Los batolitos están constituidos por varios plutones, asociados en el espacio y en el tiempo.

La cantidad de plutones está relacionada con el tamaño del batolito. Batolitos de gran extensión, como el batolito de la Costa de Perú (Fig. 11), que es integrante del batolito andino, llegan a tener más de 1000 plutones. Al respecto, debemos mencionar que este batolito es uno de los más extensos que se conocen en el Fanerozoico, por lo cual no es un ejemplo representativo que puede ser utilizado para comparar con batolitos de otras regiones. Batolitos de dimensiones pequeños, como el de Colangüil, en la provincia de San Juan, de aproximadamente 2000 km ² de superficie, están compuestos por 23 plutones.

Los batolitos se forman como consecuencia de una intensa actividad magmática, relativamente continua en el tiempo, caracterizada por pulsos de variada magnitud, que se suceden en forma intermitente. El tiempo que tarda en emplazarse un batolito es del orden de millones de años. El emplazamiento del batolito de la Costa de Perú comenzó en el Cretácico inferior y finalizó en el Mioceno, con una duración aproximada de 70 Ma. Durante este lapso se registraron varios pulsos, separados por periodos de menor actividad. Durante el Oligoceno, en el batolito de la Costa la actividad magmática disminuyó considerablemente registrándose muy  pocos plutones. En este aspecto refleja la disminución generalizada de la actividad magmática en toda la Cordillera de Los Andes. Otros batolitos, como el de Colangüil, en la Cordillera Frontal de San Juan, el emplazamiento comenzó en el Carbonífero inferior, se interrumpió, o disminuyó notablemente, durante el Carbonífero superior, y se reinició con una fuerte actividad en el Pérmico, continuando hasta el Triásico inferior. Entre el Pérmico y el Triásico Inferior la intrusión de los plutones fue prácticamente continua durante el periodo comprendido entre los 272 Ma y los 247 Ma. (Llambías y Sato, 1995), lo cual representa un lapso de 25 Ma. El emplazamiento de cada batolito está relacionado con procesos geológicos gobernados por la tectónica global, como pueden ser los procesos de subducción en los márgenes continen-

tales convergentesoeldesarrollo deriftsenintraplaca continental.LaCordillerade LosAndes es uno de los lugares donde la subducción permanece activa desde el Paleozoico inferior, ya que fue el margen activo del continente de Gondwana, y con posterioridad a la apertura del océano Atlántico, del de Sudamérica. Durante cada ciclo de subducción se desarrollaron arcos magmáticos con raíces batolíticas. Por esta razón, es común la superposición en el espacio de batolitos de diferentes edades. Todos ellos se formaron por procesos de subducción similares, en los cuales la corteza oceánica  subduce a la continental. Por este motivo, las características y la composición de los batolitos son parecidas, dificultando su identificación. Las granodioritas y tonalitas de los batolitos pérmicos son muy parecidas a las de los batolitos cenozoicos, por lo cual es necesario un detallado mapeo para poder separarlos. En la Cordillera Frontal de San Juan, el batolito del Paleozoico superior-Triásico es roca de caja para las intrusiones del Mioceno (Llambías et al., 1990), las cuales forman parte de otro batolito, menos extenso, pero que aun no ha sido mapeado en detalle.

Para describir un batolito es necesario identificar cada uno de sus plutones y determinar sus edades relativas, es decir la secuencia de intrusión. El estudio de un batolito requiere definir la cantidad de plutones que lo componen, la forma de cada uno de ellos, su asociación con los enjambres de diques si los hubiera, y la variación en el tiempo de la composición. En la actualidad el mapeo de un batolito no resulta tan complicado como hace unos años porque se disponen de imágenes satelitales, cuya composición de bandas permite reconocer a los distintos plutones, e incluso a la zonación interna de cada uno de ellos. En el futuro se podrá determinar en forma aproximada hasta la proporción del sílice del mismo.

Durante el estudio de un batolito, es necesario agrupar los plutones de acuerdo a sus características petrográficas y texturales, y de acuerdo a sus edades relativas y sus relaciones con la caja. Un conjunto de plutones de características y edades similares constituyen una suite o una superunidad (Fig. 12). Ambos términos han sido utilizados por diversos autores en forma indistinta y hasta podrían ser equivalentes. Sin embargo, el concepto de suite ha sido empleado en un sentido más amplio, pero lamentablemente con criterios diferentes. En algunos casos el agrupamiento en una suite se ha basado en atributos descriptivos, en otros en genéticos, y en otros, se han combinados ambos atributos (Whitten, 1991). Por este motivo el término de suite no siempre expresa el mismo significado.

