calientes hacia las frías son los ejemplos típicos de transmisión del calor por convección. De esta manera el magma contribuye a la disipación térmica de la Tierra, transportando el calor conjuntamente con el magma. Sin embargo, como ya se explicó anteriormente, este mecanismo en la litósfera es transitorio y está restringido en el espacio, de modo que en forma global no puede considerarse como eficiente. En los cinturones donde se concentra la actividad magmática se desarrollan gradientes térmicos horizontales, aún no evaluados adecuadamente desde el punto de vista de su incidencia en la geología, pero se sabe que tienen una profunda influencia en las propiedades reológicas de las rocas. Los efectos más importantes que producen son dos: 1) fracturación térmica en la roca de caja y 2) disminución de la resistencia de la misma. En el primer caso las fracturas se originan por los cambios de volumen asociados con los cambios de temperatura. Las fracturas que se forman aumentan la permeabilidad de las rocas favoreciendo la circulación magmática y/o hidrotermal, promoviendo la alteración de las rocas.

El aumento de la temperatura disminuye la resistencia de las rocas, facilitando su deformación. Por esta razón en los cinturones orogénicos la deformación se concentra en las fajas donde la actividad magmática ha sido más intensa. Cuando las intrusiones tienen dimensiones equiparables con la de los batolitos, el debilitamiento térmico de las rocas de caja alcanza un máximo, y puede abarcar un área con una extensión superior a la del batolito. La menor resistencia de las rocas en esta área favorece la absorción de los esfuerzos regionales, concentrando la deformación.

Estas características pueden ser empleadas para interpretar la distribución de la intensidad de las fases orogénicas. Dentro de este marco de ideas Llambías y Sato (1990) propusieron que la distribución de la fase orogénica San Rafael, del Pérmico Inferior, estaría relacionada a las regiones con intensa actividad magmática, es decir a las regiones menos resistentes. Fuera de ellas la deformación fue menos intensa y exclusivamente frágil.

También la actividad tectónica contribuye a que en los niveles superiores de la corteza el calor pueda ser transmitido por convectividad. Un ejemplo de ello es cuando una lámina de corrimiento es trasladada desde niveles profundos, más calientes, hacia los niveles superficiales, más fríos. En estos casos se produce una transferencia térmica conductiva, al transportarse el calor conjuntamente con la lámina de corrimiento. Ahora bien, si la velocidad con que se traslada dicha lámina es muy lenta el calor puede llegar a disiparse por conductividad y por lo tanto el transporte convectivo de calor se minimiza.

Una manera de estimar las proporciones relativas de calor transmitido por conducción y por convección es utilizando el número de Peclet Pe, que relaciona la siguientes variables:

v = velocidad, l = distancia, . = viscosidad.

Si el número de Peclet es >>1 predomina la transmisión térmica por convección; si, en cambio es <<1 predomina el proceso de conducción. Si se tiene en cuenta que la difusividad térmica tiene un rango de variación muy estrecho en las rocas que componen la litósfera, y que la distancia l en la cual se considera que opera el proceso puede ser representada por un valor fijo, la velocidad del material resulta la variable que más influye en la naturaleza del mecanismo de transmisión térmica. Por ej. si la velocidad del material que transporta el calor es igual a cero la totalidad de la disipación térmica es por conductividad, mientras que si la velocidad es muy alta la transmisión de calor es exclusivamente por convectividad. En los casos en que el magma se desplaza a través de una fractura, su velocidad debe ser suficientemente alta para no perder calor por conductividad y así evitar el congelamiento en el camino.

En los sistemas donde el calor es transportado exclusivamente por convección, no se registra un intercambio de temperatura del sistema con el exterior. Se trata, entonces, de un sistema cerrado al calor. Cuando los sistemas se mueven verticalmente, como sucede p. ej. con el ascenso del magma que se desplaza desde niveles profundos hacia los niveles superficiales, la variación en la presión confinante produce cambios en el volumen específico del sistema, proceso que está asociado a cambios en la temperatura. Debido a que estos cambios se producen dentro del sistema, sin intercambio de calor con el exterior, se denominan adiabáticos. En los sistemas magmáticos el coeficiente de expansión térmica es pequeño, del orden de 7 x 10 ^-5 K ^-1 , por lo cual la pérdida de calor adiabática también es pequeña, y por este motivo muchas veces no se la considera en los modelo térmico relacionados con el ascenso del magma. Además, al analizar la evolución térmica de un proceso magmático se debe tener en cuenta que la pérdida de calor adiabática es compensada parcialmente por el calor liberado durante la cristalización (calor latente de cristalización).

