Los cuerpos ígneos laminares son aquellos que se caracterizan por tener una relación longitud/ espesor >>> 1 y están constituidos por dos superficies planas, paralelas entre si. Son los cuerpos ígneos que tienen la mayor relación superficie/volumen, por lo cual sus características texturales son distintivas respecto a los cuerpos ígneos globosos. Uno de los principales atributos de los cuerpos laminares es que por su geometría son poco favorables para la conservación del calor, por lo cual el magma que fluye en su interior debe hacerlo de tal manera que se reduzca al máximo la pérdida de calor por conducción. Por este motivo, en los cuerpos laminares el magma debe desplazarse a altas velocidades (> 0,5 m/s), para lograr un número de Peclet >>>1. Si se cumplen estas condiciones, los cuerpos ígneos laminares pueden llegar a tener grandes longitudes y los diques pueden constituirse en conductos efectivos para el desplazamiento del magma a través de la litósfera (Shaw, 1980; Rubin, 1995; Petford et al., 1993).

Entre los cuerpos ígneos laminares se encuentran los diques y los filones capa (= sills). Ambos son frecuentes en la corteza y están ampliamente distribuidos en los distintos ambientes geológicos.

Los diques se diferencian de los filones capa por las relaciones de contacto con la roca de caja. Comúnmente los diques son discordantes, aunque en algunos tramos de su recorrido pueden ser concordantes. Están casi siempre rellenando fracturas. Los filones capa, en cambio, son en gran parte concordantes y no tienen una obvia asociación con fracturas. Están relacionados con los planos de estratificación de rocas sedimentarias o de secuencias volcánicas estratificadas.

Los cuerpos laminares emplazados en rocas que no poseen superficies planas, y por lo tanto no se pueden establecer relaciones de concordancia-discordancia, como son p.ej. las rocas plutónicas, se denominan diques y obviamente están relacionados a fracturas.

A pesar que en la literatura los diques se diferencian de los filones capa por sus relaciones de  concordancia-discordancia con la roca de caja, la diferencia entre ambos tiene un significado geológico mucho más importante que esta simple relación sugiere. La mayor parte de los diques son subverticales, y con frecuencia constituyen las vías de acceso del magma hacia los niveles superiores de la corteza. La energía necesaria para que el magma pueda ascender proviene 1) de la menor densidad del mismo respecto a la de la roca de caja y 2) del gradiente de presión. Por el contrario, los filones capa se forman cuando la densidad del magma se equipara con la de la caja y el gradiente de presión no es suficiente para continuar con el ascenso. Por esta razón, el magma tiende a desplazarse horizontalmente (Francis (1982; Corry, 1988). El desplazamiento horizontal del magma también se observa en algunos sistemas de diques radiales, asociados a cuerpos intrusivos centrales o a plumas térmicas. Estos diques son subverticales, pero el magma se desplaza dentro de ellos en forma horizontal. Debido a que la presión que se genera en el cuerpo magmático supera la presión confinante, se desarrolla un gradiente de presión  horizontal.

Los filones capa y los diques se pueden concentrar en áreas definidas, constituyendo enjambres (swarms) y se los denomina enjambres de diques/filones capa seguido por un nombre geográfico: p. ej. enjambre de filones capa Collipilli, etc. Los enjambre de filones capa han sido descriptos en la literatura con menor frecuencia que los enjambres de diques, dando la impresión que estos últimos son menos comunes. Sin embargo, cuando se dan las condiciones apropiadas, como son p. ej. las de una cuenca sedimentaria poco diagenizada, cuyas rocas son estratificadas y tienen una densidad relativamente baja, es factible la formación de enjambres de filones capa. Un buen ejemplo de esto es la región de Colli Pilli - Cerro Caicayen en la cuenca neuquina, donde Llambías y Malvicini (1978) han descripto numerosos filones capa, en estrecha asociación con lacolitos, con composiciones andesíticas y dacíticas.

Las diferencias en el modo de emplazamiento de los diques y los filones capa, se reflejan en las estructuras, las cuales serán analizadas en las descripciones respectivas. Sin embargo, una característica que es común a ambos es su forma laminar, por lo cual se enfrían con rapidez. Por este motivo, el hecho que estos cuerpos son abundantes en la corteza, implica que tuvieron que darse las condiciones mínima para que el magma pueda fluir a través de las fracturas sin congelarse.

Para disminuir la pérdida de calor por conductividad, el magma debe desplazarse a alta velocidad para evitar la pérdida de calor por conducción. Si el desplazamiento hubiera sido lento tendrían una extensión muy limitada. Otra característica común a todos los cuerpo ígneos laminares, es que su masa calórica es pequeña, por lo cual no producen en las rocas de caja perturbaciones térmicas significativas. Por esta razón en la caja de los cuerpos ígneos laminares emplazados cerca de la superficie no se forman hornfels, inclusive en aquellos casos que la composición de la roca de caja es altamente sensible a los cambios de temperatura, como son las rocas pelíticas, las rocas ricas en materia carbonosa o las rocas impregnadas con petróleo. En numerosos casos, la aureola térmica sólo se manifiesta en los cambios de coloración de la roca, debidos a los procesos de oxidación del hierro.

