La roca ígnea ( ígnea del latín igneus 'ardiente'), o roca magmática , es uno de los tres tipos principales de rocas , siendo los otros sedimentarios y metamórficos . Las rocas ígneas se forman mediante el enfriamiento y solidificación del magma o lava .
El magma puede derivarse de derretimientos parciales de rocas existentes en el manto o la corteza de un planeta . Normalmente, la fusión es causada por uno o más de tres procesos: un aumento de temperatura, una disminución de la presión o un cambio de composición. La solidificación en roca ocurre ya sea debajo de la superficie como rocas intrusivas o en la superficie como rocas extrusivas . La roca ígnea puede formarse con cristalización para formar rocas cristalinas granulares, o sin cristalización para formar vidrios naturales .
Las rocas ígneas se encuentran en una amplia gama de entornos geológicos: escudos, plataformas, orógenos, cuencas, grandes provincias ígneas, corteza extendida y corteza oceánica.
Las rocas ígneas y metamórficas constituyen entre el 90% y el 95% de los 16 kilómetros superiores (9,9 millas) de la corteza terrestre en volumen. [1] Las rocas ígneas forman aproximadamente el 15% de la superficie terrestre actual de la Tierra. [nota 1] La mayor parte de la corteza oceánica de la Tierra está hecha de roca ígnea.
Las rocas ígneas también son geológicamente importantes porque:
Las rocas ígneas pueden ser intrusivas ( plutónicas e hipabisales) o extrusivas ( volcánicas ).
Las rocas ígneas intrusivas constituyen la mayoría de las rocas ígneas y se forman a partir del magma que se enfría y solidifica dentro de la corteza de un planeta. Los cuerpos de roca intrusiva se conocen como intrusiones y están rodeados por roca preexistente (llamada country rock ). La roca rural es un excelente aislante térmico , por lo que el magma se enfría lentamente, y las rocas intrusivas son de grano grueso ( faneríticas ). Los granos minerales de estas rocas generalmente pueden identificarse a simple vista. Las intrusiones se pueden clasificar según la forma y el tamaño del cuerpo intrusivo y su relación con el lecho de la roca rural en la que se introduce. Los cuerpos intrusivos típicos son batolitos , cepos , lacolitos , umbrales y diques . Las rocas intrusivas comunes son el granito , el gabro o la diorita .
Los núcleos centrales de las principales cadenas montañosas están formados por rocas ígneas intrusivas. Cuando quedan expuestos por la erosión, estos núcleos (llamados batolitos ) pueden ocupar enormes áreas de la superficie de la Tierra.
Las rocas ígneas intrusivas que se forman en las profundidades de la corteza se denominan rocas plutónicas (o abisales ) y suelen ser de grano grueso. Las rocas ígneas intrusivas que se forman cerca de la superficie se denominan rocas subvolcánicas o hipabisales y suelen ser de grano mucho más fino, a menudo parecido a la roca volcánica. [8] Las rocas hipobisales son menos comunes que las rocas plutónicas o volcánicas y a menudo forman diques, sills, lacolitos, lopolitos o facolitos .
La roca ígnea extrusiva, también conocida como roca volcánica, se forma por el enfriamiento del magma fundido en la superficie terrestre. El magma, que sale a la superficie a través de fisuras o erupciones volcánicas , se solidifica rápidamente. De ahí que estas rocas sean de grano fino ( afaniticas ) o incluso vítreas. El basalto es la roca ígnea extrusiva más común [9] y forma flujos de lava, láminas de lava y mesetas de lava. Algunos tipos de basalto se solidifican para formar largas columnas poligonales . La Calzada del Gigante en Antrim, Irlanda del Norte, es un ejemplo.
