Roca ígnea

La roca ígnea (derivada de la palabra latina ignis que significa fuego), o roca magmática, es uno de los tres tipos principales de rocas, siendo los otros sedimentarios y metamórficos. La roca ígnea se forma a través del enfriamiento y la solidificación de magma o lava.

El magma puede derivarse de fusiones parciales de rocas existentes en el manto o la corteza de un planeta. Por lo general, la fusión es causada 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 ocurre debajo de la superficie como rocas intrusivas o en la superficie como rocas extrusivas. Las rocas ígneas pueden formarse con cristalización para formar rocas granulares cristalinas, o sin cristalización para formar vidrios naturales.

Las rocas ígneas se encuentran en una amplia gama de escenarios geológicos: escudos, plataformas, orógenos, cuencas, grandes provincias ígneas, corteza extendida y corteza oceánica.

Importancia geológica

Las rocas ígneas y metamórficas constituyen el 90-95% de los 16 kilómetros superiores (9,9 millas) de la corteza terrestre por volumen. Las rocas ígneas forman alrededor del 15% de la superficie terrestre actual de la Tierra. La mayor parte de la corteza oceánica de la Tierra está formada por rocas ígneas.

Las rocas ígneas también son importantes desde el punto de vista geológico porque:

• sus minerales y la química global dan información sobre la composición de la corteza inferior o manto superior de donde se extrajo su magma progenitor, y las condiciones de temperatura y presión que permitieron esta extracción;
• sus edades absolutas pueden obtenerse a partir de diversas formas de datación radiométrica y pueden compararse con estratos geológicos adyacentes, lo que permite calibrar la escala de tiempo geológico;
• sus rasgos suelen ser característicos de un entorno tectónico específico, lo que permite reconstrucciones tectónicas (ver tectónica de placas);
• en algunas circunstancias especiales albergan importantes depósitos minerales (minerales): por ejemplo, el tungsteno, el estaño y el uranio se asocian comúnmente con granitos y dioritas, mientras que los minerales de cromo y platino se asocian comúnmente con gabros.

Entorno geológico

Las rocas ígneas pueden ser intrusivas (plutónicas e hipabisales) o extrusivas (volcánicas).

Intruso

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 de roca preexistente (llamada country rock ). La roca del país 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 de acuerdo con la forma y el tamaño del cuerpo intrusivo y su relación con el lecho de la roca del país en el que se entromete. Los cuerpos intrusivos típicos son batolitos, stocks, lacolitos, umbrales y diques. Las rocas intrusivas comunes son granito, gabro o diorita.

Los núcleos centrales de las principales cadenas montañosas consisten en rocas ígneas intrusivas. Cuando quedan expuestos a la erosión, estos núcleos (llamados batolitos ) pueden ocupar grandes áreas de la superficie terrestre.

Las rocas ígneas intrusivas que se forman en profundidad dentro 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. Las rocas hipabisales son menos comunes que las rocas plutónicas o volcánicas y a menudo forman diques, umbrales, lacolitos, lopolitos o facolitos.

Extrusivo

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. Por lo tanto, tales rocas son de grano fino (afaníticas) o incluso vítreas. El basalto es la roca ígnea extrusiva más común y forma flujos de lava, capas 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 típicamente contiene cristales suspendidos y gases disueltos, se llama magma. Se eleva porque es menos densa que la roca de la que se extrajo. Cuando el magma llega a la superficie, se llama lava. 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 la dorsal oceánica son ejemplos de actividad volcánica submarina.

El volumen de roca extrusiva que hacen erupción anualmente los volcanes varía según el entorno de la tectónica de placas. La roca extrusiva se produce en las siguientes proporciones:

• límite divergente: 73%
• límite convergente (zona de subducción): 15%
• punto de acceso: 12%.

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 aceite espeso y, cuando 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, toba y lava entremezclados, y puede tener una viscosidad similar a la melaza espesa y fría o incluso al caucho cuando hace 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 comúnmente entran en erupción de forma explosiva, y los flujos de lava riolítica suelen tener una extensión limitada y márgenes pronunciados debido a que el magma es muy viscoso.

