Los cuerpos ígneos representan parcelas de magma que ascienden a través la litósfera y quedan atrapadas en la corteza al enfriarse y cristalizar. Es también frecuente que el magma llegue hasta la superficie, formando los edificios volcánicos, los cuales serán descriptos en el capítulo correspondiente.

El ascenso del magma a través de la litósfera no sólo implica la transferencia de materia en la litósfera, sino también el desplazamiento de una perturbación térmica, la cual origina nuevos gradientes térmicos transitorios. Además, los cuerpos magmáticos modifican el comportamiento reológico de las rocas adyacentes, disminuyendo la resistencia de las mismas debido al incremento de la temperatura.

Los atributos más importantes de un cuerpo ígneo intrusivo son los siguientes:

1) forma y dimensión del cuerpo.

2) variación de las estructuras y texturas y su distribución en el interior del cuerpo. La relación entre la forma del cuerpo y las variaciones texturales tiene una gran impor-tancia para comprender las relaciones entre los cuerpos ígneos y la estructura regional.

3) variación en la composición, distribución, abundancia y dimensiones de las segregaciones tardías de los diferenciados magmáticos.

4) presencia de enclaves, bloques y pendants.

6) naturaleza y geometría de los contactos con la roca de caja y sus características reológicas.

7) concordancia o discordancia con las estructuras de la roca de caja.

8) distribución y magnitud de la aureola térmica, que no siempre se traduce en la formación de hornfels (= cornubianitas).

Todos los atributos mencionado deben ser tenidos en cuenta al describir un cuerpo ígneo, en particular cuando los estudios están orientados a resolver los problemas relacionados con la tectónica de la región y con la evolución petrológica. Para ello es necesario conocer la posición relativa de cada una de las muestras analizadas en cada cuerpo ígneo estudiado. Esto es crítico en el estudio de los batolitos, compuestos por numerosos plutones, con diferentes composiciones y distintos niveles de erosión ya que son diferentes las muestras de las cúpulas con respecto a las del interior del plutón.

Las diaclasas es otro de los atributos comunes a todos los cuerpos ígneos. Sin embargo, el origen de ellas se debe a numerosas causas, no siempre relacionadas con el enfriamiento del cuerpo ígneo. Muchos de los sistemas de diaclasas se forman con posterioridad a la intrusión, por lo cual reflejan la historia geológica regional en lugar de la del cuerpo ígneo. Las diaclasas primarias son aquellas que están relacionadas con el enfriamiento del cuerpo y se las pueden reconocer por la presencia en ellas de minerales estrechamente relacionados con la evolución magmática, tales como anfíboles, micas, plagioclasas sódicas, fluorita, topacio, berilo, turmalina, cuarzo, etc. Estas diaclasas primarias son las únicas que pueden ser útiles para comprender la historia de enfriamiento del cuerpo.

Las formas y dimensiones que tienen los cuerpos ígneos se deben a una compleja interacción entre los esfuerzos regionales residentes en las rocas de caja y los esfuerzos que surgen de la dinámica propia del magma, a los cuales en lo sucesivo se los denominará esfuerzos magmáticos.

Estos últimos esfuerzos se originan en la resistencia del magma para fluir, y por lo tanto su magnitud es proporcional a la viscosidad. Cuando los esfuerzos regionales son netamente superiores a los esfuerzos magmáticos, las formas de los cuerpos ígneos están condicionadas por las estructuras regionales, siendo los diques y algunos facolitos los cuerpos ígneos más destacables dentro de este grupo. Cuando los esfuerzos magmáticos son superiores a los regionales, la forma de los cuerpos ígneos tiende a independizarse de las estructuras regionales, imponiendo sus propias formas. En casos extremos, llegan a poseer secciones circulares, siendo los ejemplos más notables de este grupo los plutones centrados, desarrollados en ambientes de intraplaca o en ambientes post-orogénicos.