De acuerdo con el Glossary of Geology (Bates y Jackson, 1980, p. 626) suite es un conjunto de rocas aparentemente comagmáticas relacionadas en el espacio y en el tiempo. Chappell et al. (1988) utilizaron el término de suite de manera similar, pero agregaron que las rocas que participan en una suite deben tener una coherencia química absoluta. Sin embargo, el problema de coherencia química puede ser discutible, porque sería necesario definir los límites de la coherencia química y el significado petrológico de las variaciones aceptadas dentro de los límites. En la actualidad se acepta que la composición química de los granitoides refleja la composición de la fuente (Arculus, 1987; Pitcher, 1997, p. 132) y cuando la fuente tiene una composición heterogénea pueden converger en forma conjunta distintos tipos de magmas, como pueden ser los metaluminosos y peralcalinos. Un ejemplo de esto sucede en el batolito de Colangüil donde dos plutones de edad similar y situados a pocos metros uno de otro, tienen características químicas diferentes. El plutón de granito anfibólico de Los Lavaderos es metaluminosos transicional a peralcalino, y el de granito cordierítico de Las Opeñas, peraluminoso. Situaciones similares se dan en muchas localidades, pudiéndose citar entre ellas el complejo centrado de Ririwai, donde coexisten granitos peralcalinos y peraluminosos (Fig. 16). El término suite debe diferenciarse claramente del de serie y asociación magmática, en los cuales están involucrados los procesos de diferenciación, que posibilitan la formación de rocas con diversas composiciones, pero con un rango de variabilidad acotado por la naturaleza de los procesos de diferenciación. A modo de resumen, en la Tabla 2 se dan las asociaciones y series para los granitoides resumidas por Lameyre y Bonin (1991).

En los términos de series y de asociación no se encuentran incluidos los conceptos de espacio y tiempo debido a que representan grupos de rocas que se repiten con cierta frecuencia en diversas regiones y épocas.

El concepto de Superunidad fue creado para agrupar los plutones del Batolito de la Costa de Perú. Una síntesis de sus características se discute en Pitcher et al. (1985, p. 94). El concepto de Superunidad también incluye el concepto de cosanguineidad, y que está relacionada a una evolución magmática común, con una cierta coherencia química . Una Superunidad está constituida por Unidades, cada una de ellas representa un pulso magmático. Como mínimo una Unidad puede estar constituida por un plutón, no siendo raras las unidades constituidas por varios plutones.

En cada Superunidad hay una variación progresiva en la composición de los pulsos magmáticos pasando de composiciones intermedias a ácidas. La Superunidad que le sucede en el tiempo repite en forma similar este ciclo, pero a medida que la Superunidad es más joven, mayor es la proporción de rocas ácidas (Fig.12) que participan.

Es aconsejable que Suite o Superunidad sean empleados como herramientas de mapeo con la finalidad de agrupar los plutones en secuencias ígneas con similares características y edades relativas. De esta manera son equivalentes al término Grupo de la nomenclatura estratigráfica.

Unidad es equivalente a Formación. Las variaciones en composición y textura en el interior de cada plutón son inherentes a la dinámica interna del plutón y se describen como facies.

Cada unidad se denomina con el nombre de la roca predominante y un nombre geográfico, que es en donde está mejor expuesta, por ej. Tonalita Pacho, Granodiorita Las Piedritas, etc.

Una Superunidad se denomina con un nombre geográfico p. ej. Superunidad Santa Rosa, etc. Otra denominación utilizada con frecuencia es la de Complejo. El Código Argentino de Estratigrafía, lo define así: "Unidad constituida por diversos tipos litológicos (sedimentarios, ígneos, metamórficos) dispuestos irregularmente o caracterizada por una estructura complicada en la que la sucesión original de las rocas que la componen no es reconocible". Es equivalente a Grupo y puede comprender varias unidades de menor rango.

La utilización de Complejo es apropiada para el mapeo de las rocas ígneas, que con frecuencia se presentan en diversos tipos de cuerpos ígneos, como por ejemplo diques, plutones e inclusive rocas extrusivas. La condición necesaria es que todas estas rocas se hayan formado como consecuencia de un periodo de actividad magmática definido en el espacio y en el tiempo.

