Los contactos de un plutón en la mayoría de los casos son netos y están perfectamente definidos. Es un plano delgado como el de la hoja de un cuchillo, que separa el cuerpo ígneo de la caja. Esta característica se mantiene aun en los casos en que la caja tiene un comportamiento dúctil, como sucede cuando la intrusión es contemporánea con un episodio metamórfico. En estos casos, a lo largo del contacto se pueden observar intercalaciones en las metamorfitas de la caja de delgadas láminas del cuerpo ígneo, con espesores del orden de centímetros a metros. A pesar de esta intensa digitación, el contacto no pierde su definición (véase el detalle de la Fig.7).

En raras ocasiones los contactos son transicionales. En los niveles profundos de la corteza, donde el contraste térmico entre el cuerpo ígneo y la caja es bajo, algunos elementos del magma se pueden difundir hacia la caja, dando lugar al crecimiento metasomático de cristales euhedrales de feldespato y agregados de cuarzo en la caja. Sin embargo, este es un fenómeno muy localizado, puntual, y es el resultado del desarrollo de un gradiente de composición, sometido a altas temperaturas durante un tiempo relativamente prolongado.

El techo de un plutón es la parte superior del mismo que está en contacto con la roca de caja.

La observación del techo es frecuente en los plutones emplazados en la corteza frágil. En los plutones emplazados en los niveles profundos de la corteza la probabilidad de encontrar el techo es escasa, debido a que la erosión debería haberse detenido justo a la altura del mismo.

Además, debemos agregar que en los niveles dúctiles de la corteza, debido al bajo contraste reológicos entre el cuerpo ígneo y la caja, los plutones son de pequeñas dimensiones y están generalmente rotados, por lo cual es difícil identificar el techo.

El techo junto con los costados de la parte superior del plutón constituyen la cúpula (Fig. 9).

En los plutones cuya composición tiene una distribución zonal, la composición de la cúpula corresponde a la parte más diferenciada del mismo.

El techo de los plutones intruidos en corteza frágil es plano y subhorizontal, y es independiente de las estructuras de la roca de caja. Esta característica lo diferencia de los lacolitos, cuyo techo es abovedado y concordante. Los plutones intruidos en el interior de otros plutones también tienen un techo plano, corroborando la independencia de la morfología del techo respecto a la estructura de la caja. (Lám. 4).

Las cúpulas de los plutones, al estar enriquecidas en volátiles, tienen una amplia variedad de texturas y estructuras (Fig. 9). La permeabilidad de la roca de caja juega un papel importante en la concentración de los volátiles en la cúpula del plutón. Si la roca de caja es impermeable los diferenciados finales, que pueden encontrarse próximos a la saturación con agua, no se pueden escapar, generando texturas de grano grueso. En los plutones de granito estos diferenciados pueden llegar a formar capas de pegmatitas de 1 a 3 m de espesor, paralelas al contacto. Si la presión de vapor supera la resistencia de las rocas, se favorece la fracturación hidráulica, formando diques y venas leucocráticas de escaso espesor. Estas fracturas acompañan a las fracturas producidas por los esfuerzos del empuje magmático durante su ascenso, comúnmente referido como stoping. Las fracturas asociadas a la presión de los volátiles son delgadas, con espesores del orden de unos pocos centímetros (1 - 40 cm). Están rellenas por minerales hidatogénicos, como muscovita, fluorita, topacio, apatita, cuarzo, turmalina, molibdenita, wolframita, etc. Si la roca de caja en el techo del plutón es permeable, la fase volátil tiende a escaparse. La presión interna del magma no aumenta y no llegan a formarse en el cuerpo ígneo texturas gruesas, favoreciéndose las de grano fino, inequigranulares, con fenocristales euhedrales pequeños inmersos en una pasta granular fina. En la caja se produce una fuerte alteración, con abundantes venas con texturas de reemplazo, pudiendo llegar a la formación de greisens. Los greisens son alteraciones masivas de la roca de caja y de la cúpula del plutón, que consisten en el reemplazo del feldespato potásico por muscovita, conjuntamente con el desarrollo de turmalina, fluorita, diseminación de topacio, venillas de cuarzo, a veces con casiterita o molibdenitas y wolframita.