Los diques se presentan con frecuencia en agrupaciones de varios diques, constituyendo los enjambres de diques. Raramente se encuentran en forma aislada, a menos que la erosión haya descubierto solamente unos pocos de ellos. En numerosos casos se encuentran asociados a cuerpos plutónicos, pero en las regiones donde predominan los procesos tectónicos extensionales, como por ejemplo en los rifts, se los encuentra relacionados a coladas, sin relación con otros cuerpos ígneos. De acuerdo con al diseño de la distribución en el terreno, se los describen como diques anulares, diques radiales, y diques longitudinales. Un párrafo aparte merecen los enjambres de diques gigantes, ya que por su extensión exceden a la simple relación con cuerpos ígneos. Se los relaciona con plumas térmicas que interactúan con la litósfera (véase 6.2 Enjambre de diques gigantes). Finalmente, existe otro grupo de diques que se desarrollan durante los estadios finales de la cristalización de los plutones graníticos y que se localizan exclusivamente en su interior. Se denominan diques sin-plutónicos o sin-magmáticos porque se forman antes que finalice la cristalización del plutón. Por este motivo se los describirá conjuntamente con estos cuerpos ígneos.

Las rocas que constituyen los diques tienen texturas muy variadas, que abarcan desde texturas porfíricas con pastas afaníticas, propias de las rocas volcánicas, hasta texturas granulares, propias de las rocas plutónicas. Las texturas intermedias entre ambos extremos también presentan una amplia variedad, con abundantes ejemplos de texturas transicionales entre las de las rocas plutónicas y las volcánicas. En la mayoría de los casos se tratan de texturas porfíricas con pastas granulares de grano fino a mediano, cuyas rocas antiguamente se denominaban con el prefijo de pórfido (p. ej. pórfido granítico, pórfido riolítico, etc.) y se las describía como rocas hipabisales. Las texturas ofíticas, característica de las diabasas, son también texturas intermedias entre las plutónicas y las volcánicas..

Debido a que las texturas resultan de la velocidad del enfriamiento, que a su vez depende de la masa ígnea y del contraste térmico con la caja, no se las puede utilizar directamente para estimar la profundidad del emplazamiento. En los niveles superficiales de la corteza y en los diques de escaso espesor predominan las texturas porfíricas con pastas afaníticas hasta parcialmente vítreas, felsíticas, o incluso pastas microgranulares muy finas, similares a las de las aplitas.

En los niveles más profundos, o en diques superficiales de gran espesor, son comunes las texturas porfíricas con pastas granulares a microgranulares e inclusive granulares de grano mediano.

Así por ejemplo hay diques anulares de granito asociados a calderas y también diques aplíticos y riolíticos que intruyen las rocas extrusivas consanguíneas. En resumen, en los niveles altos de la corteza coexisten las texturas finas con las gruesas.

En cuanto a la composición de los diques, prácticamente están representadas todas las rocas ígneas, pero la abundancia relativa depende de la viscosidad del magma. Los diques máficos, poco viscosos, son mucho más frecuentes que los silícicos, que tienen mayor viscosidad.

Los espesores de los diques tienen un amplio rango de variación. En general, el espesor aumenta con la viscosidad del magma y esta propiedad se relaciona con la facilidad del fluido para escurrirse a través de las fracturas. Los diques máficos, cuyos magmas tienen bajas viscosidades, pueden llegar a tener delgados espesores, de solamente unas pocas decenas de centímetros. En algunos casos, diques con esta composición tiene espesores anormalmente gruesos, del orden de 100 m, pero según Wada (1994) están relacionados a presiones magmáticas extremadamente altas, en estrecha asociación con la formación de plateaus basálticos. Delaney y Pollard (1981) compilaron las medidas de los espesores de los diques basálticos en los enjambres de diques de Islandia obteniendo un promedio de 3,5 m, mientras que el espesor promedio de los diques de Mull, Escocia, es de 1,5 m, y en Independencia, California, de 1 m. Los diques que alimentan el plateau basáltico de Columbia River, Estados Unidos, tienen un espesor promedio de 6 m, con máximos que exceden los 23 m. Los diques silícicos tienen en promedio un espesor mayor que los máficos, y si bien no se ha establecido espesores promedios, sus valores más frecuentes oscilan entre 2 y 15 m, alcanzado en algunos casos hasta 20 y 25 m. Eichelberg et al. (1985) describieron en Inyo Domes, California, diques silícicos con espesores que varían entre 6 y 33 metros. En el batolito de Colangüil los diques de riolita tienen entre 5 y 15 m y localmente alcanzan un espesor máximo de 50 m (Llambías y Sato, 1990).

Las longitudes de los diques en el sentido horizontal van desde unos pocos metros hasta varios miles de metros. En el batolito de Colangüil algunos diques de riolita alcanzan hasta 10 km de longitud (Fig. 1), y a lo largo de su exposición exhiben una forma tabular bien definida, sin engrosamientos parciales, que puedan sugerir la tendencia a formar domos. Esto significa que estos diques rellenan pasivamente las fracturas y que el magma se escurrió a través de ellas con facilidad, lo cual es un indicio de baja viscosidad.

Con frecuencia un dique está compuesto por segmentos de unos 200-300 m de longitud, organizados en échelon (Fig. 1, Lam. 1), en forma irregular, anastomosada, o en zig-zag (Fig. 2) como ha sido resumido por Hoek (1991). Al describirse la longitud de un dique se considera la suma de todos estos segmentos, que en conjunto permiten identificar al dique. Delaney y Pollard (1981) han interpretado que los segmentos se unen en profundidad formando un dique con mayor continuidad.