Los magmas félsicos e intermedios que erupcionan a menudo lo hacen de forma violenta, con explosiones impulsadas por la liberación de gases disueltos, normalmente vapor de agua, pero también dióxido de carbono. El material piroclástico en erupción explosiva se llama tefra e incluye toba, aglomerado e ignimbrita. La ceniza volcánica fina también entra en erupción y forma depósitos de toba de ceniza, que a menudo pueden cubrir vastas áreas.

Debido a que las rocas volcánicas son en su mayoría de grano fino o vidriosas, es mucho más difícil distinguir entre los diferentes tipos de rocas ígneas extrusivas que entre los diferentes tipos de rocas ígneas intrusivas. En general, los constituyentes minerales de las rocas ígneas extrusivas de grano fino solo pueden determinarse 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 IUGS prefiere la clasificación por composición mineral, a menudo esto no es práctico, y la clasificación química se realiza en su lugar utilizando la clasificación TAS.

Clasificación

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 que se utilizan para la clasificación de las rocas ígneas son el tamaño de las partículas, que depende en gran medida del historial de 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 carbonatitas, que contienen carbonatos esenciales.

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 o cuarzo, el tipo de minerales de hierro o magnesio presentes. Las rocas que contienen cuarzo (sílice en su composición) están sobresaturadas de sílice. Las rocas con feldespatoides están subsaturadas de sílice, porque los feldespatoides no pueden coexistir en una asociación estable con el cuarzo.

Las rocas ígneas que tienen cristales lo suficientemente grandes como para ser vistos a simple vista se llaman faneríticas; aquellos con cristales demasiado pequeños para ser vistos se llaman afaníticos. En términos generales, fanerítico implica un origen intrusivo; afanítica una extrusiva.

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 a un tamaño considerable antes de que la masa principal del magma cristalice como un material uniforme de grano más fino.

Las rocas ígneas se clasifican según su textura y composición. La textura se refiere al tamaño, forma y disposición de los granos minerales o cristales que componen la roca.

Textura

La textura es un criterio importante para la denominación de las 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 los granos, determinará si la roca se denomina toba, lava piroclástica o lava simple. Sin embargo, la textura es solo una parte subordinada de la clasificación de las rocas volcánicas, ya que la mayoría de las veces se necesita información química extraída de rocas con una masa de suelo de grano extremadamente fino o de tobas caídas de aire, que pueden formarse a partir de cenizas volcánicas.

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 tener texturas menos variadas y menos propensas a mostrar estructuras estructurales distintivas. Los términos texturales se pueden utilizar para diferenciar diferentes fases intrusivas de grandes plutones, por ejemplo, márgenes porfídicos de grandes cuerpos intrusivos, existencias de pórfidos y diques subvolcánicos. La clasificación mineralógica se usa con mayor frecuencia para clasificar rocas plutónicas. Se prefieren las clasificaciones químicas para clasificar las rocas volcánicas, con las especies de fenocristales utilizadas como prefijo, por ejemplo, "picrita que contiene olivino" o "riolita fírica con ortoclasa".

Clasificación mineralógica

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 rocas volcánicas de grano fino y puede ser imposible para rocas volcánicas vítreas. A continuación, la roca debe clasificarse químicamente.

La clasificación mineralógica de una roca intrusiva comienza determinando si la roca es ultramáfica, una carbonatita o una lamprófila. Una roca ultramáfica contiene más del 90% de minerales ricos en hierro y magnesio, como la hornblenda, el piroxeno o el olivino, y estas rocas tienen su propio esquema de clasificación. Asimismo, las rocas que contienen más del 50 % de minerales carbonatados se clasifican como carbonatitas, mientras que las lamprofiras son rocas ultrapotásicas raras. Ambos se clasifican además en función de la mineralogía detallada.

En la gran mayoría de los casos, la roca tiene una composición mineral más típica, con presencia significativa de cuarzo, feldespatos o feldespatoides. La clasificación se basa en los porcentajes de cuarzo, feldespato alcalino, plagioclasa y feldespatoide de la fracción total de la roca compuesta por estos minerales, ignorando todos los demás minerales presentes. Estos porcentajes colocan a 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.

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.

Clasificación química y petrología.