McKenzie (1984) calculó la variación adiabática de la temperatura con la presión, a entropía (S) constante, sobre la base de la siguiente ecuación:

donde T = temperatura absoluta, que para los cálculos generales que abarcan la litósfera, se toma la de la base de la litósfera térmica, que es de alrededor de 1500°K (aproximadamente 1280°C); z = profundidad; g = aceleración de la gravedad a f = coeficiente de expansión térmica del fundido, cuyo valor empleado en el cálculo ha sido de 6,8 x 10 ^-5 K ^-1 , y para las rocas de 4 x 10 ^-5 °K ^-1 ; y Cp = calor específico a presión constante. Los resultados obtenidos arrojaron para los fundidos una variación de 1°C km ^-1 y para los sólidos de 0,6 °C km ^-1 .

En la astenósfera y en la mayor parte del manto las rocas se comportan reológicamente como fluidos a lo largo de tiempos geológicos, De acuerdo con estas escalas de tiempo, la viscosidad estimada del manto es del orden de 1 x 10 ²⁰ a 1 x 10 ²² Pa s. Debido a este comportamiento es posible el desarrollo de celdas convectivas y la mayoría de los investigadores sostienen que las mismas abarcan desde el límite del manto con el núcleo hasta la base de la litósfera.

Por esta razón se cree que en el manto la transferencia térmica es esencialmente convectiva. A pesar que la velocidad a la cual fluyen las rocas es lenta, debido a su elevada viscosidad, el número de Peclet es elevado porque las distancias que recorren son muy grandes.

El gradiente geotérmico en el manto tiene que ser, entonces, diferente al de la litósfera, donde predomina la transferencia térmica conductiva. La diferencia radica en que la magnitud de calor transferido en forma convectiva en el manto es mayor que el transportado por conducción en la litósfera, que es muy poco eficiente porque el coeficiente de conductividad térmica es muy pequeño. Por los expuesto, se considera que el manto tiene una mayor homogeneidad térmica con respecto a la litósfera y en consecuencia tendrá un gradiente mucho menor. El gradiente geotérmico en el manto es de tipo adiabático y se lo denomina gradiente adiabático y es de alrededor de 0,5 °C km ^-1 (Fig. 4). Si se compara con los gradientes de la litósfera, de alrededor 20 °C km -1 sobre escudos Precámbricos, resulta ser muy bajo. En la base del manto, donde se estima que el coeficiente de compresibilidad es menor que en los niveles superiores del mismo, el gradiente adiabático es de solamente 0,3 °C km ^-1 (Fowler, 1990, p. 248). En la Fig. 5 se han sintetizado los diversos gradientes térmicos del interior de la Tierra.

El emplazamiento de un cuerpo ígneo produce una perturbación térmica transitoria en su entorno, induciendo modificaciones texturales y mineralógicas. Las transformaciones que se producen en la roca de caja son muy diversas e incluyen reacciones minerales isoquímicas y alloquímicas, procesos de oxidación, reorganizaciones de las texturas y en algunas ocasiones se llega a producir una fusión incipiente. Desde el punto de vista reológico las rocas se debilitan mecánicamente y pueden llegar a fluir ante un esfuerzo constante, el cual puede originarse en los esfuerzos desarrollados durante el emplazamiento.

Localmente, e inmediatamente en el contacto con el cuerpo intrusivos, la roca de caja se puede llegar a fundir en forma parcial. Sin embargo, este fenómeno no es frecuente, debido a la elevada cantidad de energía que se requiere para comenzar la fusión. Platten (1982) describió la fusión de cuarcitas feldespáticas causada por una intrusión de tamaño pequeño, de menos de 400 m de diámetro. También Wilde (1995) describió fusión parcial, localmente restringida, causada por la intrusión de gabros y noritas en psamitas y pelitas. Los gabros forman parte de un complejo diorítico a monzonítico de mediana extensión. Las areniscas y pelitas de la caja fueron transformadas en hornfels piroxénicos - cordieríticos y solamente llegaron a fundirse en forma parcial en el contacto con los intrusivos máficos. En Argentina, Llambías y Leveratto (1966) describieron la fusión parcial de xenolitos de areniscas finas incluidos en basaltos olivínicos. La fusión afectó solamente el contacto entre los granos, representando un escaso porcentaje del volumen de la roca.