El conocimiento que se tiene sobre la extensión de los diques en profundidad es escaso, debido a que las exposiciones no son suficientes para obtener una adecuada información al respecto. Tampoco la investigación geofísica permite obtener datos concretos sobre la profundidad que alcanzan los diques. En numerosos casos se asume que algunas erupciones basálticas están relacionadas a fracturas profundas que atraviesan la totalidad de la corteza (Shaw, 1980), ya que el magma que llega a la superficie tiene una filiación geoquímica e isotópica que indica sin lugar a dudas su origen en el manto, hipótesis que también es apoyada por la presencia de enclaves ultramáficos en algunas lavas basálticas. En edificios volcánicos complejos, asociados a puntos calientes o a plumas térmicas, como p. ej. es el caso de los volcanes Mauna Loa y Kilauea, en la isla de Hawai, se ha inferido que las erupciones basálticas se originan en reservorios magmáticas transitorios ubicados entre 2 y 6 km de profundidad (Johnson, 1987; Dvorak y Okamura, 1987). En estos casos los diques tendrían pro-fundidades de esta magnitud.

La profundidad de los diques silícicos es aún más discutida que la de los basálticos. Los diques anulares y radiales asociados a edificios volcánicos con composiciones intermedias a ácidas están estrechamente relacionados a plutones emplazados a unos pocos kilómetros de profundidad. En estos casos los diques profundizarían solamente hasta los niveles en los cuales se encuentran las cúpulas de los plutones.

El Gran Dique de Zimbabwe, Rhodesia, es el dique de mayor desarrollo de la Tierra. Tiene 550 km de longitud y entre 3 y 10 km de espesor, y por sus tamaño se lo puede considerar como

único, por lo cual no es comparables con otros diques. No forma un solo cuerpo ígneo, continuo, sino que está constituido por numerosas subcámaras magmáticas con composiciones similares.

Cada una de ellas posee una estratificación magmática marcada, con rocas ultramáficas en los niveles inferioresy máficasenlossuperiores. Enlosnivelesinferiores seencuentrandunitasy/oharzburgitas que gradan hacia arriba a bronzititas y piroxenitas. En los nieveles superiores las rocas ultramáficas pasan en transición a gabros olivínico y gabronoritas. La edad es de 2587 ± 8 Ma (Mukasa et al., 1999).Deacuerdo conestosautores,el GranDiquesehabría formadopocodespuésdel amalgamiento de los cratones de Kaapval y Zimbabwe.

Un dique consta de las siguientes partes: 1) contacto con la roca de caja; 2) borde externo de grano fino; 3) parte central o núcleo (Fig. 3).

El contacto del dique con la roca de caja es neto y está conformado por superficies planas paralelas entre sí. En muchos casos el contacto representa una superficie de menor cohesividad respecto a la del dique y a la de la roca de caja. Esto se debe al fuerte contraste reológico entre el dique y la caja. En los diques con mayor resistencia a la erosión que la caja, la erosión deja expuesta la superficie del contacto del dique, donde es posible observar la presencia de surcos o protuberancias de diferente grosor, algunas de ellas de hasta varios centímetros. Son las marcas que producen las irregularidades de la roca de caja en el flujo laminar del magma. Se pueden equiparar con una grosera lineación, la cual también indica la dirección del movimiento del magma y en numerosos casos también el sentido del movimiento.

En algunas raras ocasiones, se observan en el borde externo del dique trozos pequeños, de pocos centímetros de longitud, provenientes de la roca de caja. Tienen formas irregulares con superficies planas y angulosas hasta astillosas, que indican fracturación frágil. La escasa presencia de trozos de la roca de caja en el interior del dique indica que durante la apertura de las fracturas la fragmentación de la roca de caja ha sido mínima. No obstante no se puede descartar que los fragmentos de roca hayan sido removidos por el magma.

El borde de grano fino es la parte externa del dique y la que se encuentra en el contacto con la roca de caja. Se denomina de grano fino por tener casi siempre un tamaño de grano menor que en el centro del dique. En el caso de rocas volcánicas, tanto los fenocristales como la pasta poseen menor tamaño de grano que en el centro. El contacto entre el borde de grano fino y el centro del dique es bastante neto, con una delgada faja de transición entre ambos del orden de milímetros a unos pocos centímetros. Este contacto es de tipo soldado y se diferencia del contacto del dique con la roca de caja, que está representado por una superficie caracterizada por tener baja cohesión.

El espesor del borde de grano fino varía desde unos pocos centímetros hasta alrededor de 30 cm. Con frecuencia el espesor es 10-15 cm o aun menor. En un perfil transversal al dique el borde de grano fino representa aproximadamente el 10% de la sección.

La composición del borde de grano fino es menos silícica y más ferromagnésica respecto al centro del dique. En la Tabla 1 se dan los análisis químicos respectivos de diques de la Esperanza (Rapela y Llambías, 1985), que muestran que la magnitud de la variación en la composición no es homogénea, variando de un sector a otro aun dentro del mismo dique.

Las texturas y estructuras del borde de grano fino varían de acuerdo con la viscosidad del magma. En los magmas más viscosos, como los silícicos, además de tener un tamaño de grano menor, poseen una foliación paralela al contacto, dada por: 1) la orientación y agrupamiento en planos de los fenocristales y 2) por los conjuntos de inclusiones y de cristales embriónicos inmersos en las pastas vítreas a felsíticas. Estas texturas, que marcan el flujo del magma, son fáciles de observar debido a la elevada tasa de cizalla que tienen estos diques en el contacto con la caja. En algunos casos, como p.ej. en algunos diques riolíticos, esta foliación es tan marcada que la roca se fragmenta en forma similar a una filita o pizarra. En los diques formados por magmas menos viscosos, como los basálticos, la foliación no es tan visible porque la tasa de cizalla es mucho menor.