Los cuerpos magmáticos poco viscosos, como son los que poseen composiciones máficas, tienden a formar cuerpos laminares. Esto se debe a su facilidad de escurrirse a través de delgadas grietas y fracturas. En estos casos los esfuerzos magmáticos son comparativamente muy pequeños y no alcanzan a modificar el campo de esfuerzos regional. Al contrario, los magmas con viscosidades elevadas, como son los silícicos, tienen tendencia a formar cuerpos globosos, debido a su dificultadas para escurrirse a través de las fracturas. Además, por su elevada viscosidad, durante el desplazamiento desarrollan esfuerzos superiores a los regionales. No obstante esto, son numerosos los diques compuestos por rocas silícicas, tales como riolitas, pórfidos graníticos y aplitas, por lo cual se puede afirmar que los magmas silícicos también pueden circular  a través de fracturas. No es fácil explicar esto, pero una posibilidad es que su viscosidad fuera tan baja como la de una roca máfica. Sin embargo, los cálculos de la viscosidad de los fundidos riolíticos y las mediciones directas sobre los fundidos obtenidos en el laboratorio no han podido confirmar viscosidades tan bajas. Hay un consenso generalizado en considerar a los magmas silícicos como fluidos no-newtonianos, y en estos casos la viscosidad no es una constante, variando con la tasa de deformación. En algunos fluidos no-newtonianos, la viscosidad puede disminuir con el incremento de la tasa de deformación (strain rate). Por este motivo, un magma, con comportamiento no-newtoniano, que se desplaza con elevada velocidad responde con una viscosidad menor con respecto al mismo magma, pero con un desplazamiento más lento. También debemos recordar (véase el capítulo sobre el Calor) que los cuerpos laminares requieren de un rápido desplazamiento a fin de evitar el congelamiento del magma. Las altas velocidades en los cuerpos laminares se puede lograr si el relleno de la fractura es contemporáneo con la propagación de la misma. En este caso el magma avanza a la misma velocidad con que la fractura se abre, que comúnmente es mayor a 1 m s ^-1 . Estas condiciones especiales explicarían la formación de los extensos diques silícicos.

La distribución de los esfuerzos en el entorno de una fractura es apropiada para la propagación de la misma (Anderson, 1951, p. 24). Los esfuerzos tensionales se concentran en la punta de la fractura, favoreciendo el crecimiento de la misma y su propagación (Fig. 1). En algunos casos la presión hidrostática del magma supera la presión confinante, favoreciendo el desarrollo de esfuerzos extensionales. Asimismo, la presencia del magma en el interior de la fractura disminuye la resistencia de la roca, favoreciendo su fracturación. Estas propiedades explican la abundancia de diques en la corteza. Spence y Turcotte (1985) concluyeron que para magmas con una viscosidad de 10 ² Pa s la velocidad de propagación sería de 0,5 m s ^-1 y que las fracturas son canales efectivo para el transporte de magma. Un análisis mecánico detallado sobre la forma

ción de diques y su propagación ha sido elaborado por Pollard (1987).

En este manual, los cuerpos ígneos se han reunido, sobre la base de su forma, en dos grupos principales: 1) los cuerpos ígneos laminares y 2) los cuerpos ígneos globosos. Entre ambos se encuentran los lacolitos, que son cuerpos con formas transicionales, y que de acuerdo con el volumen que cada uno de ellos participan de las características de los laminares o de los globosos. Las razones de esta división es que ambos grupos tienen propiedades muy diferentes, las cuales se resumen a continuación: 1) Los cuerpos ígneos laminares tienen un comportamiento pasivo respecto al campo de esfuerzos regional, y los esfuerzos propios del magma no alcanzan para modificarlo. En consecuencia se adaptan a las estructuras de la caja. En los cuerpos globosos, en cambio, el magma desarrolla esfuerzos propios, con una magnitud tal que interactúan con los esfuerzos residentes en la roca de caja. En algunas circunstancias los esfuerzos originados en la dinámica del magma llegan a superar a los de la caja, imponiendo formas propias, como p. ej. en los complejos plutónicos centrados, en los lacolitos, etc. En otros casos, se subordinan, aunque en forma parcial, a los de la caja, como por ejemplo ocurre en los plutones de los batolitos orogénicos, que comúnmente poseen elevadas relaciones axiales.