Las cúpulas de los plutones tienen interés económico debido a la posibilidad de encontrar en ellas, o en la caja, minerales de interés económico. Los depósitos de estaño de Cornualles, explotados por los fenicios desde la época del bronce, están relacionados a las cúpulas de los plutones (Willis Richard y Jackson, 1989). Además de la concentración de elementos incompatibles en los diferenciados acuosos finales del magma, se promueve un sistema convectivo hidrotermal en el entorno del plutón que puede favorecer la concentración de algunos elementos que se encuentran diseminados en la roca de caja.

En los niveles superiores de un plutón, en las cercanías del techo, se encuentran con frecuencia bloques de la roca de caja. En los niveles más profundos, por el contrario, son muy raros, o

no existen. Esta desigual distribución de los bloques de la caja es uno de los grandes problemas que la petrología todavía debe resolver para comprender el problema del espacio que ocupan los plutones.

De acuerdo con las dimensiones, los bloques se denominan 1) pendants, cuando tienen varios centenares de metros, pudiendo llegar hasta 1-2 km; 2) roof-pendants, de decenas a centenares de metros y 3) bloques, de menor tamaño que el anterior. En general los bloques están delimitados por lados planos y contornos angulosos, y los tamaños son variados. Comúnmente están atravesados por delgadas venas rectilíneas, rellenas por el mismo material que el del plutón, pero con texturas más finas. En muchos casos la estructura interna de estos bloque tiene diversas orientaciones, indicando que han rotado después de haber sido desgarrados de la caja. El plutón post-orogénico de El Morro, de edad devónica, contiene numerosos bloques de los esquistos inyectados de la caja, la mayor parte de ellos rotados (Llambías y Malvicini, 1982; Quenardelle, 1993). En uno de esos  bloques se encuentra una mineralización de scheelita, frecuente en el basamento de la región. La mineralización no pasa al granito, lo cual ha permitido determinar que es anterior a la intrusión (Llambías y Malvicini, 1982).

En una región ígneo - metamórfica con varias fases de deformación, los bloques de metamorfitas incorporados en los granitoides pueden no ser afectados por las deformaciones posteriores a la intrusión. Esta propiedad permite identificar las fases de deformación previas de las posteriores a la intrusión. Con estos criterios, Llambías et al. (1996) pudieron identificar en la sierra de San Luis una fase de metamorfismo y deformación previa a la intrusión del plutón tonalítico de Gasparillo, de edad Cámbrico superior. Este plutón fue intensamente deformado durante el Ordovícico conjuntamente con las metamorfitas de la caja, borrando en ellas sus estructuras primarias. Estas estructuras no fueron impresas en los bloques incorporados por el plutón.

El tamaño de los plutones, al igual que la forma, no siempre es fácil de determinar, dependiendo de la calidad de los afloramientos. En consecuencia, cuando se describe el tamaño de un plutón sólo se lo está refiriendo al área de sus afloramientos. El tamaño que se mide no necesariamente corresponde a la sección máxima del plutón, en ciertos casos podrían tratarse de pequeñas apófisis. La determinación del tamaño de los plutones más antiguos en un batolito es una tarea compleja porque las intrusiones posteriores dificultan la observación de la verdadera extensión.

Cuando se puede reconstruir la forma de la sección es posible estimar el tamaño con bastante aproximación. Con respecto al cálculo del volumen, se requieren detallados estudios geofísicos para conocer su extensión en profundidad.

El tamaño de un plutón depende: 1) de la cantidad de magma disponible; 2) de las propiedades físicas del magma, principalmente de la viscosidad y de la temperatura; 3) de las vías de acceso para el ingreso del magma y 4) de la resistencia de las roca de caja. Si se asume que durante el emplazamiento de un cuerpo magmático las tres primeras variables son constantes, el tamaño resulta proporcional a la resistencia de la roca de caja. Cuanto mayor es la resistencia, mayor será el tamaño del plutón. Por esta razón, los plutones de mayor tamaño se encuentran en la corteza frágil.

En forma intuitiva se puede comprender que hay un tamaño crítico por encima del cual la caja rígida colapsa, subdividiendo a la masa ígnea en varios cuerpos menores. Todavía no se conoce cual es ese tamaño crítico, debido a que intervienen durante el emplazamiento numerosas variables que aun no han podido ser determinadas. Asimismo, se debe tener en cuenta que plutones con una superficie extensa no necesariamente tienen grandes volúmenes. Esto sucede con las intrusiones laminares, como los filones capa, cuando la erosión deja al descubierto el techo en su totalidad.