Frecuentemente el borde de grano fino se lo describe como un borde enfriado (véase Huppert y Sparks, 1989), pero se debe tener en cuenta que la pérdida de calor por conductividad es mínima si se la compara con el transporte de calor convectivo. El borde externo de grano fino del dique se corresponde con la faja de alta tasa de cizalla y los contactos casi netos con el centro del dique sugieren que hay una superficie de despegue entre ambos. Estas características indican que el borde de grano fino no es un simple borde enfriado y por lo tanto no representaría la composición más primitiva del magma en el dique. De acuerdo con Carrigan y Eichelberg (1990) el borde de grano fino podría haberse formado por un proceso de segregación viscosa durante el flujo, por el cual la porción menos viscosa, que es la menos silícica, se concentra contra los bordes del dique donde la tasa de cizalla es mayor. De acuerdo con estos autores, el borde de grano fino actuaría como lubricante, facilitando el movimiento del magma dentro de la fractura, desplazándose el centro en forma masiva, comparable a un tapón (plug).

En los planos de foliación es posible observar lineaciones que indican la dirección del movimiento del magma (Fig. 4b del Capítulo 3). Los estudios estructurales de los diques asociados a diversos enjambres radiales sugieren que en muchos casos el desplazamiento es horizontal, y que se dirige desde un centro o foco del sistema radial hacia la periferia del mismo.

Durante la etapa final de la cristalización del dique, cuando el magma se ha detenido y la transmisión de calor se transforma de convectiva en conductiva, en los bordes de grano fino se produce un reordenamiento de la textura, e incluso se pueden producir modificaciones en la composición. La magnitud de este proceso está estrechamente relacionada con la tasa de enfriamiento del dique. En los diques que se enfrían con rapidez, las texturas producidas durante el flujo se conservan en su totalidad, pero en los diques de mayor espesor, que se enfrían lentamente, se desarrollan venillas y crecimientos tardíos irregulares. Los últimos minerales en cristalizar reemplazan parcialmente a los primeros, formados durante la etapa de flujo activo, generando texturas subsólidas.

El centro o núcleo constituye más de las 2/3 partes del dique. Está constituido por una roca masiva con un tamaño de grano más grueso que el del borde de grano fino. En general presenta texturas de flujo menos marcadas, debido a que la tasa de cizalla en el centro del dique es menor que en el borde de grano fino, y por lo tanto no se desarrolla una textura fluidal fácilmente observable.

Las texturas que evidencian el flujo magmático pueden ser reconocidas por el alineamiento de los fenocristales o de las inclusiones. En diques silícicos relativamente delgados, las texturas de flujo se pueden reconocer por la alternancia en la pasta de bandas de distintos colores y/o de distintas microestructuras, cuyo espesor es del orden de apenas unos pocos milímetros.

Durante el flujo del magma en un dique, las partículas sólidas tienden a concentrarse en el centro del mismo. Esta distribución es un fenómeno relativamente común durante el flujo de cualquier substancia líquida que se desplaza por un canal o un conducto. El ejemplo más popular de este proceso es el de los troncos transportados por un río, que tienden a concentrarse en el centro del mismo. También es relativamente frecuente en los diques, y los ejemplos más notables se dan en los diques que contienen partículas sólidas (xenolitos) de varios centímetros de lado (Fig. 11 del capítulo Propiedades Físicas del Magma). Thompson y McBirney (1985) y Marsh y Maxey (1985) explicaron esta redistribución sobre la base de las diferencias en las velocidades de las láminas de flujo en el interior del dique. En los bordes del dique las altas tasas de cizalla implican un fuerte gradiente de velocidad, mientras que en el centro el gradiente de velocidad disminuye considerablemente hasta ser nulo. Las partículas sólidas son empujadas desde las zonas de alta tasa de cizalla a las de baja tasa de cizalla. Este proceso se conoce como efecto Bagnold, y su eficiencia aumenta en forma proporcional al tamaño de las partículas y a la tasa de cizalla.

Muestreo de diques: Para muestrear un dique y obtener muestras representativas se deben tener en cuenta las diferencias composicionales entre el borde de grano fino y el centro. También se debe tener en cuenta que el borde de grano fino no necesariamente representa la composición más primitiva del magma. El muestreo de un conjunto de diques debe ser sistemático, con muestras del borde y del centro. Esto es necesario para comparar los diques entre si. Se pueden cometer errores severos en una investigación petrológica si se compara el borde de grano fino de un dique con el centro de otro. En primer lugar, porque las comparaciones se deben efectuar entre unidades de rango similar y en segundo lugar, porque al desplazarse el borde de grano fino más lentamente que el centro, las rocas de ambas partes no necesariamente están en equilibrio. Además, también se debe considerar el efecto Bagnold, que redistribuye las partículas sólidas en el interior del dique, por lo cual se produce un intercambio dinámico de la composición, que altera la composición de los respectivos equilibrios magmáticos.

Estas variaciones composicionales, sin embargo, son favorables para un muestreo orientado para la confección de una isócrona Rb-Sr, ya que las diferentes composiciones de un mismo dique son indudablemente consanguíneas, lo cual permite expandir la relación Sr/Rb, mejorando la calidad de los resultados.