La roca fundida, que normalmente contiene cristales en suspensión y gases disueltos, se llama magma . [10] Se eleva porque es menos densa que la roca de la que se extrajo. [11] Cuando el magma llega a la superficie, se llama lava . [12] Las erupciones de volcanes en el aire se denominan subaéreas , mientras que las que ocurren debajo del océano se denominan submarinas . Los fumadores negros y el basalto de las dorsales en medio del océano son ejemplos de actividad volcánica submarina. [13]
El volumen de roca extrusiva que los volcanes hacen erupción anualmente varía según el entorno de las placas tectónicas. La roca extrusiva se produce en las siguientes proporciones: [14]
El comportamiento de la lava depende de su viscosidad , que está determinada por la temperatura, la composición y el contenido de cristales. El magma de alta temperatura, la mayor parte del cual es de composición basáltica, se comporta de manera similar al petróleo espeso y, a medida que se enfría, a la melaza . Son comunes los flujos de basalto largos y delgados con superficies de pahoehoe . El magma de composición intermedia, como la andesita , tiende a formar conos de ceniza de ceniza , toba y lava entremezcladas, y puede tener una viscosidad similar a la melaza espesa y fría o incluso al caucho cuando entra en erupción. El magma félsico , como la riolita , suele hacer erupción a baja temperatura y es hasta 10.000 veces más viscoso que el basalto. Los volcanes con magma riolítico suelen hacer erupción explosiva y los flujos de lava riolítica suelen ser de extensión limitada y márgenes pronunciados porque el magma es muy viscoso. [15]
Los magmas félsicos e intermedios que entran en erupción a menudo lo hacen violentamente, con explosiones impulsadas por la liberación de gases disueltos, generalmente vapor de agua, pero también dióxido de carbono . El material piroclástico que explota explosivamente se llama tefra e incluye toba , aglomerado e ignimbrita . También entran en erupción finas cenizas volcánicas que forman depósitos de toba y ceniza, que a menudo pueden cubrir grandes superficies. [dieciséis]
Debido a que las rocas volcánicas son en su mayoría de grano fino o vítreas, es mucho más difícil distinguir entre los diferentes tipos de rocas ígneas extrusivas que entre los diferentes tipos de rocas ígneas intrusivas. Generalmente, los constituyentes minerales de las rocas ígneas extrusivas de grano fino sólo pueden determinarse mediante el examen de secciones delgadas de la roca bajo un microscopio , por lo que normalmente sólo se puede hacer una clasificación aproximada en el campo . Aunque la IUGS prefiere la clasificación por composición mineral , esto a menudo no es práctico y, en su lugar, la clasificación química se realiza utilizando la clasificación TAS . [17]
Las rocas ígneas se clasifican según su modo de aparición, textura, mineralogía, composición química y geometría del cuerpo ígneo.
La clasificación de los numerosos tipos de rocas ígneas puede proporcionar información importante sobre las condiciones en las que se formaron. Dos variables importantes utilizadas para la clasificación de rocas ígneas son el tamaño de las partículas, que depende en gran medida de la historia del enfriamiento, y la composición mineral de la roca. Los feldespatos , cuarzos o feldespatoides , olivinos , piroxenos , anfíboles y micas son minerales importantes en la formación de casi todas las rocas ígneas, y son básicos para la clasificación de estas rocas. Todos los demás minerales presentes se consideran no esenciales en casi todas las rocas ígneas y se denominan minerales accesorios . Los tipos de rocas ígneas con otros minerales esenciales son muy raros, pero incluyen las carbonatitas , que contienen carbonatos esenciales . [17]
En una clasificación simplificada, los tipos de rocas ígneas se separan según el tipo de feldespato presente, la presencia o ausencia de cuarzo , y en rocas sin feldespato ni cuarzo, el tipo de minerales de hierro o magnesio presentes. Las rocas que contienen cuarzo (en composición de sílice) están sobresaturadas de sílice . Las rocas con feldespatos están subsaturadas de sílice , porque los feldespatos no pueden coexistir en una asociación estable con el cuarzo. [ cita necesaria ]