Las variables que influyen en la reorganización de las rocas de la caja son numerosas (Barton et al., 1991) pero entre las más importantes se deben tener en cuenta las siguientes características: 1) La composición de la roca de caja. Son más sensibles a la recristalización aquellas rocas que tienen una asociación mineralógica de baja temperatura y una textura de grano fino.

2) La presencia de agua u otro volátil ya sea que se encuentre entre los poros de las rocas o en los minerales hidratados, que al ser calentados liberan agua, facilitando la transformación mineralógica y textural.

3) El tamaño del cuerpo intrusivo y su temperatura, que regulan la cantidad de calor cedida a la caja y el tiempo de duración de la perturbación térmica.

4) La proporción de volátiles dentro del cuerpo ígneo, que a su vez depende de su posición relativa interna. Los niveles próximos a la cúpula de los cuerpos ígneos son los más ricos en volátiles, mientras que las partes más profundas están relativamente empobrecidos.

5) El tiempo de duración de la perturbación térmica. Esta variable es importante porque todos los procesos de recristalización dependen, en un gran porcentaje, de los procesos de

difusión en el estado sólido, los cuales son extremadamente lentos, aproximadamente del orden de 1 x 10 ^-12 cm ² s ^-1 . La participación de los volátiles acortan las velocidades de difusión, favoreciendo la recristalización.

6) La magnitud del contraste térmico entre el cuerpo ígneo y la roca de caja, que es el que condiciona el gradiente térmico.

7) La permeabilidad de la roca de caja, que permite el escape de los volátiles originados en el cuerpo ígneo, o también el flujo del agua intersticial de la roca de caja, lo cual incrementa la disipación térmica por convección. Las rocas de caja con muy bajas permeabilidades impiden la liberación de los volátiles del magma, creando una sobrepresión en el interior del cuerpo magmático que puede llegar a generar diversas fracturas en la roca de caja. A través de ellas se disipa el calor en forma convectiva. En estos casos las cúpulas de los cuerpos ígneos son afectadas por numerosas reacciones subsólidas, y si las fracturas no son suficientes para drenar la totalidad de los volátiles puede llegar a formarse en el techo del plutón una caperuza pegmatítica.

En cambio, si la roca de caja es permeable los volátiles del magma fluyen libremente a través de ella y se favorecen las reacciones metasomáticas dando lugar a recristalizaciones alloquímicas.

Por lo general la perturbación térmica producida por los cuerpos ígneos de pequeño volumen es de corta duración, siendo la disipación térmica más rápida que el tiempo que requiere la nucleación de los nuevos minerales. En estos casos la roca de caja es apenas afectada, con excepción de una delgada banda de unos pocos milímetros adyacentes al cuerpo donde puede haber recristalización. Los cambios de color por la oxidación del hierro son más frecuentes. En los plutones de mayor tamaño, p. ej. mayores que 10 km de diámetro, la aureola térmica se extiende hasta algunos kilómetros a partir del contacto del cuerpo, pero a 10 km de distancia del contacto, el aumento de la temperatura es de pequeña magnitud (Fig. 6), del orden de unos 100 °C (Ghiorso, 1991).

Para conocer como se disipa la temperatura de un cuerpo ígneo es necesario conocer como

Figura 6. Variación de la temperatura con el tiempo de un cuerpo de basalto toleítico olivínico de 10 km de lado y de la roca de caja. En a se da la variación de la temperatura del centro del cuerpo ígneo, en b la variación de la temperatura de la roca de caja a 1 km del contacto y en c a 10 km de distancia. Las tres curvas representadas en cada uno de los diagramas corresponden a diferentes modelos de disipación térmica del cuerpo ígneo. La curva sólida corresponde a un modelo de enfriamiento convectivo-conductivo; la línea de guiones largos corresponde a un modelo exclusivamente conductivo con variación del calor latente de cristalización; y la línea de guiones cortos a un modelo conductivo con un calor latente de cristalización promedio que abarca el periodo de cristalización. Según Ghiorso (1991).