Los enjambres de diques longitudinales tienen una distribución paralela coincidente con una estructura mayor. Se encuentran comúnmente en el interior de las placas continentales, en estrecha asociación con rifts, y en margenes continentales divergentes, en particular en las dorsales oceánicas. También se los encuentran en los márgenes convergentes, donde están relacionados con los batolitos del arco magmático. Los enjambres de diques máficos de las dorsales oceánicas son los que tienen mayor desarrollo y se los puede observar en los complejos ofiolíticos.

Los enjambres de diques máficos longitudinales asociados a los márgenes divergentes de placas forman parte de la capa intermedia de la corteza oceánica (Fig. 4). Esto se debe a que se forman en las dorsales, que es donde se genera la corteza oceánica. Se los los puede observar en los complejos ofiolíticos adosados tectónicamente a la corteza continental. Son verticales, paralelos al eje de la dorsal, comúnmente presentan un solo borde enfriado, debido a que la formación de las fracturas es continua (Kidd y Cann, 1974). Están asociados a las lavas basálticas en almohadilla, a las que alimentan.

El enjambre de diques máficos que se encuentra en el cratón del Río de La Plata, Uruguay, es un típico ejemplo de diques longitudinales de intraplaca asociados a extensión. La edad de su emplazamiento ha sido determinada en 1727 ± 10 Ma (Teixeira et al., 1999). Está constituido por un conjunto de diques subverticales de rumbo N 70° E, con espesores que varían entre 0,5 y 80 m. Poseen bordes enfriados y las texturas en su interior tienen un amplio rango de variación, llegando hasta microgranosas. Están compuestos por dos conjuntos de rocas : andesitas tholeíticas y andesitas basálticas. Las primeras son más ricas en TiO 2 y en elementos incompatibles respecto a las segundas (Bossi et al., 1993). Los minerales más abundantes son plagioclasa (An 42-64 ) y augita y están acompañados por pigeonita, anfíbol y biotita. Los accesorios más comunes son apatita, magnetita, ilmenita y pirita.

Los enjambres de diques longitudinales relacionados a batolitos de fajas orogénicas son también relativamente comunes, aunque no tienen un desarrollo de tanta envergadura como en los rifts intracontinentales o en las dorsales oceánicas. En general son subverticales y el rumbo es coincidente con el rumbo del batolito y con el de los plutones alargados con relaciones axiales > 1. Sus composiciones son variables, pero comúnmente tienen características calco-

alcalinas, acompañando la composición del batolito. En el batolito de la costa de Perú, donde predominan las composiciones tonalíticas a granodioríticas, la composición predominante de los diques es mesosilícica y están formados por microdioritas, andesitas y rocas con texturas intermedias. También hay diques longitudinales silícicos, pero se encuentran en una proporción mucho menor. Estos enjambres de diques son cortados por los complejos intrusivos centrados pertenecientes al mismo batolito, evidenciando distintos desarrollos e intensidades de los esfuerzos  de dilatación regionales (Pitcher y Bussell, 1985).

En el batolito de Colangüil los diques longitudinales están relacionados a las intrusiones de los granitos (Figs. 5 y 6) que han sido referidos a la etapa post-orogénia tardía por Llambías y Sato (1995), y que representan la etapa final del emplazamiento del batolito. Las composiciones de estos diques son predominantemente silícicas. Las rocas más frecuentes son riolitas, algunas con gruesos fenocristales de hasta casi 2 cm de largo, y otras son casi afíricas. Apenas un 5% de estos diques tiene composiciones mesosilícicas y están compuestos por microdioritas, andesitas y rocas con texturas intermedias. No se han observado diques con composiciones transicionales.

Si bien son contemporáneos con los diques riolíticos, aparentemente han evolucionado en forma separada, y probablemente provienen de distintas fuentes.

El factor de dilatación que tuvo lugar durante el emplazamiento de los diques se puede estimar sumando el espesor de todos los diques, en una sección transversal a su rumbo, y comparando ese espesor con el del batolito. En el segmento Lima del batolito de la Costa de Perú es de 13% (Pitcher y Bussell, 1985), mientras que en Colangüil, de acuerdo con Puigdomenech (1987) es de 2,7%.

Los diques radiales y anulares exhiben diferentes diseños en su distribución, aunque ambos están asociados a campos de esfuerzos puntuales y normalmente están en estrecha vinculación

con cuerpos ígneos globosos. No siempre ambos sistemas de diques se presentan en forma conjunta, predominando unos u otros.

Los diques radiales son rectilíneos y tienen una distribución radial a partir de un centro que se denomina punto focal. Son subverticales y la distribución de los diques no siempre abarca los 360°, dependiendo de las estructuras previas de las roca de caja y de la distribución de los esfuerzos residentes en ella. El clásico y ampliamente estudiado ejemplo es el sistema radial de Spanish Peak, Colorado, USA, (Fig. 7), que abarca una área intermedia entre la de los enjambres de diques gigantes y los complejos de diques asociados a simples aparatos volcánicos o complejos intrusivos centrados. Los diques se disponen en un arco de 360° y abarcan un área de casi 1000 km 2 . Intruyen rocas sedimentarias del Terciario inferior. El espesor promedio de los diques es de 3 a 5 m y su mayor distancia del centro focal es de 24 km (Smith, 1987). Están compuestos principalmente por traquiandesitas. Las lineaciones de flujo de las paredes de los diques indican que el magma se desplazó desde el centro hacia afuera horizontalmente, con una componente hacia arriba (Smith, 1987).