Las rocas ígneas que tienen cristales lo suficientemente grandes como para ser vistos a simple vista se denominan faneríticas ; aquellos con cristales demasiado pequeños para ser vistos se llaman afaníticos . En términos generales, fanerítica implica un origen intrusivo; afanítico y extrusivo. [ cita necesaria ]
Una roca ígnea con cristales más grandes y claramente discernibles incrustados en una matriz de grano más fino se denomina pórfido . La textura porfídica se desarrolla cuando algunos de los cristales crecen hasta alcanzar un tamaño considerable antes de que la masa principal del magma cristalice como un material uniforme de grano más fino. [ cita necesaria ]
Las rocas ígneas se clasifican según su textura y composición. La textura se refiere al tamaño, forma y disposición de los granos o cristales minerales que componen la roca. [ cita necesaria ]
La textura es un criterio importante para la denominación de rocas volcánicas. La textura de las rocas volcánicas, incluido el tamaño, la forma, la orientación y la distribución de los granos minerales y las relaciones entre granos, determinarán si la roca se denomina toba , lava piroclástica o lava simple . Sin embargo, la textura es sólo una parte subordinada en la clasificación de las rocas volcánicas, ya que la mayoría de las veces es necesario obtener información química de rocas con una masa subterránea de grano extremadamente fino o de tobas caídas de aire, que pueden formarse a partir de cenizas volcánicas. [ cita necesaria ]
Los criterios texturales son menos críticos al clasificar rocas intrusivas donde la mayoría de los minerales serán visibles a simple vista o al menos usando una lupa, una lupa o un microscopio. Las rocas plutónicas también tienden a tener una textura menos variada y menos propensas a mostrar tejidos estructurales distintivos. Se pueden utilizar términos texturales para diferenciar diferentes fases intrusivas de grandes plutones, por ejemplo, desde márgenes porfídicos hasta grandes cuerpos intrusivos, reservas de pórfido y diques subvolcánicos . La clasificación mineralógica se utiliza con mayor frecuencia para clasificar rocas plutónicas. Se prefieren las clasificaciones químicas para clasificar las rocas volcánicas, utilizando especies de fenocristales como prefijo, por ejemplo, "picrita con olivino" o "riolita ortoclasa-fírica". [ cita necesaria ]
La IUGS recomienda clasificar las rocas ígneas por su composición mineral siempre que sea posible. Esto es sencillo para rocas ígneas intrusivas de grano grueso, pero puede requerir el examen de secciones delgadas bajo un microscopio para detectar rocas volcánicas de grano fino, y puede ser imposible para rocas volcánicas vítreas. A continuación hay que clasificar químicamente la roca. [18]
La clasificación mineralógica de una roca intrusiva comienza determinando si la roca es ultramáfica, una carbonatita o un lamprófiro . Una roca ultramáfica contiene más del 90% de minerales ricos en hierro y magnesio, como la hornblenda, el piroxeno o el olivino, y dichas rocas tienen su propio esquema de clasificación. Asimismo, las rocas que contienen más del 50% de minerales carbonatados se clasifican como carbonatitas, mientras que los lamprófiros son rocas ultrapotásicas raras. Ambos se clasifican además según una mineralogía detallada. [19]
En la gran mayoría de los casos, la roca tiene una composición mineral más típica, con importantes cuarzos, feldespatos o feldespatos. La clasificación se basa en los porcentajes de cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasa y feldespatoide sobre la fracción total de la roca compuesta por estos minerales, ignorando todos los demás minerales presentes. Estos porcentajes ubican la roca en algún lugar del diagrama QAPF , que a menudo determina inmediatamente el tipo de roca. En algunos casos, como el campo de diorita-gabro-anortita, se deben aplicar criterios mineralógicos adicionales para determinar la clasificación final. [19]
Cuando se puede determinar la mineralogía de una roca volcánica, se clasifica utilizando el mismo procedimiento, pero con un diagrama QAPF modificado cuyos campos corresponden a tipos de rocas volcánicas. [19]
Cuando no es práctico clasificar una roca volcánica mediante mineralogía, la roca debe clasificarse químicamente.