2) Los cuerpos ígneos laminares tienen una elevada relación superficie/volumen y por lo tanto son propensos a una rápida pérdida de calor por conducción. Por el contrario, los cuerpos globosos, debido a su menor relación superficie/volumen, son mucho más eficientes para conservar el calor, prolongando por más tiempo la actividad del magma. Las consecuencias de esta relación es que los cuerpos laminares se congelan con mayor rapidez que los globosos y por lo tanto la velocidad de desplazamiento del magma en los laminares es mayor.

Los cuerpos ígneos raras veces se encuentran en forma aislada. Comúnmente forman agrupamientos de varios cuerpo cuyas características son similares entre si. Así por ej. un conjunto de plutones constituye un batolito, un conjunto de diques constituye un enjambre de diques, y una asociación de uno o más plutones circulares, a los cuales están asociados sistemas de diques anulares, constituyen complejos plutónicos centrados, etc. Los campos de coladas que abarcan una gran extensión constituyen los plateaus volcánicos.

El tamaño de los cuerpos magmáticos depende de la resistencia de la roca de caja. Esto se debe a que la presencia de un cuerpo magmático, que es un cuerpo fluido, produce en la caja rígida una desviación en la trayectoria de los esfuerzos regionales, aumentando su concentración en la vecindad del cuerpo ígneo, como se ilustra en la Fig. 2. Esta concentración es proporcional al volumen del cuerpo ígneo, y también a la rigidez de la caja, que es la que transmite los esfuerzos.

Si se considera a una roca de caja cuya resistencia no varía durante la intrusión, se puede afirmar que cuanto mayor es el volumen del cuerpo mayor es la concentración de los esfuerzos en la pared del mismo. En los casos en que los esfuerzos superan la resistencia de la roca de caja se produce su ruptura y colapsa. Por lo tanto, existe un límite en el tamaño del cuerpo ígneo. De acuerdo con esto debería existir un tamaño crítico, que dependería de la resistencia a la fracturación de la roca de caja. Sin embargo, en la actualidad los estudios no son suficientes para conocer cual es la magnitud de ese tamaño. Plutones de más de 1000 km ² de extensión son poco

frecuentes, porque normalmente la caja rígida colapsa debido a la elevada concentración local de los esfuerzos. Los cuerpos de monzogranitos tienen por lo general menores extensiones, alcanzando en algunos casos hasta 300 km ² de sección.

En la mayoría de los casos un cuerpo ígneo globoso corresponde a una cámara magmática congelada. Una cámara magmática es un cuerpo constituido por un fundido que contiene cristales en suspensión, y que se encuentra estático en la corteza. No posee energía suficiente para desplazarse a través de la corteza, pero conserva una cierta cantidad de energía interna que le permite mantener el movimiento en su interior. La actividad que se registra en el interior de una cámara magmática se puede sintetizar en los siguientes puntos: a) nucleación y crecimiento de los cristales; b) separación de una fase gaseosa; c) movimientos convectivos, que promueven la diferenciación magmática dentro de la cámara y cuyo resultado es una distribución en zonas concéntricas de la composición y c) desarrollo de una aureola térmica como consecuencia de calor cedido hacia el exterior. Normalmente las cámara magmáticas poseen una grosera estratificación interna, evidenciada por la variación gradual de la composición. Las parcelas más diferenciadas, que son las más silícicas y las más ricas en volátiles, se encuentran en la parte superior.