Los plutones de más de 1000 km ² de sección son poco frecuentes. Entre ellos se puede citar el plutón de Mount Gives, perteneciente al batolito de Sierra Nevada, Estados Unidos, cuyos afloramientos abarcan una superficie de 1600 km ² (McNulty et al., 2000). Tiene una composición granodiorítica a granítica y su edad es Cretácico Superior. Los estudios de la anisotropía de la susceptibilidad magnética han revelado que se trata de un plutón emplazado por múltiples pulsos, que se pueden resumir en cuatro episodios principales. La alimentación del plutón se efectuó a través de varias conductos situados a lo largo de un complejo juego de fracturas, y que finalmente convergieron para formar un único plutón.

De acuerdo con el estudio mencionado es posible que los plutones de mayor tamaño se  hayan formado por la inyección simultánea a partir de varios conductos alojados en una fractura. El magma proporcionado por cada conducto se extendería lateralmente convergiendo en una única masa. Los tabiques que separaban cada conducto se pueden fragmentar e incorporarse como bloques.

Los plutones con composiciones predominantemente monzograníticas presentan secciones de menor tamaño, de aproximadamente 300 km ² .

Los plutones emplazados en rocas dúctiles poseen tamaños mucho menores que los emplazados en rocas frágiles. Esto se debe a que la resistencia de la roca de caja es muy pequeña, cediendo ante cualquier esfuerzo con facilidad y aislando al magma en pequeños cuerpos. Las dimensiones son muy pequeñas, con rangos que varían desde unos pocos km ² hasta bastante menos que un 1 km ² . Como ejemplos podemos mencionar algunos de los plutones considerados como sin-cinemáticos de la sierra de San Luis (Fig.3). Entre ellos se encuentra el plutón de leucogranodiorita muscovítica del río de La Carpa, cuyos afloramientos abarcan 1,1 km ² . A pesar de lo exiguo del tamaño, las texturas granulares, típicamente plutónicas y hasta pegmatíticas, se pueden explicar por el bajo contraste térmico con la caja, que puede llegar a ser del orden de unos 200°C o aun menor. En estos casos el magma y la roca de caja se comportan como fluidos, pero comúnmente el magma, que tiene mayor temperatura, es menos viscoso y tiende a hacerse esférico para disminuir la pérdida de calor, deformándose conjuntamente con la roca de caja. Esto es posible porque la roca de caja cede con facilidad y permite cambiar de forma al cuerpo ígneo. Como se verá más adelante, el piso de algunos batolitos puede estar constituido por una gran cantidad de pequeños plutones, con texturas granulares deformadas, envueltos por la foliación de las rocas metamórficas.

La estructura interna de un plutón se refiere a las variaciones en composición, tamaño de grano, distribución de inclusiones, orientación de cristales, etc. Todas ellas se forman durante la cristalización y se originan por las corrientes convectivas originadas por los gradientes térmicos y composicionales que se desarrollan en el interior del cuerpo magmático. No se incluyen aquí las estructuras originadas por deformaciones posteriores a la solidificación. Las estructuras internas más importantes están dadas por: 1) la zonación, tanto composicional como textural; 2) el desarrollo de diques sin-magmáticos tardíos y 3) la distribución de bloques e inclusiones. En cuanto a las estructuras formadas por los juegos de diaclasas formadas durante el enfriamiento, todavía no hay un consenso general acerca de su verdadero significado. A esto se suma el hecho que las diaclasas formadas durante el enfriamiento no son fáciles de distinguir de los juegos de diaclasas formados con posterioridad, y que no participan de la historia del emplazamiento del plutón. Por este motivo no serán analizadas en este manual. Un indicio para identificar las diaclasa formadas durante el emplazamiento y enfriamiento del plutón son los minerales que tapizan esas diaclasas y cuyo origen ígneo es indudable. Entre ellos son comunes albita, anfíbol (con frecuencia hornblenda), cuarzo, magnetita, turmalina, escapolita sódica, y a veces piroxeno.

8.1.4.1. Zonación: Los plutones emplazados en corteza frágil muestran con frecuencia una variación en la composición, que suele estar acompañada por cambios en las texturas (Fig. 2).

Estas variaciones se disponen en zonas concéntricas, con transiciones entre ellas graduales, y se las puede observar directamente en los afloramientos. En los plutones con composiciones intermedias es común que las zonas de mayor temperatura se encuentren adyacentes a la caja y las de menor temperatura en el centro y en la parte superior del plutón. El rango de variación es  muy amplio y con frecuencia va desde diorita en el borde externo hasta monzogranito en el centro.