Hay relativamente pocos minerales que son importantes en la formación de rocas ígneas comunes, porque el magma a partir del cual cristalizan los minerales es rico solo en ciertos elementos: silicio , oxígeno , aluminio, sodio , potasio , calcio , hierro y magnesio . Estos son los elementos que se combinan para formar los minerales de silicato , que representan más del noventa por ciento de todas las rocas ígneas. La química de las rocas ígneas se expresa de manera diferente para elementos mayores y menores y para oligoelementos. Los contenidos de elementos mayores y menores se expresan convencionalmente como porcentaje en peso de óxidos (por ejemplo, 51% SiO2 y 1,50% TiO2 ) . Las abundancias de oligoelementos se expresan convencionalmente como partes por millón en peso (por ejemplo, 420 ppm de Ni y 5,1 ppm de Sm). El término "elemento traza" se utiliza normalmente para elementos presentes en la mayoría de las rocas en abundancias inferiores a 100 ppm aproximadamente, pero algunos elementos traza pueden estar presentes en algunas rocas en abundancias superiores a 1000 ppm. La diversidad de composiciones de rocas ha sido definida por una enorme masa de datos analíticos: se puede acceder a más de 230.000 análisis de rocas en la web a través de un sitio patrocinado por la Fundación Nacional de Ciencias de EE. UU. (consulte el enlace externo a EarthChem). [ cita necesaria ]
El componente más importante es la sílice, SiO 2 , ya sea que se presente como cuarzo o combinada con otros óxidos como feldespatos u otros minerales. Tanto las rocas intrusivas como las volcánicas se agrupan químicamente según el contenido total de sílice en categorías amplias.
Esta clasificación se resume en la siguiente tabla:
El porcentaje de óxidos de metales alcalinos ( Na 2 O más K 2 O ) ocupa el segundo lugar después del sílice en importancia para la clasificación química de la roca volcánica. Los porcentajes de sílice y óxido de metal alcalino se utilizan para ubicar la roca volcánica en el diagrama TAS , lo cual es suficiente para clasificar inmediatamente la mayoría de las rocas volcánicas. Las rocas en algunos campos, como el campo de traquiandesita, se clasifican además según la proporción de potasio a sodio (de modo que las traquiandesitas potásicas son latitas y las traquiandesitas sódicas son benmoreitas). Algunos de los campos más máficos se subdividen o definen aún más mediante la mineralogía normativa , en la que se calcula una composición mineral idealizada para la roca en función de su composición química. Por ejemplo, la basanita se distingue de la tefrita por tener un alto contenido normativo de olivino.
Otras mejoras a la clasificación TAS básica incluyen:
En terminología antigua, las rocas sobresaturadas de sílice se llamaban silícicas o ácidas donde el SiO 2 era superior al 66% y el término familiar cuarzolita se aplicaba a las más silícicas. Un feldespatoide normativo clasifica una roca como subsaturada de sílice; un ejemplo es la nefelinita .