La posición estática de la cámara magmática dentro de la corteza significa que se encuentra en un equilibrio transitorio con el campo de esfuerzos residentes en las rocas. En estos casos, para que la cámara magmática pueda salir de su estado de equilibrio y comience a desplazarse o a ser drenada hacia la superficie, se requiere de un incremento adicional de energía. El mismo se puede producir de tres maneras diferentes: 1) por el ingreso en la cámara magmática de un magma de mayor temperatura; 2) por el aumento de la concentración de los volátiles en las fases residuales del magma, que al saturarse se separan como fase vapor. El aumento del volumen desarrolla esfuerzos propios; 3) por una disminución rápida de la presión confinante, que puede ser causada por la formación de fracturas que conectan la cámara magmática con la superficie.

Se genera una diferencia de presión que bombea el magma hacia la superficie, que es la zona de menor presión. A estos tres procesos hay que agregar un cuarto, que depende de las condiciones físicas de su entorno y que podríamos describir como un factor tectónico. Por ejemplo, es posible que el campo de esfuerzos regionales varíe por causas externas a la evolución magmática (p. ej. esfuerzos originados por una fase tectónica), sometiendo al cuerpo ígneo ya sea a compresión o a extensión. También puede disminuir la resistencia de la roca de caja, ya sea por el debilitamiento térmico o por la alteración hidrotermal, cediendo con facilidad ante los esfuerzos magmáticos, que a su vez disminuyen al ser absorbidos por la deformación de la caja.

En las cámaras magmáticas residentes en la parte superior de la corteza, el incremento de su energía interna puede dar lugar a una erupción o a un conjunto de erupciones. La inyección de magmas máficos en cámaras magmáticas más silícicas ha sido invocada como un mecanismo que desencadena una erupción (Sparks et al., 1977; Murphy et al., 1998). Un ejemplo reciente de este proceso ha sido propuesto para explicar la erupción del volcán Pinatubo de 1991, que ha sido una de las erupciones de mayor volumen del siglo XX (Pallister et al., 1992).

Debemos agregar aquí que la presencia y características de un cuerpo ígneo no aflorante, puede ser inferida de acuerdo con el tamaño y la morfología del edificio volcánico al cual está relacionado. En efecto, las características del edificio volcánico están estrechamente relacionadas con el tamaño de la cámara magmática, con las propiedades reológicas del magma, y con los procesos que incrementaron su energía interna que facilitaron las erupciones. En el capítulo de edificios volcánicos este tema será tratado en detalle.

Una de las características más importantes que posee un cuerpo ígneo globoso, es la de desarrollar celdas convectivas en su interior (Fig. 3). Los factores que favorecen la convección (para más detalles véase Turner y Campbell, 1986; Valentine, 1992) son las variaciones internas de la temperatura y/o de la composición.

En una cuerpo ígneo globoso la diferencia de temperatura con respecto a la roca de caja desarrolla un gradiente térmico que provoca el movimiento convectivo en el magma. Esto es posible si la viscosidad efectiva del fundido no es tan alta como para impedir su movimiento.

Debemos recordar aquí que en magmas que contienen más de 65 % de cristales, la viscosidad

efectiva es tan elevada que prácticamente impide el movimiento del magma.

Las condiciones para que un cuerpo magmático desarrolle celdas convectivas se resumen en el Número de Rayleigh, cuya expresión es la siguiente:

donde g = aceleración de la gravedad, a = coeficientes de expansión térmica; .T = diferencia de temperatura; L = espesor de la capa de magma donde se hace efectiva la conducción; . = viscosidad cinemática (= viscosidad/densidad) y . = difusividad térmica.

