Hay cuatro métodos principales de emplazamiento de magmas en la corteza: dilatación, emplazamiento forzado, colapso y fusión/asimilación. La dilatación y el emplazamiento forzado son activos y crean espacio a través de la presión del magma, mientras que el colapso y la fusión son pasivos. El control estructural como fallas y estratificación también afectan el emplazamiento. Los grandes plutones pueden emplazarse de manera forzada o permitida, creando o no deformación en

1. Hay cuatro métodos principales en el proceso de emplazamiento de magmas en la corteza para formar las
intrusiones ígneas :
El primero es el proceso de DILATACIÓN donde la roca
intruida se abre , frecuentemente bajo esfuerzo tensional
para permitir al magma llenar el espacio creado (Fig. A). La
roca preexistente no sufre deformación significativa por este
proceso .
El segundo método llamado EMPLAZAMIENTO FORZADO,
Fig. B, se produce cuando la intrusión se hace espacio por sí
mismo forzando a la roca circundante deformándola.
Estos dos métodos son ejemplos de EMPLAZAMIENTO
ACTIVO , en que la presión del magma juega un rol
significativo en la creación del espacio necesario para el
emplazamiento.
Emplazamiento de Intrusiones Ígneas
Fig. A
Fig. B

2. El tercer método es el COLAPSO (stoping) en el cual el
magma se mueve hacia arriba removiendo bloques de la
roca encajonante , los mismos que luego se hunden en el
magma. Fig. C
El cuarto método es el de FUSIÓN Y ASIMILACIÓN , en el
cual el magma se hace espacio por si mismo por fusión e
incorporación de la roca encajonante . Fig. D
Los dos últimos métodos son ejemplos de INTRUSION
PASIVA.
La fusión no parece ser un mecanismo importante por si
mismo , aunque probablemente juega un rol secundario
importante en muchas intrusiones de profundidad .
El colapso (stoping) es un mecanismo importante en ciertos
plutones de nivel elevado , pero en muchos otros casos es
un mecanismo menor en el proceso de emplazamiento .
Fig. C
Fig. D

3. Ni la fusión ni el colapso son procesos de gran interés para el geólogo estructuralista su rol es casi nulo
en el proceso de deformación.
La dilatación y el emplazamiento forzado por otro lado tienen importantes implicaciones estructurales . la
dilatación es el método principal de intrusión de los cuerpos tabulares y es controlado por el campo de
esfuerzo existente. El proceso de emplazamiento forzado es importante en los grandes cuerpos
plutónicos produciendo su propio campo de esfuerzo.

4. Las condiciones de esfuerzo que gobiernan la
intrusión de diques se muestra en la Fig. 2A , el dique
puede ser considerado como propagado a si mismo
hacia arriba por un efecto de borde , donde la presión
del magma (hidrostática) actúa perpendicularmente al
plano de intrusión del dique . En un cuerpo
homogéneo el plano de intrusión corresponderá al
plano de σ1 , σ2 normal a σ3 y el emplazamiento tendrá
lugar en la siguiente condición :
EMPLAZAMIENTO DE DIQUES Y SILLS
Donde p es la presión del magma y σ1 es la resistencia
de tensión de la roca encajonante.
p ≥ l σ1 l + σ3
Fig. 2A DIQUES

5. Los sills presentan un caso especial de emplazamiento de
capas tabulares donde el plano de intrusión es normalmente
horizontal (Fig. 2B) .Para que tenga lugar el emplazamiento,
la presión del magma debe exceder la presión de carga de
los estratos suprayacentes. Esto normalmente ocurrirá en
niveles altos de la corteza. Por lo tanto podemos esperar que
un dique pase a sills a nivel determinado por un valor mínimo
de esfuerzo vertical (que aumenta en profundidad). Si el ratio
de los dos esfuerzos principales horizontales permanecen
iguales, la disminución del esfuerzo vertical causara el
elevamiento de ejes de esfuerzo, y un dique cambia la
dirección de intrusión al sills (Fig. 2C)
De la orientación regional de un grupo de diques , si asumimos que la roca es estructuralmente
homogénea , podemos deducir la orientación de σ3. Si en la roca encajonante existen heterogeneidades
estructurales , la relación no es muy simple de inferir . si existe en la roca un plano de fractura previo , el
emplazamiento del magma tendrá lugar a lo largo de la misma , siempre que la presión del magma
exceda el esfuerzo de comprensión normal al plano .En la práctica solo los planos de fractura de gran
ángulo con respecto a σ3 son probables de intrusión .
FORMACION DE SILLS
Fig. 2B
SILLS
Fig. 2C DIQUE A SILLS

