El nivel de emplazamiento se refiere a la profundidad donde ha cristalizado el cuerpo ígneo.

La síntesis publicada por Buddington (1959), fue un trabajo de indiscutible referencia sobre este tema, agrupando a los cuerpos ígneos, de acuerdo a la profundidad de emplazamiento, en plutones de catazona, mesozona y epizona. Los primeros son los más profundos, mientras que los de epizona son los más superficiales, e incluso son los que están relacionados con las rocas volcánicas.

Sin embargo, en esa época no se tenían en cuenta las perturbaciones del comportamiento reológico de la corteza, causadas por las variaciones transitorias de temperatura, de modo que la generalización propuesta por Buddington no se puede aplicar directamente. Las características descriptas por este autor para cada uno de los niveles de emplazamiento son en un amplio sentido reales, no obstante se debe tener mucho cuidado en asignar un nivel de intrusión sin una evaluación del régimen térmico imperante, del tiempo de duración de las intrusiones y de la respuesta reológica de la caja ante estas nuevas condiciones. En el concepto epizonal de Buddington se encontraba en forma implícita el concepto de un alto contraste reológico entre el magma y la caja, mientras que en los plutones de catazona el contraste reológico era bajo. En la actualidad se conoce que estas relaciones reológicas se modifican con el gradiente geotérmico y con la tasa de deformación, por lo cual no necesariamente expresan la profundidad de las intrusiones.

Algunos plutones se intruyen muy cerca de la superficie, inclusive lo hacen en las unidades volcánicas consanguíneas. La presencia de plutones en el interior de las calderas volcánicas es un hecho bastante común. En La Esperanza, uno de los plutones del granito Calvo intruye las ignimbritas riolíticas y diques aplítico-riolíticos, formados durante el mismo periodo de actividad magmática (Fig. 10).

Para estimar la profundidad del emplazamiento existen métodos indirectos y directos. Los métodos indirectos se basan en las siguientes características del cuerpo ígneo: texturas, estructuras, forma y tipo de contacto, relaciones con la caja y naturaleza de las aureolas de contacto.

Todas ellas reflejan la magnitud del contraste térmico y la tasa de enfriamiento, que de acuerdo con el gradiente geotérmico dan un indicio de la profundidad y del comportamiento reológico de la roca de caja.

Las texturas que reflejan un alto contraste térmico son: 1) las porfíricas, que indican dos tasas de enfriamiento diferentes. En este grupo no se incluyen los granitoides con megacristales de feldespato potásico, porque no reflejan una doble historia de enfriamiento, 2) las aplíticas, porque indican un rápido enfriamiento, con una cristalización a temperaturas inferiores a las de equilibrio (metaestables). Asimismo, debemos agregar que la distribución de diferentes texturas y composición en zonas en el interior del cuerpo ígneo es un indicador de la existencia de corrientes convectivas, las cuales se originan por un alto contraste térmico (Turner y Campbell 1986; Campbell y Turner, 1989; Valentine, 1992).

La presencia de hornfels indica alto contraste térmico. Por el contrario, si en la caja se pro-

duce un aumento en el grado metamórfico, se está en presencia de un bajo contraste térmico.

La rigidez de la caja también implica un alto contraste térmico y este atributo se puede inferir por la relación de los contactos. Contacto rectilíneos e intersecciones angulares, así como la formación de fracturas en el entorno del intrusivo, indican el comportamiento rígido de la roca de caja. Bloques  inmersos en el cuerpo ígneo con contornos angulares también indican una fracturación frágil.

En los niveles superficiales de la corteza y bajo ciertas circunstancias especiales, la roca de caja puede disminuir localmente su resistencia y fluir. Estas condiciones se logran por el calentamiento inducido por el plutón durante un tiempo relativamente prolongado. A una tasa de deformación baja la roca de caja puede fluir, adaptándose a la forma del cuerpo ígneo. Estos procesos están restringidos exclusivamente al contacto y generalmente no tienen significación regional. Un ejemplo se encuentra en el dique Andersen, en el río Colorado, provincia de La Pampa, donde la intrusión de un plutón de granodiorita, de 431±12 Ma (Tickyj et al., 1999), en sedimentitas, produjo la fluxión y recristalización de la caja a lo largo del contacto con un ancho de apenas unos 4 a 5 m. A 50 m del contacto la roca de caja no muestra signos de deformación ni de recristalización.

En el batolito Las Chacras-Piedras Coloradas, Brogioni (1991) describió un alabeo de las estructuras de las rocas metamórficas de la roca de caja con ancho de unos 300 m. Entre el contacto entre los plutones de Alpa Corral y El Talita del batolito de cerro Áspero la estructura de las rocas metamórficas se adapta fielmente al contacto, a pesar que en el resto de los plutones las corta con alto ángulo (Fig. 5, Pinotti et al., 1996; Pinotti, 1998).

La cristalización de epidoto magmático en los granitos es una característica de emplazamiento profundo, ya que a las temperaturas magmáticas y a bajas presiones el epidoto no es estable (Schmidt y Thompson, 1996; Brandon et al., 1996). En Argentina Toselli et al. (1997) y Sial et al. (1999) han reconocido diversos grupos de granitoides con epidoto magmático a lo largo de la Megafractura de Tafí (Granitos de Loma Pelada, El Infiernillo, Ñuñorco Grande, etc.) en Sierras Pampeanas, y en el Sistema de Famatina (Granitos de Paimán, Copacabana, Cerro Toro, Sañogasta, etc.). Ambos cinturones graníticos está separados por granitos cordieríticos del Paleozoico Inferior.

Los métodos geobarométricos que se emplean para determinar la profundidad de la formación de los cristales se basan en las composiciones químicas de pares de minerales en equilibrio. Este método es aplicable tanto a minerales del plutón como en los recristalizados en la aureola de contacto.