Los magmas se dividen a su vez en tres series:
La serie alcalina se distingue de las otras dos en el diagrama TAS, siendo mayor en óxidos alcalinos totales para un contenido de sílice dado, pero las series toleítica y calco-alcalina ocupan aproximadamente la misma parte del diagrama TAS. Se distinguen comparando el contenido de álcali total con el de hierro y magnesio. [22]
Estas tres series de magma se producen en una variedad de entornos de placas tectónicas. Las rocas de la serie de magma toleítico se encuentran, por ejemplo, en dorsales oceánicas, cuencas de arco posterior , islas oceánicas formadas por puntos calientes, arcos de islas y grandes provincias ígneas continentales . [23]
Las tres series se encuentran relativamente cerca entre sí en zonas de subducción donde su distribución está relacionada con la profundidad y la edad de la zona de subducción. La serie de magma toleítico está bien representada sobre zonas de subducción jóvenes formadas por magma de una profundidad relativamente poco profunda. Las series calco-alcalinas y alcalinas se observan en zonas de subducción maduras, y están relacionadas con magmas de mayores profundidades. La andesita y la andesita basáltica son las rocas volcánicas más abundantes en el arco de islas, lo que es indicativo de magmas calco-alcalinos. Algunos arcos de islas tienen series volcánicas distribuidas, como se puede ver en el sistema de arcos de islas japonés, donde las rocas volcánicas cambian de toleita (calco-alcalina) a alcalina a medida que aumenta la distancia desde la trinchera. [24] [25]
Algunos nombres de rocas ígneas datan de antes de la era moderna de la geología. Por ejemplo, el basalto como descripción de una composición particular de roca derivada de la lava data de Georgius Agricola en 1546 en su obra De Natura Fossilium . [26] La palabra granito se remonta al menos a la década de 1640 y se deriva del granito francés o del granito italiano , que significa simplemente "roca granulada". [27] El término riolita fue introducido en 1860 por el viajero y geólogo alemán Ferdinand von Richthofen [28] [29] [30] La denominación de nuevos tipos de rocas se aceleró en el siglo XIX y alcanzó su punto máximo a principios del siglo XX. [31]
Gran parte de la clasificación temprana de las rocas ígneas se basó en la edad geológica y la aparición de las rocas. Sin embargo, en 1902, los petrólogos estadounidenses Charles Whitman Cross , Joseph P. Iddings , Louis V. Pirsson y Henry Stephens Washington propusieron que todas las clasificaciones existentes de rocas ígneas deberían descartarse y reemplazarse por una clasificación "cuantitativa" basada en análisis químicos. Mostraron cuán vaga y a menudo poco científica era gran parte de la terminología existente y argumentaron que, como la composición química de una roca ígnea era su característica más fundamental, debería elevarse a una posición privilegiada. [32] [33]
La ocurrencia geológica, la estructura y la constitución mineralógica, criterios hasta entonces aceptados para la discriminación de especies de rocas, quedaron relegados a un segundo plano. El análisis de roca completo debe interpretarse primero en términos de los minerales formadores de roca que se podría esperar que se formen cuando el magma cristaliza, por ejemplo, feldespatos de cuarzo, olivino , akermannita, feldespatoides , magnetita , corindón , etc., y el Las rocas se dividen en grupos estrictamente según la proporción relativa de estos minerales entre sí. [32] Este nuevo esquema de clasificación causó sensación, pero fue criticado por su falta de utilidad en el trabajo de campo, y el esquema de clasificación fue abandonado en la década de 1960. Sin embargo, el concepto de mineralogía normativa ha perdurado y el trabajo de Cross y sus coinvestigadores inspiraron una avalancha de nuevos esquemas de clasificación. [34]
Entre ellos se encontraba el esquema de clasificación de MA Peacock, que dividía las rocas ígneas en cuatro series: la serie alcalina, la álcali-cálcica, la calco-álcali y la cálcica. [35] Su definición de la serie alcalina y el término calco-álcali continúan utilizándose como parte de la ampliamente utilizada [36] clasificación de Irvine-Barager, [37] junto con la serie toleítica de WQ Kennedy. [38]