Los esfuerzos que dan origen a los sistemas radiales están relacionados con las presiones

magmáticas de las intrusiones centrales, combinadas con un campo de esfuerzos regional, como es el caso de Spanish Peak (Pollard, 1987). Los diques radiales corresponden a la trayectoria de los esfuerzos principales máximos. Su desarrollo depende del radio de la cámara magmática, de la presión magmática y del campo de esfuerzos regional (Koenig y Pollard, 1998). Los esfuerzos que posibilitan la formación de los diques radiales son los mismos que los que originan los diques anulares, por lo cual las consideraciones acerca de su formación son similares. Sin embargo, no es común encontrar ambos tipos de diques en forma conjunta en la naturaleza.

En algunos sistemas de diques radiales su distribución abarca solamente una porción del círculo. En el caso del sistema radial de Tabaquito, en el batolito de Colangüil, los diques abarcan un cono de solamente 60°. Son verticales, el espesor varía entre 1 y 10 m y cubren una superficie de 70 km ² (Fig. 8). Están compuestos por andesitas cuarcíferas, dacitas y en menor proporción riolitas.

En el complejo Volcánico Farallón Negro (Fig. 9), en la provincia de Catamarca, se han determinado varios sistemas de diques (Llambías, 1970, 1972). El más denso de ellos está constituido por diques de 1 a 2 m de espesor de andesitas basálticas, con un rumbo predominante NW-SE bastante constante. Este sistema difícilmente es del tipo longitudinal puro, debido a que se encuentra en el interior de un aparato volcánico. Pueden ser del tipo radial, pero no se ha podido determinar el punto focal y el ángulo de divergencia es muy pequeño, si acaso se puede observar. Sasso (1998) postula para el distrito volcánico un campo de esfuerzos asociado a un régimen transtensivo relacionado con fallas de rumbo dextrales NE-SE. En Farallón Negro

otros sistemas de diques, de menor densidad, son radiales respecto a los cuerpos intrusivos de mayor tamaño como son el de monzonita de Alto de La Blenda, el de pórfido granodiorítico de El Durazno y el de andesita de Agua Tapada (Fig. 9). No se han observado diques anulares asociados a estos sistemas radiales. Los intrusivos que constituyen la unidad Andesita de La

Chilca tienen una distribución anular, que ha sido interpretada como una fractura que delimita una caldera (Llambías, 1972).

Los diques anulares tienen un recorrido curvilíneo, con diseño anular. Se encuentran estrechamente asociados a cuerpos ígneos y en aquellos casos que estos no están aflorando, los diques anulares son indicadores de su presencia en profundidad. Los casos más destacados de diques anulares se encuentran en los complejos plutónicos centrados, ya sea con composiciones máficas, o silícicas. Estos complejos centrados son frecuentes en intraplaca, pero también se los encuentran en fajas orogénicas. En el batolito de la Costa de Perú donde los innumerables plutones que lo componen se intruyeron en diferentes pulsos magmáticos, los complejos centrados están siempre relacionados a la fase final de cada uno de esos pulsos.

Los diques anulares asociados a intrusiones centradas, compuestas por cuerpos plutónicos de secciones circulares, tienen espesores variables, alcanzando hasta 1 km. Las rocas que los integran poseen texturas variables, desde volcánicas hasta granulares, típicas de rocas plutónicas.

En el batolito de la Costa de Perú se han descripto diques anulares con espesores de 1 km, compuestos por granitos, microgranitos y granodioritas (Fig.10). El plutón centrales al cual están relacionados es de granodiorita (Bussell et al., 1976). En este caso los diques anulares están asociados a plutones circulares que se intruyeron durante la fase final de un pulso magmático.

En los batolitos post-orogénicos de Las Chacras, San Luis, y Alpa Corral, Córdoba (Fig. 5, Capítulo 8), constituidos mayormente por monzogranitos, los diques anulares están asociados a los plutones de mayor tamaño. Los diques y están compuestos por aplitas, microgranitos y raramente por pegmatitas. Los espesores son del orden de 1 a 2 metros o menores (Brogioni, 1991; Pinotti et al. 1996).

En los complejos ígneos de intraplaca los diques anulares están estrechamente relacionados con cada periodo de intrusión. Cada plutón tiene su propio sistema de diques anulares y esta es una característica que diferencia a estos batolitos anorogénicos de los orogénicos. En estos sistemas, los diques radiales están ausentes o son raros.

Los diques anulares también están asociados a los complejos volcánicos y en muchos casos señalan los bordes de las calderas. Los espesores son del orden de unos pocos metros a decenas de metros, y las texturas predominantes son porfíricas, con pastas finas a afaníticas. En aquellos casos en que la viscosidad del magma es suficientemente alta como para dificultar el escurrimiento del magma a través de la fractura anular, se forman a lo largo de ella cuerpos subvolcánicos globosos que se distribuyen en forma de rosario.

En los complejos volcánicos escasamente erosionados los diques anulares permiten inferir la presencia de cuerpos plutónicos en profundidad. El radio de curvatura de los diques y el área que abarcan indican el tamaño del cuerpo.

Los enjambres de diques gigantes son concentraciones de diques, en su mayoría máficos, con longitudes de más de 300 km y se emplazaron en un único periodo de actividad ígnea de corta duración, de unos pocos millones de años (Ernst et al., 1995). Frecuentemente tienen un diseño radial. Comúnmente abarcan extensiones de más de 1 x 10 6 km 2 , y por la gran amplitud de su extensión, son comparables a las dimensiones de los más grandes plateau basálticos (Ernst et al., 1995).

