La roca ígnea ( ígnea del latín igneus 'ardiente'), o roca magmática , es uno de los tres tipos principales de rocas , siendo las otras las sedimentarias y las metamórficas . Las rocas ígneas se forman a través del enfriamiento y solidificación del magma o la lava .
El magma puede derivar de la fusión parcial de rocas existentes en el manto o la corteza de un planeta . Normalmente, la fusión se produce por uno o más de tres procesos: un aumento de la temperatura, una disminución de la presión o un cambio en la composición. La solidificación en roca se produce debajo de la superficie como rocas intrusivas o en la superficie como rocas extrusivas . La roca ígnea puede formarse con cristalización para formar rocas granulares y cristalinas, 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 (9,9 mi) superiores de la corteza terrestre por 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 formada por rocas ígneas.
Las rocas ígneas también son importantes geológicamente 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 se solidifica dentro de la corteza de un planeta. Los cuerpos de roca intrusiva se conocen como intrusiones y están rodeados de roca preexistente (llamada roca campestre ). La roca campestre 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 en tales rocas generalmente se pueden identificar a simple vista. Las intrusiones se pueden clasificar según la forma y el tamaño del cuerpo intrusivo y su relación con la estratificación de la roca campestre en la que se introduce. Los cuerpos intrusivos típicos son batolitos , stocks , lacolitos , sills 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 profundidad dentro de la corteza se denominan rocas plutónicas (o abisales ) y suelen tener un grano grueso. Las rocas ígneas intrusivas que se forman cerca de la superficie se denominan rocas subvolcánicas o hipabisales y suelen tener un grano mucho más fino, a menudo parecido a la roca volcánica. [8] Las rocas hipabisales son menos comunes que las rocas plutónicas o volcánicas y a menudo forman diques, umbrales, lacolitos, lopolitos o facolitos .
La roca ígnea extrusiva, también conocida como roca volcánica, se forma por el enfriamiento del magma fundido en la superficie de la Tierra. El magma, que es llevado a la superficie a través de fisuras o erupciones volcánicas , se solidifica rápidamente. Por lo tanto, estas rocas son de grano fino ( afaníticas ) 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 suspendidos 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 alcanza 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 . Las fumarolas negras y el basalto de las dorsales oceánicas son ejemplos de actividad volcánica submarina. [13]
El volumen de roca extrusiva que los volcanes producen anualmente varía según el entorno tectónico de placas. 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 pahoehoe . El magma de composición intermedia, como la andesita , tiende a formar conos de ceniza de ceniza entremezclada , toba y lava, 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 , generalmente entra en erupción a baja temperatura y es hasta 10.000 veces más viscoso que el basalto. Los volcanes con magma riolítico comúnmente entran en erupción de manera explosiva, y los flujos de lava riolítica suelen ser de extensión limitada y tienen márgenes pronunciados porque el magma es muy viscoso. [15]
Los magmas félsicos e intermedios que entran en erupción suelen hacerlo de forma violenta, con explosiones impulsadas por la liberación de gases disueltos, típicamente vapor de agua, pero también dióxido de carbono . El material piroclástico que entra en erupción de forma explosiva se denomina tefra e incluye toba , aglomerado e ignimbrita . También entra en erupción ceniza volcánica fina que forma depósitos de toba de ceniza, que a menudo pueden cubrir vastas áreas. [16]
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 componentes minerales de las rocas ígneas extrusivas de grano fino solo se pueden determinar mediante el examen de secciones delgadas de la roca bajo un microscopio , por lo que generalmente solo se puede hacer una clasificación aproximada en el campo . Aunque la clasificación por composición mineral es la preferida por la IUGS , esto a menudo es poco práctico y la clasificación química se realiza en su lugar utilizando la clasificación TAS . [17]
Las rocas ígneas se clasifican según el modo de aparición, la textura, la mineralogía, la composición química y la geometría del cuerpo ígneo.