6. Un buen ejemplo del rol de fallas así como estratificación en el emplazamiento de un sills se muestra en la
Fig.3 , donde los estratos y las fallas buzan en direcciones opuestas y el sills es capaz de mantener
aproximadamente el mismo nivel favorable siguiendo el buzamiento de la estratificación hacia abajo por
cierta distancia pero retornando periódicamente a un nivel más alto a lo largo de una falla.
CONTROL POR ESTRUCTURAS PREEXISTENTES
Fig.3

7. Un tipo de control estructural algo diferente es mostrado por un
emplazamiento en echelon , donde un set de intrusiones
ocupan planos paralelos los cuales están consistentemente
separados (Fig.4A) . Este arreglo puede tener varias causas
diferentes . La fuente del magma puede haber sido una
intrusión en un plano oblicuo a las intrusiones individuales pero
paralelo a la zona definida por el set de intrusiones (Fig. 4B) .
Esto podría ser explicado también por un cambio en el campo
de esfuerzo entre dos niveles sucesivos en la corteza , o mas
probablemente , por la existencia de un set de planos de
fractura en un nivel mas alto orientado oblicuamente al plano
de intrusión en el nivel bajo .
La razón común para un arreglo en echelon es la intrusión bajo
esfuerzo de cizalla simple , por lo tanto , por ejemplo , un
esfuerzo de cizalla dextral paralelo al plano de intrusión
principal de la figura 4 tendría a abrir fisuras tensionales .
EMPLAZAMIENTO EN ECHELON
Fig. 4A
Fig. 4B

8. Juegos de intrusiones tipo hoja son
comúnmente asociados espacialmente con
plutones de niveles altos en complejos
ígneos centrales .Se cree que el patrón y
orientación de estas intrusiones están
relacionadas al campo de esfuerzos
generado por un plutón situado en
profundidad debajo del centro del complejo
(Fig.5) . La presión del magma del plutón
genera un esfuerzo comprensivo
perpendicular a los márgenes del cuerpo
dando como resultado sets curvos de
trayectorias de esfuerzo.
EMPLAZAMIENTO DE DIQUES
CÓNICOS Y RADIALES
Fig.5

9. Un arreglo posible de trayectorias de esfuerzo es mostrado en la Fig. 5A , asumiendo un plutón de forma
de domo simple con sección transversal circular . El arreglo tiene la forma de una , sombrilla con σ1
correspondiendo a las proyecciones radialmente dispuestas , perpendiculares a la superficie del plutón .
Las costillas de la sombrilla son un set de curvas parabólicas que deben corresponder a σ2 o σ3 .
El tercer set de trayectorias forma un juego de círculos concéntricos horizontales paralelos al borde de la
sombrilla . Este arreglo puede explicar ambos los diques cónicos y radiales asociados a complejos
ígneos.
σ 1
Fig. 5A
σ1σ1
σ1
σ1
σ2 or σ3
σ2 or σ3

10. Si las trayectorias corresponden a σ3 , se forma un
set de diques radiales verticales (Fig. 5D) , si las
trayectorias parabólicas corresponden a σ3 , se
forma un set de diques cónicos (Fig. 5B) . Es
posible que el cambio de los ejes σ2 y σ3 puede
resultar de un aumento de presión generado por la
misma intrusión . Esta puede ser la explicación a la
presencia de diques cónicos y radiales encontrados
en algunos complejos centrales .
Se ha sugerido que sets de fracturas de cizalla
cónicas generados por este tipo de campo de
esfuerzo (Fig. 5E) pueden ser usados como planos
de intrusión para ambos diques cónicos y de borde .
El primero seguiría superficies de cizalla buzando
hacia adentro y el ultimo buzando hacia afuera . Esta
explicación relacionaría los tres tipos de intrusiones
menores encontrados en complejos ígneos centrales
al mismo mecanismo básico.
σ1 y σ3
planta
Traza de plano
conteniendo
Capa cónica
σ2
σ2
Fig. 5B
σ1 σ1
σ3
σ3
sección
Fig. 5C
Dique
Radial σ3
σ3
(plan)Fig. 5D
TRACE OF
PLANE
CONTAINING
Fig. 5E
σ1 y σ3
σ1 σ1 σ1
σ2 or σ3 σ2 or
σ3