Las características más sobresalientes, según Ernst et al. (1995), son las siguientes: 1) el sistema radial converge en un centro, denominado punto focal; 2) presencia de rocas plutónicas y volcánicas, de composición similar a la de los diques, en la parte central del sistema radial; 3) abovedamiento de la topografía en la región central; 4) flujo horizontal del magma a través de las fracturas, con excepción de la parte central del sistema, que tiende a tener una componente vertical significativa.

Son numerosos los ejemplos de enjambres de diques gigantes y su emplazamiento ha tenido lugar durante diversas épocas, que abarcan desde el Precámbrico hasta el Cenozoico.

El enjambre de diques radiales, denominado Mackenzie, al noroeste de la bahía de Hudson, Canadá (Fig. 11), es uno de los campos de diques más extenso de la Tierra. Se extiende a lo largo de 2000 km y abarca una superficie de 2,7 x 10 6 km 2 , que es similar a la del plateau basáltico de Paraná-Etendeka. Localmente los diques están asociados a extensas coladas basáltica y a cuerpos intrusivos laminares, como filones capa, compuestas por complejos máficos y ultramáficos estratificados de similar edad. La distribución de los diques está constreñida a un arco de 100° de ángulo. El espesor promedio de los diques es de 30 m. La edad es de 1272 Ma y el hecho más notable es que su desarrollo completo fue muy rápido, del orden de apenas 5 Ma (LeCheminant y Heaman, 1989), otra característica que es comparable con la de algunos plateau basálticos. La composición predominante es la de un basalto tholeítico cuarzo normativo, pero localmente se encuentran algunos diques con olivina normativa.

Otro destacado ejemplo es el enjambre de diques de edad Terciario inferior, 54-57 Ma (Coffin y Eldholm, 1994), del noroeste de Escocia y norte de Irlanda. Abarca una extensión de 430 km en un área de 20.000 km 2 (Speight et al., 1982; Mac Donald et al., 1988) y forman parte de una gigantesca provincia volcánica denominada Provincia Volcánica de Atlántico Norte, que alcanza hasta Groenlandia. El espesor promedio de los diques es de 2 a 4 m con máximos de hasta 40 m. La composición es principalmente basáltica y los diques están asociados a cuerpos intrusivos y coladas de similar composición.

El ambiente tectónico al cual están relacionados los enjambres de diques gigantes es variado, pero en general se encuentran en el interior de las placas continentales. Muchos de ellos han sido desmembrados durante la disgregación del continente de Gondwana. Los sistemas radiales gigantes han sido atribuidos indistintamente al domamiento producido por el ascenso de una pluma térmica o a la intrusión de cuerpos magmáticos (Ernst et al., 1995; Ernst y Buchan, 1997; Koenig y Pollard, 1998). Las plumas tendrían sus raíces en el manto inferior, probablemente cerca de la interfase manto-núcleo (Allègre, 1997). Yale y Carpenter (1998) han sugerido que los enjambres de diques radiales tienen una distribución temporal con cierta periodicidad, que se corresponde con la formación de los supercontinentes, que favorecen el aislamiento térmico. Esta hipótesis se fundamenta en el hecho que algunos enjambres de diques radiales gigantes están separados por cortezas oceánicas indicando que han sido desmembrados conjuntamente con los continentes. Así por ejemplo, el enjambre del Atlántico central, está esparcido en el sudeste de USA, en la costa oriental sahariana de África y en el norte de Sudamérica. El centro focal se encontraría en el océano Atlántico (Oliveira et al. 1990), por lo cual se le atribuye una estrecha relación con la apertura del océano Atlántico.

Enjambres de diques radiales se han descripto en otros planetas, como p. ej. en Venus,

de la remodelación de la superficie permanece inactiva desde hace unos 500 Ma y por esta razón se desestima durante este lapso el desarrollo de una tectónica de placas comparable con la de la Tierra.

Los filones capa son cuerpos ígneos laminares, que en su mayor parte son concordantes con la estratificación, aunque localmente tienen tramos discordantes (Fig. 12). Comúnmente son subhorizontales y están alojados en rocas sedimentarias. El techo y el piso están constituidos por superficies planas, paralelas entre si, conformando en la mayoría de los casos cuerpos tabulares.

Los filones capa se encuentran generalmente formando enjambres y están estrechamente asociados a cuencas sedimentarias. Es frecuente que varios filones capa se conectan entre si a través de delgados diques o se anastomosen formando filones capa más gruesos. El espesor de cada filón capa es variable, desde unas pocas decenas de centímetros hasta varios metros. Espesores de 50-150 m, o aun más, son frecuentes en las rocas máficas. Lateralmente también alcanzan grandes dimensiones, abarcando hasta varias decenas de kilómetros (Francis, 1982; 1983).

En numerosas regiones los filones capa están estrechamente asociados a lacolitos, pasando transicionalmente de unos a otros.

En secuencias sedimentarias, los filones capa se pueden confundir con coladas debido a las formas laminares de ambos cuerpos. La distinción entre ambos es de gran importancia porque permite asignar una edad relativa a la actividad ígnea, ya que una colada es contemporánea con la sedimentación y un filón capa es posterior a ella. Algunas de las características que se invocan para diferenciarlos, como ser bordes de enfriamiento en base y techo, escasa vesiculación, y menor grado de oxidación, no siempre se encuentran presentes. Además, algunas coladas también presentan estas características, por lo cual estos indicios no son totalmente decisivos. Las características más confiables para diferenciar un filón capa de una colada son: 1) los diques, discordantes, que conectan un filón capa con otro y 2) la convergencia de dos filones capa en uno solo. Las coladas se pueden identificar si tienen: 1) texturas escoriáceas, altamente vesiculosas; 2) el techo parcialmente erodado y 3) paleosuelos en su parte superior.