El número de Rayleigh es proporcional a la magnitud del gradiente térmico y al espesor de la capa de magma en la cual se registra dicho gradiente. Es inversamente proporcional a la viscosidad cinemática y a la difusividad térmica. Como la magnitud de la difusividad térmica (~1 x 10 ^-6 m 2 s ^-1 ) tiene un estrecho rango de variación en las rocas ígneas, la viscosidad cinemática es la variable que más se opone al movimiento convectivo. Por esta razón, cuando la viscosidad cinemática alcanza el umbral crítico en el cual la proporción de cristales es tan alta que la viscosidad tiende a infinito (véase el capítulo Propiedades físicas del magma) el número de Rayleigh tiende a cero y, en consecuencia, no se desarrollan corrientes convectivas. Por esta razón en las cámaras magmáticas el magma fluye hasta que el aumento de la viscosidad, debido al descenso de la temperatura y a la cristalización, impide el movimiento. A partir de este momento el magma termina de cristalizar en reposo. En cámaras formadas por sucesivas inyecciones los movimientos internos son más complejos y se necesitan detallados estudios de la fábrica para interpretarlos. En modelos experimentales se ha podido establecer que cuando el número de Rayleigh es mayor que 10 ³ ocurre convección.

No obstante la aparente sencillez de la ecuación mencionada, es sumamente complicado determinar un número de Rayleigh que se ajuste a la realidad, porque es difícil la determinación del espesor de la capa L. En efecto, en un cuerpo ígneo L no representa al espesor total del mismo, sino al espesor de la capa más externa, inmediata a la roca de caja, y donde el gradiente térmico es máximo. El espesor de esta capa es muy difícil de evaluar porque el gradiente térmico disminuye progresivamente hacia el interior del cuerpo. Sin embargo, se debe tener en cuenta que una vez iniciados los movimientos convectivos los mismos pueden extenderse a todo el cuerpo.

Las fabricas magmáticas resultan del movimiento del magma que orienta y redistribuye los cristales. Las evidencias más claras del flujo magmático son la orientación de los cristales y la segregación de bandas con distintos contenidos de cristales e inclusiones sólidas. No siempre estas texturas son fáciles de observar en el campo, en particular en los monzogranitos, donde la carencia o escasez de minerales achatados y/o alargados no permiten reconocer el flujo magmático. Los megacristales de feldespato potásico, tan comunes en algunos plutones graníticos, tienen formas tabulares que permiten establecer su orientación. También por su mayor tamaño respecto a los otros cristales son sensibles a la segregación y acumulación en bandas, las cuales claramente indican el sentido del flujo magmático. En algunos casos los indicadores de flujo sólo se encuentran en forma localizada (Lám. 1) por lo cual no son útiles para comprender la evolución completa del plutón. También existen numerosos granitos que no tienen evidencias del flujo, aparentando tener una fábrica isótropa. Sin embargo, los estudios de detalle realizados sobre numerosos cuerpos graníticos, asistidos por las técnicas que miden la anisotropía de la susceptibilidad magnética (AMS) de las rocas, han revelado que todos ellos tienen una fabrica magmática anisótropa (Bouchez, 1997). Este método es más eficaz y menos tedioso que los clásicos métodos microestructurales, por lo cual se lo está empleando en forma rutinaria.

Un mineral sometido a un campo magnético se imantará de acuerdo con su composición y estructura cristalina.

El momento magnético resultante determina diferentes estados magnéticos de acuerdo con las propiedades del mineral.

Las mediciones se efectúan en un campo magnético débil y a temperatura ambiente. De acuerdo con los momentos magnéticos resultantes los minerales se clasifican de la siguiente manera: 1) Minerales diamagnéticos: En ausencia de un campo magnético el momento resultante es nulo.

Bajo un campo magnético la imantación inducida es opuesta al campo. Es decir, se orientan hacia las zonas en la cual la intensidad del campo es menor. Ejemplos: cuarzo y feldespato.

2) Minerales paramagnéticos: En ausencia de un campo magnético el momento resultante es nulo.

Bajo un campo magnético la imantación inducida es paralela al campo. Es decir, se orientan hacia las zonas donde la intensidad del campo es mayor. Ejemplos: micas, anfíbol, granate, turmalina.

3) Minerales ferromagnéticos: Tienen imantación espontánea, no requiriéndose de un campo magnético.