A pesar que esta última condición implica una cierta cosanguineidad, el término Complejo es descriptivo. El término Complejo es especialmente aplicable cuando los procesos ígneos se desarrollan en la interfase corteza-atmósfera, donde el magma puede formar cuerpos de diversos tamaños, formas y texturas. Así, por ejemplo, el Complejo plutónico volcánico Dos Lomas en región de La Esperanza, provincia de Río Negro (Fig. 10), está constituido por ignimbritas, diques, y plutones (Llambías y Rapela, 1984). El Grupo volcánico Farallón Negro también puede ser descripto como un Complejo ya que está constituido por diversas unidades ígneas: plutones, diques, brechas ígneas, coladas, filones capa, domos subvolcánicos, etc.

La forma de los batolitos es generalmente alargada, con relaciones axiales altas. Estas formas son comunes tanto a los batolitos de los bordes continentales activos como los batolitos de intraplaca. La longitud de los mismos puede ser del orden de centenares a miles de kilómetros con anchos que varían entre 30 y 80 km. El batolito andino (Fig. 13), con edades que van desde el Jurásico Superior hasta el Mioceno, tiene una longitud de unos 7000 km. Está subdivididos en varios batolitos: como p. ej. el batolito de la Costa de Perú, el batolito Patagónico, etc. En Ámerica del norte los batolitos también continúan a lo largo del margen activo (Fig. 14), como los batolitos de Baja California (Peninsular Ranges batholith), de Nevada, de Columbia Británica,etc. Debido al extraordinario desarrollo del batolito andino no es comparable con otros batolitos, comúnmente de menor extensión.

Los ambientes tectónicos a los cuales están relacionados los batolitos son de diverso tipo, pero  en forma sintética se los puede agrupar en batolitos orogénicos, asociados a margenes continentales activos, y batolitos anorogénicos, asociados a la intraplaca.

Son los que se encuentran en los arcos magmáticos relacionados con los procesos de subducción.

El batolito andino es un ejemplo de este tipo y los numerosos estudios realizados sobre el mismo en distintos sectores han permitido obtener un conocimiento detallado de su composición, petrología, relaciones tectónicas y edad. En los casos en los cuales durante la subducción se produce una colisión, p. ej. continente-continente los batolitos asociados a este proceso se denominan colisionales y sus características son diferentes a las de los batolitos relacionados a subducción simple.

El batolito andino (Fig. 13) está caracterizado por la abundancia de granodioritas y tonalitas, típicamente metalumniosas, calco-alcalinas. Las plagioclasas zonadas, anfíbol y biotita, junto con cuarzo y feldespato potásico son los minerales más característicos. En las rocas más máficas se encuentra piroxeno. Los enclaves microgranulares máficos son muy frecuentes, prácticamente se encuentran en todas las rocas con composiciones intermedias.

El batolito de la Costa de Perú ha sido extensamente estudiado durante los últimos 30 años (véase la síntesis de Pitcher et al., 1985). Está compuesto por varias Superunidades (Fig. 12) cuyas edades se extienden desde 102 hasta 37 Ma. Las rocas más antiguas del batolito son gabros (Superunidad Patap), muchos de ellos laminados, pero no se conoce con precisión si forman parte de la evolución del batolito o pertenecen a un evento previo. No se han hallado otros gabros dentro del batolito.

El batolito de Perú atraviesa diversas estructuras (Fig. 11): en el norte intruye a los esquistos pre-ordovícicos, en la parte central se encuentra en la cuenca sedimentaria Mesozoica, con un gran desarrollo volcánico contemporáneo con el batolito, y al sur corta el Macizo de Arequipa, con edades Proterozoicas. En la parte central de batolito la cuenca Mesozoica tiene una corteza muy joven, e incluso se está creando durante el emplazamiento del batolito (Atherton, 1990). Es aquí donde el batolito muestra su mayor volumen.

La composición es predominantemente tonalítica a granodiorítica, con escasa proporción de monzogranitos. Esta composición es común a otros batolito andinos, por lo cual se puede tomar como una generalidad. De acuerdo con Cobbing y Pitcher (1992) se puede estimar en el segmento Lima las siguientes proporciones relativas: gabbro-diorita 15,9 %; tonalita: 57,9% granodiorita: 25, 6 Granito 0,6%.