En 1958, había unos 12 esquemas de clasificación separados y al menos 1637 nombres de tipos de rocas en uso. Ese año, Albert Streckeisen escribió un artículo de revisión sobre la clasificación de rocas ígneas que finalmente condujo a la formación de la Subcomisión de Sistemática de Rocas Ígneas de la IUGG. En 1989 se había acordado un sistema único de clasificación, que se revisó nuevamente en 2005. El número de nombres de rocas recomendados se redujo a 316. Entre ellos se incluían varios nombres nuevos promulgados por la Subcomisión. [31]
La corteza terrestre tiene un espesor promedio de unos 35 kilómetros (22 millas) debajo de los continentes , pero tiene un promedio de sólo entre 7 y 10 kilómetros (4,3 a 6,2 millas) debajo de los océanos . La corteza continental está compuesta principalmente por rocas sedimentarias que descansan sobre un basamento cristalino formado por una gran variedad de rocas metamórficas e ígneas, entre ellas granulita y granito. La corteza oceánica está compuesta principalmente de basalto y gabro . Tanto la corteza continental como la oceánica descansan sobre peridotita del manto. [ cita necesaria ]
Las rocas pueden derretirse en respuesta a una disminución de la presión, a un cambio de composición (como la adición de agua), a un aumento de temperatura o a una combinación de estos procesos. [ cita necesaria ]
Otros mecanismos, como el derretimiento por el impacto de un meteorito , son menos importantes hoy en día, pero los impactos durante la acreción de la Tierra provocaron un derretimiento extenso, y los varios cientos de kilómetros exteriores de nuestra Tierra primitiva eran probablemente un océano de magma. Se ha propuesto que los impactos de grandes meteoritos en los últimos cientos de millones de años son uno de los mecanismos responsables del extenso magmatismo basáltico de varias grandes provincias ígneas. [ cita necesaria ]
La fusión por descompresión se produce debido a una disminución de la presión. [39]
Las temperaturas sólidas de la mayoría de las rocas (las temperaturas por debajo de las cuales son completamente sólidas) aumentan al aumentar la presión en ausencia de agua. La peridotita en las profundidades del manto de la Tierra puede estar más caliente que su temperatura sólida en algún nivel menos profundo. Si dicha roca se eleva durante la convección del manto sólido, se enfriará ligeramente a medida que se expande en un proceso adiabático , pero el enfriamiento es sólo de aproximadamente 0,3 °C por kilómetro. Estudios experimentales de muestras de peridotita apropiadas documentan que las temperaturas del sólido aumentan de 3 °C a 4 °C por kilómetro. Si la roca se eleva lo suficiente, comenzará a derretirse. Las gotas fundidas pueden fusionarse en volúmenes más grandes e invadir hacia arriba. Este proceso de derretimiento por el movimiento ascendente del manto sólido es crítico en la evolución de la Tierra. [ cita necesaria ]
El derretimiento por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas . También provoca vulcanismo en regiones intraplaca, como Europa, África y el fondo del mar del Pacífico. Allí, se atribuye de diversas formas al ascenso de las plumas del manto (la "hipótesis de la pluma") o a la extensión intraplaca (la "hipótesis de la Placa"). [40]
El cambio de composición de la roca más responsable de la creación de magma es la adición de agua. El agua reduce la temperatura sólida de las rocas a una presión determinada. Por ejemplo, a una profundidad de unos 100 kilómetros, la peridotita comienza a derretirse cerca de los 800 °C en presencia de exceso de agua, pero cerca o por encima de unos 1.500 °C en ausencia de agua. [41] El agua es expulsada de la litosfera oceánica en las zonas de subducción y provoca el derretimiento del manto suprayacente. Los magmas hidratados compuestos de basalto y andesita se producen directa e indirectamente como resultado de la deshidratación durante el proceso de subducción. Estos magmas, y los que se derivan de ellos, forman arcos de islas como los del Anillo de Fuego del Pacífico . Estos magmas forman rocas de la serie calco-alcalina , parte importante de la corteza continental . [ cita necesaria ]