Las composiciones de los filones capa más frecuentes son las básicas e intermedias. Los campos de filones capa de diabasas (= doleritas) son los que alcanzan las mayores dimensiones y también son los que han sido estudiados con mayor detalle. Son clásicos los enjambres de filones capa de diabasas jurásicas de la cuenca de Karroo, en Sudáfrica; los de Pensilvania y Nueva Jersey, USA, de edad Triásica, donde se encuentra el filón capa de Palisades, en las cercanías de Nueva York, que ha sido intensivamente estudiado (Walker, 1969); los de Tasmania, etc.

Filones capa de diabasa en Argentina han sido descriptos por Fernández Gianotti (1969), en la provincia de Chubut. Filones capa con composiciones algo más silícicas han sido descriptos en la cuenca neuquina del norte de Neuquén y del sur de Mendoza, aflorando en forma muy destacable en la faja plegada del Agrio entre Collipilli y Chos Malal. Están compuestos por andesitas, pórfidos andesíticos y pórfidos microdioríticos, variando el tamaño de grano de las texturas de acuerdo con el espesor de cada filón capa. La edad es Eocena (Llambías y Rapela, 1984) y constituyen un provincia subvolcánica de amplia distribución.

El filón capa de Palisades se encuentra entre los que han sido estudiados con mayor detalle.

Es subhorizontal, tiene un espesor de hasta 300 m y sus afloramiento se extienden a lo largo de 75 km. La edad es Triásico superior y se intruyó en areniscas subhorizontales. Posee bordes enfriados en el techo y en la base, siendo el de la base mucho más notorio que el del techo, pues tiene un desarrollo de hasta 9 m de espesor. El filón capa está compuesto por una diabasa

(dolerita) con textura granular a ofítica. Contiene en su parte inferior una capa cumulática rica en olivina de hasta 6 m de espesor, a partir de la cual el filón capa pasa a un gabro que gradualmente se enriquece en hierro, con composiciones equivalentes a ferrogabros. En el tercio superior aparece en forma intersticial un agregado granofírico de cuarzo y feldespato potásico. Precisamente, debido a estas características el filón capa de Palisades ha sido uno de los ejemplos clásicos invocados para explicar los procesos de fraccionamiento magmático.

El filón capa de Múseka se encuentra al sudoeste de Sarmiento, poco al norte del codo del río Senguerr, provincia de Chubut. Tiene un espesor de 75 m y aflora a lo largo de una extensión de 2 km. Está emplazado en tobas y areniscas tobáceas del Grupo Chubut, siendo la relación con el piso concordante. El techo está parcialmente erodado y en los relictos que quedan se observa que el techo es discordantes (Fernández Giannotti, 1969). Está constituido por una diabasa olivínica, con textura ofítica, con escasas variaciones entre la base y el techo. No se ha reconocido ningún tipo de diferenciación magmática. La pobre variación litológica sugiere que los procesos de diferenciación magmática in situ tuvieron escaso desarrollo, probablemente porque el espesor no fue suficiente para ello.

Como ocurre en la mayoría de los cuerpos ígneos laminares, las aureolas de contacto tienen un incipiente desarrollo o no existen. Esto se explica porque la transmisión del calor por conductividad hacia la caja ha sido muy poco eficiente. A partir del momento que el magma se detiene, la transmisión térmica pasa a ser exclusivamente conductiva, pero la masa magmática es tan pequeña, que el calor cedido a la caja también es pequeño y por lo tanto se disipa rápidamente.

En consecuencia, no se forman hornfels, porque las reacciones metamórficas son tan lentas que los nuevos cristales no tienen tiempo de crecer.

La transición entre los filones capa y los lacolitos depende de pequeñas variaciones en la viscosidad del magma. Los magmas con viscosidades relativamente más altas tienden a formar lacolitos en lugar de filones capa. Estas variaciones pueden observarse en una misma provincia magmática, donde pequeñas diferencias en la temperatura y/o en el grado de cristalización inducen cambios en la viscosidad que condicionan la formación de un filón capa o de un lacolito.

Una de las propiedades más importantes que favorece la formación de los filones capa es la baja viscosidad del magma, propiedad que le permite escurrirse fácilmente a través de los planos de estratificación de las unidades sedimentarias. La baja viscosidad es una característica propia de los fundidos con composiciones máficas e intermedias y por este motivo los filones capa con estas composiciones son los más abundantes. Las rocas silícicas debido a la elevada viscosidad de sus fundidos raramente forman filones capa, ya que tienen enormes dificultades para escurrirse entre los estratos. Además, la elevada viscosidad favorece el desarrollo de esfuerzos magmáticos propios, promoviendo el domamiento del techo y por lo tanto la formación de lacolitos.

La formación de filones capas también se favorece cuando la densidad del magma se iguala con la de las rocas del entorno. En estos casos la capacidad boyante del magma tiende a cero, y por lo tanto el magma fluye horizontalmente. Esto puede ocurrir en las cuencas sedimentarias poco diagenizadas, cuyas rocas tienen densidades relativamente bajas.