11. Desde el punto de vista estructural , el problema mas interesante asociado a las grandes intrusiones es
como se emplazan dentro de la corteza , y en particular , como fue creado el espacio que ocupa , el
llamado “problema de espacio” . Este problema se torna agudo cuando consideramos el tamaño del
batolito . La pregunta es si la roca encajonante se ha desplazado para acomodar este vasto volumen de
roca ; o al menos en parte ha sido asimilada por el magma ; o en cierta forma ha sido transformada
(granitizada) para producir el cuerpo ígneo .
EMPLAZAMIENTO DE GRANDES INTRUSIONES
Cada una de estas posibilidades han sido
forzadamente argumentadas en el pasado en el
ámbito de la controversia del granito. Nuestro
interés no esta dirigido al análisis de
argumentos detallados como el origen de los
granitos , sino a las importantes
consideraciones estructurales resultado del
método de emplazamiento . Fig. 6

12. En el caso de los plutones emplazados como
intrusiones permitidas , las relaciones estructurales
sugieren un acomodo pasivo del magma intrusivo
en el espacio dejado por la roca encajonante al
desplazarse o hundirse debajo de una intrusión .
Ciertas intrusiones grandes de forma de anillo han
sido descritas como formadas por subsidencia de
un bloque cilíndrico central (Fig. 6).
Otros plutones parecen haber sido emplazados por
el hundimiento de bloques de la roca encajonante
desprendidos del techo de la intrusión. Fig. 6

13. Los plutones emplazados como intrusiones forzadas , en contraste , crean su espacio por empuje lateral activo
de la roca circundante . Evidencia de este proceso es proporcionado por el plegamiento y fracturamiento de los
estratos circundantes a la intrusión . Un buen ejemplo de un pluton forzado es el stock granítico Arran al sur
oeste de Escocia (Fig. 7) , donde los pliegues y fallas paralelos al margen del plutón , han sido formados por
emplazamiento forzado del granito . La mayoría de plutones muestran alguna evidencia de intrusión forzada.
Parece muy probable que muchos de los
mayores cuerpos de granito (cualquiera fuera
el origen del magma) son diapíricos ,
formados como resultado de la difusión del
magma hacia fuera en un nivel particular de
la corteza , y no necesariamente se extiende
en profundidad . Si este es el caso , el
problema de espacio es mucho menos
severo que considerar grandes batolitos de
paredes verticales extendiéndose a la base
de la corteza . El emplazamiento diapírico de
cuerpos ígneos también tienen lugar en
estado sólido Fig. 7

14. Estructuras Controladas por Gravedad
La fuerza de la gravedad afecta a todos los procesos naturales de deformación y es componente importante
de todos los campos de esfuerzo naturales . El rol de la presión de carga gravitacional en el control de la
deformación ya ha sido discutida . En este capitulo trataremos las estructuras que son formadas
esencialmente como resultado de la acción de la fuerza gravitacional , entre estos factores que influyen ,
tenemos los siguientes:
La erosión diferencial comúnmente conduce a la
inestabilidad gravitacional por exposición de los
bordes de paquetes de capas a lo largo de las
pendientes de valle (Fig. 1) los efectos van desde
las flexuras menores de los estratos cerca a la
superficie , asociado la reptación de los suelos ,
hasta las estructuras de colapso gravitacional de
muchos cientos de metros de longitud.
I. EFECTO DEL RELIEVE TOPOGRAFICO
Fig. 1