Los plutones de monzogranitos también tienen una distribución zonal en su composición, aunque el rango de variación composicional es mucho menor y se restringe a variaciones dentro de la composición del granito. En algunos casos, cuando el contenido de agua es elevado, la zonación puede llegar a ser inversa, porque al migrar el agua hacia los borde y el techo promueve el descenso de la temperatura del solidus, prolongando el tiempo de cristalización y la composición es más silícica y leucocrática que en el resto del cuerpo.

Como se ha mencionado las variaciones texturales más evidentes se encuentran en los plutones con composiciones monzograníticas. Las más espectaculares son las que se dan en la cúpulas, donde se desarrollan pegmatitas y/o aplitas. En algunos plutones se distingue una facies tardía leucocrática, miarolítica, con desarrollos irregulares formando una intrincada red. Son comunes en los niveles superiores del cuerpo. En algunos plutones de monzogranito pobres en agua, o con cajas permeables que la dejan escapar, la zonación es apenas perceptible con una zona externa de grano muy poco más fino que en el resto del cuerpo. En los plutones con megacristales de feldespato potásico la zonación se reconoce porque las partes externas del plutón carecen de megacristales, y el feldespato potásico aumenta de tamaño en forma progresiva desde el borde hacia el interior. Estas zonas tienen un ancho que varían de 100 a 300 m de espesor.

Las variaciones en la composición y en las texturas son transicionales y se las reconoce por la aparición o desaparición de minerales o por las variaciones de su abundancia relativa. Estas variaciones se pueden reconocer directamente en el campo, porque al ser rocas plutónicas todos los minerales pueden ser individualizados con lupa, inclusive los accesorios. A cada una de las composiciones predominantes se la describe como una facies, p. ej. facies diorítica, tonalítica, etc. También, a veces, es útil describir la zonación sobre la base de su posición relativa dentro del cuerpo, p. ej. facies de borde, facies de techo, etc. En la descripción de un plutón es conveniente dar tanto la composición como la posición de las facies, p. ej. facies de borde diorítica, facies principal (la de mayor abundancia) granodiorítica, etc.

Puesto que la composición de un plutón es variable, la denominación composicional del mismo se da por la facies más abundante, por ej. un plutón granodiorítico puede variar desde diorita hasta granito, pero la composición más abundante es la granodiorita. En los batolitos es conveniente identificar a cada uno de los plutones con su composición y con un término geo-gráfico, p. ej. plutón granodiorítico Las Opeñas, plutón monzogranítico Alpa Corral, etc..

Es aconsejable cuando se estudia un plutón obtener muestras de cada una de las facies. De la facie principal, la más abundante, se debe obtener un mayor número de muestras, cuya cantidad dependerá de las variaciones menores detectadas durante el mapeo.. Cuando se describe un batolito, que está compuesto por varios plutones, es necesario indicar la procedencia de las muestras analizadas, precisando si provienen de las distintas facies internas de un plutón o de diferentes plutones. Si no se procede de esta manera surgen imprecisiones en cuanto a las relaciones de las muestras con la evolución del batolito.

8.1.4.2. Diques sin-magmáticos: Los diques sin-magmáticos son cuerpos ígneos con morfología de diques que se encuentran en el interior de un plutón. Tienen pequeñas longitudes, de unos pocos metros, recorridos no continuos y delgados espesores, características que permiten distinguirlos de los diques emplazados con posterioridad al enfriamiento del plutón. Otra de las características de los diques sin-magmáticos es la de tener contactos intrusivos mutuos con la roca hospedante, esto significa que algunas apófisis del plutón penetran en el dique y otras en el plutón. La composición de los diques sin-magmáticos es más diferenciada que la de la roca hospedante, pero son indudablemente consanguíneos. Muchos plutones con composiciones intermedias, como los granodioríticos, contienen diques sin-magmáticos, pero son los plutones  de monzogranitos los que poseen la mayor cantidad. En estos últimos plutones los diques sin-magmáticos están compuestos por variedades leucograníticas, aplíticas, aplíticas con desarrollos internos pegmatíticos, etc. En algunos casos estos diques tienen una estructura interna zonal, con texturas aplíticas en los borde y núcleos pegmatíticos en el centro.

Los diques sin-magmáticos poseen algunas de las características morfológicas de los diques como ser planaridad de los contactos y contactos netos (Lám. 2). Se diferencian de los diques porque sus recorridos no superan unos pocos metros de longitud, y con espesores menores a un metro. Presentan frecuentes interrupciones que le dan un aspecto segmentado. El contacto es neto, pero está soldado, de modo que su cohesividad es mayor que en los otros diques. Esta propiedad se debe a que son contactos calientes, con bajo contraste térmico entre el dique sin-magmático y la roca hospedante. Por lo tanto a lo largo del contacto, y con dimensiones micros-cópicas, entre ambas rocas se produce un intrincado crecimiento de cristales.