La clasificación de los muchos tipos de rocas ígneas puede proporcionar información importante sobre las condiciones en las que se formaron. Dos variables importantes utilizadas para la clasificación de las 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 , el cuarzo o los feldespatoides , los olivinos , los piroxenos , los anfíboles y las 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 carbonatitas , que contienen carbonatos esenciales . [17]
En una clasificación compositiva simplificada, los tipos de rocas ígneas se clasifican en félsicas o máficas según la abundancia de minerales de silicato en la serie de Bowen. Las rocas dominadas por cuarzo, plagioclasa, feldespato alcalino y moscovita son félsicas. Las rocas máficas están compuestas principalmente de biotita, hornblenda, piroxeno y olivino. En general, las rocas félsicas son de color claro y las rocas máficas son de color más oscuro. [18]
Para la clasificación textural, las rocas ígneas que tienen cristales lo suficientemente grandes como para ser vistos a simple vista se denominan faneríticas ; aquellas con cristales demasiado pequeños para ser vistos se denominan afaníticas . En términos generales, faneríticas implican un origen intrusivo o plutónico, lo que indica un enfriamiento lento; las afaníticas son extrusivas o volcánicas, lo que indica un enfriamiento rápido. [18]
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 los cristales más grandes, llamados fenocristales, crecen hasta alcanzar un tamaño considerable antes de que la masa principal del magma cristalice como material uniforme de grano más fino llamado masa fundamental. El tamaño de grano en las rocas ígneas resulta del tiempo de enfriamiento, por lo que las rocas porfídicas se crean cuando el magma tiene dos fases distintas de enfriamiento. [18]
Las rocas ígneas se clasifican según su textura y composición. La textura se refiere al tamaño, la forma y la disposición de los granos minerales o cristales que componen la roca. [ cita requerida ]
La textura es un criterio importante para la denominación de las rocas volcánicas. La textura de las rocas volcánicas, incluyendo el tamaño, la forma, la orientación y la distribución de los granos minerales y las relaciones entre granos, determinará si la roca se denomina toba , lava piroclástica o lava simple . Sin embargo, la textura es solo una parte secundaria de la clasificación de las rocas volcánicas, ya que la mayoría de las veces es necesario obtener información química de rocas con una masa de base de grano extremadamente fino o de tobas de caída de aire, que pueden formarse a partir de ceniza volcánica. [ cita requerida ]
Los criterios texturales son menos críticos en la clasificación de 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 ser menos variadas texturalmente y menos propensas a mostrar estructuras distintivas. Los términos texturales se pueden usar para diferenciar diferentes fases intrusivas de grandes plutones, por ejemplo, márgenes porfídicos a grandes cuerpos intrusivos, stocks de pórfido y diques subvolcánicos . La clasificación mineralógica se usa con mayor frecuencia para clasificar rocas plutónicas. Las clasificaciones químicas se prefieren para clasificar rocas volcánicas, con especies de fenocristales utilizadas como prefijo, por ejemplo, "picrita con olivino" o "riolita ortoclasa-fírica". [ cita requerida ]
La IUGS recomienda clasificar las rocas ígneas por su composición mineral siempre que sea posible. Esto es sencillo para las rocas ígneas intrusivas de grano grueso, pero puede requerir el examen de secciones delgadas bajo un microscopio para las rocas volcánicas de grano fino, y puede ser imposible para las rocas volcánicas vítreas. La roca debe entonces clasificarse químicamente. [19]
La clasificación mineralógica de una roca intrusiva comienza determinando si la roca es ultramáfica, carbonatita o lamprófira . Una roca ultramáfica contiene más del 90% de minerales ricos en hierro y magnesio, como hornblenda, piroxeno u olivino, y estas rocas tienen su propio esquema de clasificación. Del mismo modo, las rocas que contienen más del 50% de minerales carbonatados se clasifican como carbonatitas, mientras que las lamprófiras son rocas ultrapotásicas poco frecuentes. Ambas se clasifican además en función de una mineralogía detallada. [20]
En la gran mayoría de los casos, la roca tiene una composición mineral más típica, con cuarzo, feldespatos o feldespatoides significativos. La clasificación se basa en los porcentajes de cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasa y feldespatoides de la fracción total de la roca compuesta por estos minerales, ignorando todos los demás minerales presentes. Estos porcentajes colocan 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. [20]
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 los tipos de rocas volcánicas. [20]
Cuando no es práctico clasificar una roca volcánica por mineralogía, la roca debe clasificarse químicamente.