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 que cristalizan los minerales es rico en solo 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 elementos traza. Los contenidos de elementos mayoritarios y minoritarios 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 usa típicamente para los elementos presentes en la mayoría de las rocas en abundancias de menos de 100 ppm aproximadamente, pero algunos elementos traza pueden estar presentes en algunas rocas en abundancias superiores a 1000 ppm. La diversidad de las composiciones de rocas ha sido definida por una gran 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 EE. UU. (consulte el Enlace externo a EarthChem).

El componente individual más importante es la sílice, SiO ₂, ya sea que se presente como cuarzo o combinado con otros óxidos como feldespatos u otros minerales. Tanto las rocas intrusivas como las volcánicas se agrupan químicamente por su contenido total de sílice en amplias categorías.

• Las rocas félsicas tienen el mayor contenido de sílice y están compuestas predominantemente por los minerales félsicos cuarzo y feldespato. Estas rocas (granito, riolita) suelen ser de color claro y tienen una densidad relativamente baja.
• Las rocas intermedias tienen un contenido moderado de sílice y están compuestas predominantemente por feldespatos. Estas rocas (diorita, andesita) son típicamente de color más oscuro que las rocas félsicas y algo más densas.
• Las rocas máficas tienen un contenido de sílice relativamente bajo y están compuestas principalmente de piroxenos, olivinos y plagioclasa cálcica. Estas rocas (basalto, gabro) suelen ser de color oscuro y tienen una densidad mayor que las rocas félsicas.
• La roca ultramáfica es muy baja en sílice, con más del 90% de minerales máficos (komatiita, dunita).

Esta clasificación se resume en el siguiente cuadro:

	Composición
Modo de ocurrencia	Félsico (>63% SiO 2 )	Intermedio (52% a 63% SiO 2 )	Máfico (45% a 52% SiO 2 )	Ultramáfico (<45% SiO 2 )
Intruso	Granito	diorita	Gabro	peridotita
extrusivo	riolita	Andesita	Basalto	Komatiita

El porcentaje de óxidos de metales alcalinos (Na ₂ O más K ₂O) ocupa el segundo lugar después de la sílice en importancia para clasificar químicamente las rocas volcánicas. Los porcentajes de sílice y óxido de metal alcalino se utilizan para colocar la roca volcánica en el diagrama TAS, 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 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 por 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 de TAS incluyen:

• Ultrapotásico: rocas que contienen K ₂ O/Na ₂ O >3 molar.
• Peralkaline – rocas que contienen molar (K ₂ O + Na ₂ O)/Al ₂ O ₃ >1.
• Peraluminosas – rocas que contienen molar (K ₂ O + Na ₂ O + CaO)/Al ₂ O ₃ <1.

En la terminología más 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 feldespatoide normativo clasifica una roca como sílice infrasaturada; un ejemplo es la nefelinita.

Los magmas se dividen además en tres series:

• La serie toleítica : andesitas basálticas y andesitas.
• La serie calco-alcalina – andesitas.
• La serie alcalina: subgrupos de basaltos alcalinos y las raras lavas con alto contenido de potasio (es decir, shoshoníticas).

La serie alcalina se distingue de las otras dos en el diagrama TAS, siendo mayor en óxidos alcalinos totales para un contenido dado de sílice, pero la serie toleítica y calco-alcalina ocupan aproximadamente la misma parte del diagrama TAS. Se distinguen comparando el álcali total con el contenido de hierro y magnesio.

Estas tres series de magma ocurren en una variedad de entornos tectónicos de placas. Las rocas de la serie de magma toleítico se encuentran, por ejemplo, en las dorsales oceánicas, cuencas de arco posterior, islas oceánicas formadas por puntos calientes, arcos de islas y grandes provincias ígneas continentales.

Las tres series se encuentran relativamente próximas entre sí 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 profundidades relativamente poco profundas. Las series calco-alcalinas y alcalinas se observan en zonas de subducción maduras, y se relacionan con magmas de mayores profundidades. La andesita y la andesita basáltica son las rocas volcánicas más abundantes en arco insular lo que es indicativo de los magmas calco-alcalinos. Algunos arcos de islas tienen series volcánicas distribuidas, como se puede ver en el sistema de arco de islas japonés, donde las rocas volcánicas cambian de tholeita (calcoalcalinas) a alcalinas a medida que aumenta la distancia desde la fosa.