En presencia de un campo magnético la susceptibilidad es mucho más elevada que en los restantes grupos. Ejemplos: magnetita, pirrotina.

4) Minerales aniferromagnéticos: Son comparables con los minerales paramagnéticos pero en un campo magnético la imantación inducida es positiva pero mucho más débil que en los paramagnéticos.

El estudio de los granitos por métodos magnetométricos comenzó a desarrollarse a partir de la década del 50 (Sharma, 1986) y recién se hizo popular a fines de los 80 (Rochete, 1987; Knight y Walker, 1988; Bouchez et al., 1990; Gleizes et al., 1993; Leblanc et al., 1996, Gleizes et al., 1997). Los trabajos realizados comprobaron que existe una buena concordancia entre las fabricas magmáticas y las magnéticas, por lo cual en la actualidad se utiliza casi en forma rutinaria para determinar la estructura magmática de los plutones. El análisis de la fábrica magnética también contribuye a comprender los procesos del emplazamiento de los cuerpos ígneos, pudiendo distinguir la sucesión de pulsos magmáticos que componen un plutón. El método es también aplicable a las rocas metamórficas, pero como en ellas es relativamente sencillo medir las foliaciones y lineaciones, no es imprescindible emplear AMS para conocer su fábrica.

El método se basa en las propiedades magnéticas de las rocas, que depende de la contribución de cada uno de los minerales que la componen.

La susceptibilidad magnética (K) es una propiedad de cada mineral y resulta de la relación entre la imantación inducida (M) y el campo magnético inductor:

Para un cuerpo isótropo K es una escalar, pero para uno anisótropo es un tensor de 2° orden, por lo cual se puede construir un elipsoide con tres ejes diferentes. Por convención los tres ejes ortogonales del elipsoide se definen como K 1 > K 2 > K 3 .

La susceptibilidad magnética de una roca resulta de la contribución de cada uno de sus componentes. En rocas con magnetita, aun en los casos en que se encuentra como mineral accesorio, la susceptibilidad de la roca es controlada por este mineral debido a su carácter ferromagnético. La contribución de los restantes minerales, para- y diamagnéticos, es mínima, agrupándolos como la matriz. En rocas sin magnetita, como p. ej. en leucogranitos, la susceptibilidad de la roca es controlada por la matriz.

La susceptibilidad magnética de una roca es casi siempre anisótropa, dependiendo el grado de anisotropía de la forma de los granos y de su orientación. Los minerales cúbicos, como p. ej. la magnetita, con formas alargadas, pueden presentar una susceptibilidad máxima paralela a la elongación de los granos. Los minerales planos, como las micas, o alargados, como los anfíboles, ambos paramagnéticos, son ideales para medir la fabrica magnética y permiten determinar los planos de foliación y lineación respectivamente. El cuarzo y el feldespato (diamagnéticos), que son los minerales más abundantes en las rocas graníticas, no son favorables para medir la anisotropía de la fabrica magnética porque por sus formas equidimensionales, se comportan magnéticamente prácticamente como isótropos.

La aplicación de AMS para el estudio de los cuerpos ígneos debe fundamentarse en estudios texturales y mineralógicos detallados, a fin de poder relacionar los elipsoides magnéticos con el flujo magmático y la dirección del mismo. En las lavas, la aplicación de AMS es más compleja que en los cuerpos intrusivos debido a las altas tasa de cizalla de los flujos rápidos, que complica la interpretación. Al respecto, se están llevando a cabo diversos estudios experimentales para correlacionar el flujo de las rocas con los elipsoides magnéticos. Cañón-Tapia y Pinkerton (2000) han demostrado que en lavas basálticas existe una adecuada correlación entre el elipsoide magnético y el flujo, por lo cual AMS podría ser aplicable a lavas. No obstante, es necesario tener en cuenta la posibilidad de flujos turbulentos, que complican la interpretación.