Hay relativamente pocos minerales que son importantes en la formación de rocas ígneas comunes, porque el magma 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 (p. ej., 51% de SiO 2 y 1,50% de TiO 2 ). Las abundancias de oligoelementos se expresan convencionalmente como partes por millón en peso (p. ej., 420 ppm de Ni y 5,1 ppm de Sm). El término "elemento traza" se utiliza normalmente para los elementos presentes en la mayoría de las rocas en cantidades inferiores a 100 ppm, pero algunos elementos traza pueden estar presentes en algunas rocas en cantidades superiores a 1.000 ppm. La diversidad de composiciones de las rocas se ha definido mediante una enorme cantidad 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 Estados Unidos (véase el enlace externo a EarthChem). [ cita requerida ]
El componente más importante es el sílice, SiO2 , que se presenta en forma de cuarzo o combinado con otros óxidos, como feldespatos u otros minerales. Tanto las rocas intrusivas como las volcánicas se agrupan químicamente en categorías amplias según su contenido total de sílice.
Esta clasificación se resume en la siguiente tabla:
El porcentaje de óxidos de metales alcalinos ( Na2O más K2O ) es el segundo después de la sílice en importancia para la clasificación química de la roca volcánica. Los porcentajes de sílice y óxido de metales alcalinos se utilizan para colocar la roca volcánica en el diagrama TAS , lo que es suficiente para clasificar inmediatamente la mayoría de las rocas volcánicas. Las rocas en algunos campos, como el campo de traquiandesita, se clasifican además por la relación 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.
Otros refinamientos a la clasificación básica TAS incluyen:
En la terminología antigua, las rocas sobresaturadas de sílice se denominaban silícicas o ácidas cuando el SiO 2 era superior al 66 % y el término familiar cuarzolita se aplicaba a las más silícicas. Un feldespatoides normativo clasifica una roca como subsaturada de sílice; un ejemplo es la nefelinita .
Los magmas se dividen además en tres series:
La serie alcalina se distingue de las otras dos en el diagrama TAS, ya que presenta un contenido mayor de óxidos alcalinos totales para un contenido de sílice dado, pero las series toleítica y calcoalcalina ocupan aproximadamente la misma parte del diagrama TAS. Se distinguen comparando el contenido total de álcali con el de hierro y magnesio. [23]
Estas tres series de magma se dan en una variedad de entornos tectónicos de placas. Las rocas de la serie de magma toleítico se encuentran, por ejemplo, en las dorsales oceánicas, las cuencas de trasarco , las islas oceánicas formadas por puntos calientes, los arcos de islas y las grandes provincias ígneas continentales . [24]
Las tres series se encuentran relativamente cerca una de otra en las 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 por encima de las zonas de subducción jóvenes formadas por magma de profundidad relativamente baja. Las series calcoalcalinas y alcalinas se ven en zonas de subducción maduras y están relacionadas con magma de mayores profundidades. La andesita y la andesita basáltica son las rocas volcánicas más abundantes en el arco insular, lo que es indicativo de los magmas calcoalcalinos. Algunos arcos insulares tienen series volcánicas distribuidas como se puede ver en el sistema de arco insular japonés, donde las rocas volcánicas cambian de toleíta (calcoalcalina) a alcalina a medida que aumenta la distancia desde la fosa. [25] [26]
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 lava data de Georgius Agricola en 1546 en su obra De Natura Fossilium . [27] La palabra granito se remonta al menos a la década de 1640 y se deriva del francés granit o del italiano granito , que significa simplemente "roca granulada". [28] El término riolita fue introducido en 1860 por el viajero y geólogo alemán Ferdinand von Richthofen [29] [30] [31] La denominación de nuevos tipos de rocas se aceleró en el siglo XIX y alcanzó su punto máximo a principios del siglo XX. [32]
Gran parte de la clasificación inicial de las rocas ígneas se basaba 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 debían descartarse y reemplazarse por una clasificación "cuantitativa" basada en el análisis químico. Demostraron lo vaga y a menudo poco científica que era gran parte de la terminología existente y argumentaron que, dado que la composición química de una roca ígnea era su característica más fundamental, debería elevarse a la posición principal. [33] [34]