El batolito de Baja California (Peninsular Ranges batholtih, Fig. 14) también es otro batolito intensamente estudiado. Tiene una longitud de 1000 km y está compuesto por numerosos plutones, con diámetros que varían entre 1 y 50 km (Silver y Chappell, 1988). Los plutones son alargados en el sentido del eje del batolito, el cual coincide con las estructuras más importantes de la caja.

Enjambres de diques acompañan la intrusión de los plutones. El borde occidental del batolito intruye turbiditas y rocas volcánicas y volcaniclásticas de edad Jurásica a Cretácica, estrechamente asociadas con la evolución del margen continental y con la evolución del batolito. En este sector el espesor de la corteza es muy delgado, de aproximadamente 15 km de espesor, contrastando con el borde oriental del batolito que es casi el doble. La parte central y oriental del batolito intruye rocas metamórficas y sedimentarias del Paleozoico y Mesozoico.

La composición del batolito es predominantemente tonalitíca, y en segundo orden se encuentran las granodioritas. En menor proporción se encuentran gabros, gabros cuarcíferos, dioritas y monzogranitos. A diferencia del batolito de la Costa de Perú se observa una clara polaridad   composicional, con un mayor enriquecimiento en SiO 2 , Na 2 O y K 2 O hacia el este (Gromet y Silver, 1987).

La edad del sector occidental está comprendida entre 118 y 125 Ma. Una cubierta sedimentaria del Cretácico superior se apoya sobre el batolito, indicando una rápida e intensa denudación que permitió su exhumación. El sector oriental es algo más joven, con edades comprendidas entre 80 y 105 Ma.

Este rejuvenecimiento en edad hacia el interior del continente es común a otros segmentos del batolito andino, como sucede en el sector central y norte de Chile donde los cuerpos intrusivos disminuyen en edad desde la Cordillera de la Costa (Jurásicos a Cretácico inferior) hacia el interior (Cenozoico). En el batolito de la Costa de Perú no se ha observado este rejuvenecimiento, sin embargo, el batolito de la Cordillera Blanca se encuentra al este del de la Costa y su edad es Mioceno, indicando en cierta manera un desplazamiento de la edad hacia el interior.

El batolito Patagónico es otro de los grandes batolitos que integran el batolito Andino. Aflora mayormente en la Cordillera Patagónica que comparten Argentina y Chile, entre los 46 y 55°S. Está compuesto por innumerables plutones cuyas edades se encuentran comprendidas entre 165 y 11 Ma, pero con un pico de máxima actividad entre 120 y 70 Ma (Bruce et al., 1991). Las rocas predominantes

son tonalitas y granodioritas. Las dioritas y gabros y noritas se encuentran en proporciones subordinadas, pero son algo más abundantes que en otros batolitos. Los monzogranitos son bastantes escasos, aunque en algunas áreas son algo más abundantes (Nelson et al., 1988). Sin embargo, es difícil estimar la composición global del batolito debido a la inaccesibilidad del terreno. No obstante, Nelson et al., 1988; Weaver et al., 1990) han estimado que las rocas más abundantes son tonalitas (35 a 45%) mientras que los granitos no superan el 20%. Diques máficos de grano fino a afaníticos están presentes en todo el batolito. Su composición varía desde basaltos hasta andesitas anfibólicas. En conjunto la composición es un poco más máfica que la del batolito de la Costa de Perú.

Los batolitos relacionados con colisiones tienen composiciones más silícicas que los andinos y están formados por una amplia mayoría de granitos, que en muchos casos son leucocráticos. Son típicamente peraluminosos. No forman batolitos de grandes extensiones, como los descriptos, sino que forman plutones de diversos tamaño, con formas laminares, intercalados entre las láminas de corrimiento. En el Himalaya (Fig. 15), que resulta de la colisión entre la India y Asia, que opera desde el Eoceno, la actividad magmática sin-colisional no es abundantes, aunque se han reconocido en la placa India diversos plutones de edad miocena. Sus cajas son rocas sedimentarias, y metamórficas de grado medio, con abundante cianita y sillimanita. El metamorfismo es una consecuencia de la colisión, afectando a las rocas sedimentarias jurásico-cretácicas.

La característica principal de este metamorfismo es que está invertido, es decir el grado bajo se encuentra en el piso y el grado medio a alto en el techo. Uno de los plutones del Himalaya que ha sido estudiado en detalle es el de Manaslu, cuya edad es Mioceno Superior.