Los plutones con composiciones intermedias, granodioríticas a tonalíticas, también tienen diques sin-magmáticos con composiciones aplíticas, aunque sus longitudes tienen menos de un par de metros y los espesores son de pocos centímetros. Algunos plutones dioríticos y tonalíticos contienen diferenciados tardíos ricos en anfíbol, cuyo tamaño es mayor que el de la roca huésped.

Pueden aparecer como diques sin-magmáticos de escaso desarrollo o desarrollo irregulares en transición gradual hacia la roca huésped.

La formación de los diques sin-magmáticos es una característica de los plutones emplazados en un medio rígido. Esto se debe a dos propiedades importantes del comportamiento magmático: 1) disminución del volumen del cuerpo ígneo durante la cristalización. Al ser la caja rígida no colapsa al disminuir el volumen por lo cual en el interior del cuerpo ígneo se generan esfuerzos tensionales, y 2) previo a la completa cristalización del plutón, cuando aun resta aproximadamente un 40% de magma, se pueden generar fracturas dentro del cuerpo ígneo (véase Propiedades físicas del magma). Debido a los esfuerzos tensionales estas fracturas se abren, absorbiendo al magma residual.

En los plutones emplazados en un medio dúctil, la caja colapsa a medida que disminuye el volumen, impidiendo el desarrollo de los esfuerzos tensionales en el interior del cuerpo y en consecuencia no se producen fracturas. En estos casos los diferenciados finales al no encontrar un espacio libre para ubicarse, reemplazan a los cristales previamente formados, proceso que puede ser asimilado a una especie de "granitización" localizada. Si el magma residual es muy rico en agua y el contraste térmico con la caja es bajo, puede llegar a producirse una especie de "pegmatitización".

Uno claro ejemplo de estos reemplazos se observa en los granitoides sin-cinemáticos ordovícicos de la sierra de San Luis (Llambías et al., 1998). La composición de los plutones corresponden a rocas que en el diagrama QAP grafican en el campo de las granodioritas, pero a diferencia de las granodioritas de los arcos magmáticos, contienen oligoclasa con zonalidad apenas incipiente, feldespato potásico, cuarzo, biotita, muscovita y como accesorio granate.

Los diferenciados tardíos – más rico en potasio y sodio – reemplazan a los minerales previos aumentando sensiblemente la relación feldespato potásico/plagioclasa. También aumenta la proporción de cuarzo y de muscovita, que lo hace a expensas de la biotita. Es frecuente el aumento en el tamaño de los cristales, característico de la "pegmatitización" .

En síntesis, la magnitud de la relación diques sin-magmáticos/reemplazos dentro de un plutón es indicativa de las características reológicas de la roca de campo durante el emplazamiento del cuerpo ígneo. Los diques sin-magmáticos indican un entorno rígido, mientras que los reemplazos un entorno dúctil. Por este motivo, es muy importante en el estudio de un cuerpo ígneo la descripción de los diferenciados tardíos y de su ubicación dentro del cuerpo. Cuando se muestrean  estos diferenciados se debe tener en cuenta que los diques sin-magmáticos representan las composiciones más puras de esos diferenciados. En cambio, si se trata de reemplazos la composición es una mezcla entre los diferenciados finales y la roca huésped.

8.1.4.3. Miarolas: Cuando en las facies finales se alcanza la sobresaturación en agua se separa una fase acuosa que contiene álcalis, sílice y alúmina en solución. Si la permeabilidad en el interior del granitoide es muy pequeña, las parcelas acuosas quedan retenidas y forman agregados cristalinos de formas irregulares, con tamaños del orden de centímetros y contactos difusos.

Estos agregados se denominan miarolas (Lám. 3) y pueden ser totalmente cristalinas o parcialmente huecas. Cuando la fase vapor se encuentra en alta proporción se forman geodas tapizadas por cuarzo, albita, fluorita y otros minerales relacionados con los diferenciados magmáticos tardíos. Si la fase vapor es subordinada forman cuerpos macizos con texturas y composiciones pegmatíticas. En algunos dioritoides las miarolas son ricas en anfíbol, cuyos cristales alcanzan hasta varios centímetros de longitud.