La ocurrencia geológica, la estructura, la constitución mineralógica, los criterios aceptados hasta ahora para la discriminación de especies de rocas, fueron relegados a un segundo plano. El análisis de rocas completo debe interpretarse primero en términos de los minerales formadores de rocas que podrían formarse cuando el magma cristaliza, por ejemplo, feldespatos de cuarzo, olivino , akermannita, feldespatoides , magnetita , corindón , etc., y las rocas se dividen en grupos estrictamente de acuerdo con la proporción relativa de estos minerales entre sí. [33] Este nuevo esquema de clasificación creó una 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 inspiró una oleada de nuevos esquemas de clasificación. [35]
Entre ellos se encontraba el esquema de clasificación de MA Peacock, que dividía las rocas ígneas en cuatro series: la alcalina, la alcalino-cálcica, la calcoalcalina y la cálcica. [36] Su definición de la serie alcalina y el término calcoalcalino continúan utilizándose como parte de la ampliamente utilizada [37] clasificación de Irvine-Barager, [38] junto con la serie toleítica de WQ Kennedy. [39]
En 1958, ya existían unos 12 sistemas de clasificación independientes 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, en última instancia, 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. [32]
La corteza terrestre tiene un espesor promedio de 35 kilómetros (22 millas) bajo los continentes , pero solo de 7 a 10 kilómetros (4,3 a 6,2 millas) bajo los océanos . La corteza continental está compuesta principalmente de rocas sedimentarias que descansan sobre un basamento cristalino formado por una gran variedad de rocas metamórficas e ígneas, incluidas la granulita y el granito. La corteza oceánica está compuesta principalmente de basalto y gabro . Tanto la corteza continental como la oceánica descansan sobre la peridotita del manto. [ cita requerida ]
Las rocas pueden derretirse en respuesta a una disminución de la presión, a un cambio en la composición (como la adición de agua), a un aumento de la temperatura o a una combinación de estos procesos. [ cita requerida ]
Otros mecanismos, como la fusión por el impacto de un meteorito , son menos importantes en la actualidad, pero los impactos durante la acreción de la Tierra provocaron una fusión extensa, y los cientos de kilómetros exteriores de nuestra Tierra primitiva probablemente eran un océano de magma. Los impactos de grandes meteoritos en los últimos cientos de millones de años se han propuesto como un mecanismo responsable del extenso magmatismo basáltico de varias grandes provincias ígneas. [ cita requerida ]
La fusión por descompresión se produce debido a una disminución de la presión. [40]
Las temperaturas de solidus de la mayoría de las rocas (las temperaturas por debajo de las cuales son completamente sólidas) aumentan con el aumento de la presión en ausencia de agua. La peridotita en las profundidades del manto de la Tierra puede ser más caliente que su temperatura de solidus en algún nivel más superficial. 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 de solo unos 0,3 °C por kilómetro. Los estudios experimentales de muestras apropiadas de peridotita documentan que las temperaturas de solidus aumentan de 3 °C a 4 °C por kilómetro. Si la roca se eleva lo suficiente, comenzará a fundirse. Las gotas de fusión pueden fusionarse en volúmenes más grandes y ser arrastradas hacia arriba. Este proceso de fusión a partir del movimiento ascendente del manto sólido es crítico en la evolución de la Tierra. [ cita requerida ]
La fusión por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas . También causa vulcanismo en regiones intraplaca, como Europa, África y el fondo marino del Pacífico. Allí, se atribuye de diversas formas al surgimiento de columnas del manto (la "hipótesis de la columna") o a la extensión intraplaca (la "hipótesis de la placa"). [41]