Consiste en una lámina compuesta por leucogranitos ricos en muscovita, con biotita escasa y turma-  lina como accesorio más abundante. Posee una laminación interna de origen magmático dada por el agrupamiento de micas y turmalina. Sobre esta foliación se impuso una foliación tectónica con similar orientación. Se estima que la intrusión del granito está asociada a la tectónica de corrimiento y se lo puede caracterizar como sin-cinemático (Le Fort et al., 1987; Harrison et al., 1999). En el bloque de Lhasa, situado en la cadena tanshimalaica, y que está separado de la placa India por los complejos ofiolíticos correspondientes a la sutura, se encuentra el batolito transhimalaico (120-40 Ma) y una serie de volcanitas calco alcalinas y potásicas y ultrapotásicas del Mioceno (Miller et al., 1999).

Algunos batolitos se desarrollan con posterioridad al procesos orogénico y se relacionan con los procesos que suceden a la deformación. Después de una orogénesis se produce un alivio mecánico, pasando del acortamiento lateral causado por la compresión a una extensión. Durante este periodo de extensión, que puede durar bastante más de 20 Ma, la actividad magmática puede ser intensa. Es la época en que se forman los batolitos post-orogénicos y los plateau riolíticos. La composición de estos batolitos es predominantemente monzogranítica, con granodioritas subordinadas. En este sentido son diferentes a los batolitos orogénicos. Los plutones están alineados a lo largo de fracturas y los plutones más tardíos tienen secciones circulares, con escaso desarrollo de diques anulares de similar composición. La extensión de estos batolitos es menor que la de los batolitos orogénicos. El batolito de Colangüil, Pérmico superior a Triásico inferior es un ejemplo de un batolito post-orogénico, que sucede a la fase orogénica San Rafael, del Pérmico inferior. Los batolitos de la sierra de San Luis pueden ser conside-

rados como post-orogénicos tardíos (Llambías et al., 1998). Tienen una edad devónica, y se intruyeron durante la etapa de ascenso que sucedió a la orogénesis ordovícica.

Los batolitos que se encuentran en intraplaca son también denominados anorogénicos, porque no están relacionados a procesos orogénicos. Se encuentran en estrecha relación con estructuras de rifts. Están constituidos por complejos intrusivos centrados, con abundantes diques anulares. Cuando estos complejos están alineados forman verdaderos batolitos con formas alargadas, acordes con las estructuras lineales que controlaron su emplazamiento.

Tienen menor extensión que los batolitos calco-alcalinos de los arcos magmáticos. La composición es per-alcalina a alcalina y mayormente están formados por granitos hipersolvus, lo cual significa que se han formado a altas temperaturas y con bajo contenido de agua. A veces forman asociaciones bimodales, con participación de rocas básicas junto con las ácidas. También asociados a rifts se encuentran complejos centrados máficos alcalinos como son los complejos cretácicos de Brasil, este de Bolivia y Paraguay.

Los plutones tienen secciones circulares y son comunes los diques anulares, a veces con texturas típicas de rocas volcánicas. Por esta razón forman complejos plutono- volcánicos, como es el caso de los complejos centrados plutónico-volcánicos del graben de Oslo o del rift de Nigeria.

Los complejos anulares volcánico-plutónicos triásicos a jurásicos del norte de Nigeria constituyen una provincia granítica per-alcalina a alcalina que ha sido intensamente estudiadas (Bowden et al., 1987) por sus asociaciones con mineralizaciones de estaño, uranio, niobio y tierras raras. Están relacionados a las estructuras extensionales producidas durante la apertura del océano Atlántico. Entre todos los numerosos complejos de esta región se destaca el de Sara-Fier (Fig. 4), que constituye un pequeño batolito de 50 km de largo por 10 de ancho, compuesto principalmente por varios plutones de granitos álcali-feldespáticos, per-alcalinos, y en menor proporción por sienitas (Turner, 1963). Cada plutón mayor forma parte de un complejo centrado con abundantes diques anulares de traquitas, riolitas y rocas con texturas granulares finas. Se han distinguido varios centros cuya edad disminuye hacia el sudeste. El complejo de Ririwai (Kinaird et al., 1985), que también forma parte de la provincia granítica de Nigeria, está constituido por granitos metaluminosos y peraluminosos, conjuntamente con riolitas y basaltos (Fig. 16). El complejo tiene sección circular, con un diámetro de 12 km.