15. La inestabilidad producida por una pendiente
topográfica es acentuada si las capas buzan hacia la
pendiente (Fig. 1B) . Capas competentes
descansando en material débil pueden entonces
deslizarse bajo efecto de la gravedad hacia el valle ,
particularmente si su plano esta debilitado o
lubricado por percolación.
Varios tipos de estructuras atribuidas a colapso
gravitacional han sido descritas de las montañas de
Irán , donde una serie de gruesa y competentes
calizas sobreyacen lutitas incompetentes con
contenido de anhidrita . Las estructuras incluyen
pliegues recumbentes y capas deslizadas sobre
fallas (Fig. 2) y son atribuidas a la inestabilidad de
capas buzantes competentes en los limbos de
montañas anticlinal . La inestabilidad puede ser
acentuada por el efecto de erosión en la cresta de
las montañas.
Fig. 1B
Fig. 2

16. Una napa es una capa de roca , del orden de las decenas de kilómetros de extensión , que han sido
desplazadas a lo largo de un plano de falla basal . Muchas napas tienen una base de sobrecorrimiento y
son comprensionales en origen , pero otras han sido atribuidas al deslizamiento gravitacional a lo largo de
una falla normal de bajo ángulo (lag) .
Debido a los cambios subsecuentes en la posición de los planos de falla , no es siempre posible tener la
certeza de si un plano particular de falla es un plano de sobrecorrimiento o de deslizamiento gravitacional.
Una capa o napa de deslizamiento gravitacional verdadera debe exhibir una zona de tensión en la zona alta
o próxima al final de la capa (cerca al levantamiento) y una zona de comprensión en la parte baja o distal .
Fallas normales de bajo ángulo en las cuales descansan las capas son llamadas fallas de despegue
(datachment faults) . Estas fallas cortan hasta la superficie en zona alta de la capa , para permitir el
despegue de la capa .
II. DESLIZAMIENTO GRAVITACIONAL DE CAPAS O NAPAS

17. III. DOMOS DE SAL Y DIAPIROS
Los domos de sal surgen por inestabilidad gravitacional de una capa de baja densidad (sal u otro material
evaporitico) , debajo de roca de mayor densidad . Si la capa de sal y la estratificación encima son
perfectamente regulares y uniformes no hay una tendencia de la sal a moverse . Sin embargo , cualquier
heterogeneidad en el sistema causado por ejemplo , por el engrosamiento de la capa de sal , por
plegamiento o fallamiento en los estratos de encima o por erosión local , conducirá a una presión lateral en
la capa de sal inducida por la capa gravitacional . Esta presión conducirá finalmente , si es que se
mantiene , al flujo de la sal hasta la superficie , donde formaría una capa en una nueva posición
gravitacional estable
En la practica este proceso es parcialmente completado ; las estructuras formadas por el movimiento de la
sal muestra una amplia variedad de formas reflejando diferentes estados de su migración a superficie .
Comenzando por domos simples y amplios y procediendo luego a formas de tapones y hongo (Fig. 3 y 4 ) ,
tales estructuras son llamadas diapiros y el proceso de denomina diapírico.

18. Fig. 3
Fig. 4

19. IV. ESTRUCTURAS ASOCIADAS CON DIAPIROS DE SAL
Todos los diapiros de sal muestran un marcado doblamiento hacia arriba de las capas circundantes frente a
las paredes del cuerpo , frecuentemente acompañado por fallamiento reverso . En ciertos casos
plegamiento apretado puede ocurrir en las capas dúctiles . Por lo tanto el cuerpo cilíndrico de la intrusión de
sal esta bordeado por una zona anular de plegamiento y fallamiento comprensional ( Fig. 3 ) .
La estratificación encima del cuerpo de sal es
afectado por tectónica tensional dando como
resultado el arqueamiento y adelgazamiento de las
capas con fallamiento normal acompañado .
Intrincados patrones de fallamiento normal son
comúnmente encontrados encima de los domos de
sal .
Dentro del cuerpo de sal el patrón de deformación
esta dictado por la dirección y extensión del flujo . En
una estructura como las mostrada en la figura 3 , el
cuello delgado exhibirá un plegamiento muy cerrado
con fuertes elongaciones verticales lineales. Fig. 3