La adición de dióxido de carbono es una causa relativamente mucho menos importante de formación de magma que la adición de agua, pero la génesis de algunos magmas subsaturados de sílice se ha atribuido al dominio del dióxido de carbono sobre el agua en las regiones de origen del manto. En presencia de dióxido de carbono, los experimentos documentan que la temperatura de la peridotita solidus disminuye aproximadamente 200 °C en un estrecho intervalo de presión a presiones correspondientes a una profundidad de aproximadamente 70 km. A mayores profundidades, el dióxido de carbono puede tener más efecto: a profundidades de hasta unos 200 km, se determinó que las temperaturas de fusión inicial de una composición de peridotita carbonatada eran entre 450 °C y 600 °C más bajas que para la misma composición sin dióxido de carbono. [42] Los magmas de tipos de rocas como nefelinita , carbonatita y kimberlita se encuentran entre los que pueden generarse tras un influjo de dióxido de carbono en el manto a profundidades superiores a unos 70 km. [ cita necesaria ]
El aumento de temperatura es el mecanismo más típico de formación de magma dentro de la corteza continental. Estos aumentos de temperatura pueden ocurrir debido a la intrusión ascendente de magma desde el manto. Las temperaturas también pueden exceder el solidus de una roca cortical en la corteza continental engrosada por compresión en el límite de una placa . El límite de placa entre las masas continentales india y asiática proporciona un ejemplo bien estudiado, ya que la meseta tibetana justo al norte del límite tiene una corteza de unos 80 kilómetros de espesor, aproximadamente el doble del espesor de la corteza continental normal. Los estudios de resistividad eléctrica deducidos de datos magnetotelúricos han detectado una capa que parece contener silicato fundido y que se extiende por al menos 1.000 kilómetros dentro de la corteza media a lo largo del margen sur de la meseta tibetana. [43] El granito y la riolita son tipos de rocas ígneas comúnmente interpretadas como productos del derretimiento de la corteza continental debido al aumento de temperatura. Los aumentos de temperatura también pueden contribuir al derretimiento de la litosfera arrastrada hacia una zona de subducción. [ cita necesaria ]
La mayoría de los magmas se derriten por completo sólo durante pequeñas partes de su historia. Lo más habitual es que se trate de mezclas de masa fundida y cristales y, a veces, también de burbujas de gas. Los derretidos, los cristales y las burbujas suelen tener diferentes densidades, por lo que pueden separarse a medida que evolucionan los magmas.
A medida que el magma se enfría, los minerales normalmente cristalizan a partir de la masa fundida a diferentes temperaturas ( cristalización fraccionada ). A medida que los minerales cristalizan, la composición de la masa fundida residual normalmente cambia. Si los cristales se separan de la masa fundida, entonces la masa fundida residual diferirá en composición del magma original. Por ejemplo, un magma de composición gabroica puede producir una masa fundida residual de composición granítica si los cristales formados tempranamente se separan del magma. Gabro puede tener una temperatura de liquidus cercana a los 1200 °C, y la masa fundida de composición de granito derivada puede tener una temperatura de liquidus tan baja como aproximadamente 700 °C. Los elementos incompatibles se concentran en los últimos residuos del magma durante la cristalización fraccionada y en los primeros fundidos producidos durante la fusión parcial: cualquiera de los procesos puede formar el magma que cristaliza en pegmatita , un tipo de roca comúnmente enriquecida en elementos incompatibles. La serie de reacciones de Bowen es importante para comprender la secuencia idealizada de cristalización fraccionada de un magma. La termobarometría de clinopiroxeno se utiliza para determinar las condiciones de temperatura y presión en las que se produjo la diferenciación del magma para rocas ígneas específicas. [ cita necesaria ]
La composición del magma puede determinarse mediante procesos distintos de la fusión parcial y la cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas comúnmente interactúan con las rocas que intruyen, tanto derritiéndolas como reaccionando con ellas. Los magmas de diferentes composiciones pueden mezclarse entre sí. En casos raros, las masas fundidas pueden separarse en dos masas fundidas inmiscibles de composiciones contrastantes. [ cita necesaria ]
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