era la distribución en su interior de la temperatura. Dos formas extremas de esa distribución son posibles: 1) La distribución de la temperatura dentro del cuerpo ígneo está regulada por las corrientes convectivas. El resultado es que la distribución interna de la temperatura es homogénea y la transmisión térmica en su interior es convectiva. En este caso el calor del interior del cuerpo es transportado hacia el borde del mismo por las corrientes convectivas; 2) el cuerpo carece de corrientes convectivas, es decir se encuentra inmóvil. En este caso el calor se transporta exclusivamente por conducción, desde el centro hacia el borde. En este modelo se debe considerar, además, el calor latente de cristalización, el cual varía con la temperatura. Entre ambos modelos, se pueden encontrar una gran variedad de combinaciones intermedias, con participación de convección y conducción. Estos últimos modelos se adaptan mejor a la realidad, debido a que al comienzo del enfriamiento las celdas convectivas están activas, pero con el descenso de la temperatura y el aumento de la cristalización disminuyen progresivamente hasta que se detienen.

Ghiorso (1991) modeló el enfriamiento de un cuerpo de tholeíta olivínica de 10 km de lado y las variaciones de temperatura que se producen en la caja, cuyo temperatura previa a la intrusión era de 500 °C. Empleó modelos de enfriamiento convectivo y conductivo, y en este último caso distinguió con calor latente de cristalización variable y con calor latente de cristalización promedio de las temperaturas comprendidas en el intervalo de la cristalización (Fig. 6). Sus resultados indican que en el interior del cuerpo intrusivo la temperatura descendió alrededor de 200 °C después de 1 Ma. La temperatura de la caja, a 1 km de distancia del contacto, alcanzó un valor máximo, casi el doble de la temperatura original, a los 0,1 Ma, y luego se mantuvo prácticamente con muy poca variación hasta 1 Ma (que fue la duración del modelo). A 10 km de distancia del contacto la temperatura ascendió apenas unos 100 °C después de haber transcurrido 1 Ma.

En los niveles superiores de la corteza las aureolas térmicas de los cuerpos ígneos se manifiestan por la formación de hornfels, en particular si la composición de la roca de caja es sensible a los cambios de temperatura. Cuando la roca de caja son sedimentitas o rocas metamórficas de bajo grado como pizarras y filitas, la formación de hornfels tiende a borrar los planos de sedimentación o foliación, sobretodo en las zonas más cercanas al contacto con el cuerpo. En las zonas más alejadas, en cambio, se pueden mantener, y a veces los cristales pueden llegar a crecer paralelos a esos planos, produciendo una foliación secundaria mimética.

En los niveles corticales más profundos, y que además están siendo afectados por un metamorfismo de extensión regional, la perturbación térmica contribuye al aumento del grado metamórfico. El contraste térmico con la roca de caja es menor que en los niveles más superficiales y por lo tanto es menor el gradiente térmico. En estos casos, la aureola térmica se manifiesta como un aumento en el grado metamórfico, incrementándose la relación temperatura/ presión, por lo cual se pueden desarrollar texturas metamórficas diferentes a las de la región no afectada por la aureola térmica. En efecto, los primeros cristales producidos por el nuevo incremento térmico son deformados y rotados por la deformación regional. En estos casos, si la deformación dura más tiempo que la perturbación térmica, predomina una textura con un orientación bien definida y similar a la orientación regional. En cambio, si la perturbación térmica sobrevive a la deformación, como es el caso en los plutones tardíos, predominan las texturas no orientadas con desarrollos de texturas porfiroblásticas. Si son varios los cuerpos ígneos que se intruyen durante un período de tiempo que es más corto que el de la disipación de la perturbación térmica de cada uno de ellos, las aureolas térmicas se superponen entre sí conformando una faja metamórfica con una elevada relación temperatura/presión (Barton y Hanson, 1989).

Por ejemplo, en Fiambalá, de acuerdo con Grissom et al. (1991) el grado metamórfico de facies de anfibolita imperante fue incrementado a facies granulita en el entorno de los cuerpos máficos, que según estos autores se habrían intruido durante el metamorfismo.

En algunos casos la aureola térmica produce en las inmediaciones del contacto con el plutón el debilitamiento mecánico de las rocas de caja, la que puede deformarse dúctilmente, y en muchos casos puede llegar a fluir, debido a los esfuerzos generados por el magma durante el emplazamiento.

Esta deformación puede estar comúnmente localizada en forma específica ciertas partes del plutón, sin llegar a tener importancia regional alguna, o, por el contrario, lo puede envolver completamente, como sucede en las intrusiones diapíricas.