El cambio en la composición de las rocas que más contribuye a la creación de magma es la adición de agua. El agua reduce la temperatura de solidificación de las rocas a una presión determinada. Por ejemplo, a una profundidad de unos 100 kilómetros, la peridotita comienza a fundirse cerca de los 800 °C en presencia de un exceso de agua, pero cerca o por encima de los 1500 °C en ausencia de agua. [42] El agua es expulsada de la litosfera oceánica en las zonas de subducción y provoca la fusión 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. Dichos magmas, y los derivados de ellos, forman arcos de islas como los del Cinturón de Fuego del Pacífico . Estos magmas forman rocas de la serie calcoalcalina , una parte importante de la corteza continental . [ cita requerida ]
La adición de dióxido de carbono es una causa relativamente mucho menos importante de la formación de magma que la adición de agua, pero la génesis de algunos magmas subsaturados de sílice se ha atribuido al predominio del dióxido de carbono sobre el agua en sus regiones de origen del manto. En presencia de dióxido de carbono, los experimentos documentan que la temperatura del solidus de la peridotita disminuye unos 200 °C en un estrecho intervalo de presión a presiones correspondientes a una profundidad de unos 70 km. A mayores profundidades, el dióxido de carbono puede tener más efecto: a profundidades de unos 200 km, se determinó que las temperaturas de fusión inicial de una composición de peridotita carbonatada eran de 450 °C a 600 °C más bajas que para la misma composición sin dióxido de carbono. [43] Los magmas de tipos de roca como la nefelinita , la carbonatita y la kimberlita se encuentran entre los que pueden generarse tras una afluencia de dióxido de carbono al manto a profundidades superiores a unos 70 km. [ cita requerida ]
El aumento de temperatura es el mecanismo más típico de formación de magma en la corteza continental. Estos aumentos de temperatura pueden ocurrir debido a la intrusión ascendente de magma desde el manto. Las temperaturas también pueden superar el solidus de una roca de la corteza continental engrosada por compresión en un límite de placas . El límite de placas entre las masas continentales indias y asiáticas 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. [44] El granito y la riolita son tipos de roca ígnea que comúnmente se interpretan como productos de la fusión de la corteza continental debido al aumento de temperatura. Los aumentos de temperatura también pueden contribuir a la fusión de la litosfera arrastrada hacia abajo en una zona de subducción. [ cita requerida ]
La mayoría de los magmas se funden por completo solo durante pequeñas partes de su historia. Lo más habitual es que sean mezclas de material fundido y cristales, y a veces también de burbujas de gas. El material fundido, los cristales y las burbujas suelen tener densidades diferentes, por lo que pueden separarse a medida que evoluciona el magma.
A medida que el magma se enfría, los minerales suelen cristalizar a partir del material fundido a diferentes temperaturas ( cristalización fraccionada ). A medida que los minerales cristalizan, la composición del material fundido residual suele cambiar. Si los cristales se separan del material fundido, entonces el material fundido residual diferirá en composición del magma original. Por ejemplo, un magma de composición gabroica puede producir un material fundido residual de composición granítica si los cristales formados tempranamente se separan del magma. El gabro puede tener una temperatura de liquidus cercana a los 1200 °C, y el material fundido de composición granítica derivado puede tener una temperatura de liquidus tan baja como aproximadamente 700 °C. Los elementos incompatibles se concentran en los últimos residuos de magma durante la cristalización fraccionada y en los primeros materiales fundidos producidos durante la fusión parcial: cualquiera de los procesos puede formar el magma que cristaliza en pegmatita , un tipo de roca comúnmente enriquecido 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 en rocas ígneas específicas. [ cita requerida ]
La composición del magma se puede determinar mediante procesos distintos a la fusión parcial y la cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas suelen interactuar con las rocas que invaden, tanto fundiéndolas como reaccionando con ellas. Los magmas de diferentes composiciones pueden mezclarse entre sí. En casos excepcionales, los fundidos pueden separarse en dos fundidos inmiscibles de composiciones contrastantes. [ cita requerida ]
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