Historia de la clasificación

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. 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". El término riolita fue introducido en 1860 por el viajero y geólogo alemán Ferdinand von Richthofen. La denominación de nuevos tipos de rocas se aceleró en el siglo XIX y alcanzó su punto máximo a principios del siglo XX.

Gran parte de la clasificación inicial 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 el análisis químico. Mostraron cuán vaga, y a menudo poco científica, 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 una posición principal.

La ocurrencia geológica, la estructura, la constitución mineralógica, los criterios hasta ahora aceptados para la discriminación de las especies de rocas, fueron relegados a un segundo plano. El análisis completo de la roca debe interpretarse primero en términos de los minerales formadores de roca que se espera que se formen cuando el magma cristaliza, por ejemplo, feldespatos de cuarzo, olivino, akermannita, feldespatoides, magnetita, corindón, etc. las rocas se dividen en grupos estrictamente de acuerdo con la proporción relativa de estos minerales entre sí.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 inspiró una serie de nuevos esquemas de clasificación.

Entre estos estaba el esquema de clasificación de MA Peacock, que dividía las rocas ígneas en cuatro series: la serie alcalina, la alcalino-cálcica, la calco-alcalina y la cálcica. Su definición de la serie alcalina y el término calco-alcalino continúan en uso como parte de la clasificación Irvine-Barager ampliamente utilizada, junto con la serie toleítica de WQ Kennedy.

Para 1958, había unos 12 esquemas de clasificación separados y al menos 1637 nombres de tipos de rocas en uso. En 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 acordó un sistema único de clasificación, que se revisó nuevamente en 2005. El número de nombres de rocas recomendados se redujo a 316. Estos incluían varios nombres nuevos promulgados por la Subcomisión.

Origen de los magmas

La corteza terrestre tiene un grosor promedio de unos 35 kilómetros (22 millas) debajo de los continentes, pero tiene un promedio de solo unos 7 a 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, incluyendo granulita y granito. La corteza oceánica se compone principalmente de basalto y gabro. Tanto la corteza continental como la oceánica descansan sobre peridotita del manto.

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 oa una combinación de estos procesos.

Otros mecanismos, como el derretimiento por el impacto de un meteorito, son menos importantes hoy en día, pero los impactos durante la acumulación de la Tierra llevaron a un extenso derretimiento, y los varios 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 provincias ígneas grandes.

Descompresión

La fusión por descompresión se produce debido a una disminución de la presión.

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 estar más caliente que su temperatura solidus en algún nivel menos profundo. Si dicha roca sube durante la convección del manto sólido, se enfriará ligeramente a medida que se expande en un proceso adiabático, pero el enfriamiento es de solo 0,3 °C por kilómetro. Los estudios experimentales de muestras de peridotita apropiadas documentan que las temperaturas del solidus aumentan entre 3 °C y 4 °C por kilómetro. Si la roca se eleva lo suficiente, comenzará a derretirse. Las gotas derretidas pueden fusionarse en volúmenes más grandes e introducirse hacia arriba. Este proceso de fusión por el movimiento ascendente del manto sólido es crítico en la evolución de la Tierra.

La fusión por descompresión crea la corteza oceánica en las dorsales oceánicas. También causa vulcanismo en regiones de intraplaca, como Europa, África y el lecho marino 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").

Efectos del agua y el dióxido de carbono

El cambio de composición de la roca más responsable de la creación de magma es la adición de agua. El agua reduce la temperatura de solidus de las rocas a una presión dada. Por ejemplo, a una profundidad de unos 100 kilómetros, la peridotita comienza a fundirse cerca de los 800 °C en presencia de exceso de agua, pero cerca o por encima de los 1500 °C en ausencia de agua. El agua es expulsada de la litosfera oceánica en las zonas de subducción y provoca el derretimiento del manto suprayacente. Los magmas hídricos compuestos por basalto y andesita se producen directa e indirectamente como resultado de la deshidratación durante el proceso de subducción. Estos magmas, y los derivados 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.

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 insaturados 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 del sólido de 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.Los magmas de tipos de rocas como la nefelinita, la carbonatita y la kimberlita se encuentran entre los que pueden generarse después de una entrada de dióxido de carbono en el manto a profundidades superiores a unos 70 km.

Aumento de temperatura

El aumento de temperatura es el mecanismo más típico para la formación de magma dentro de la corteza continental. Tales 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 de la corteza en la corteza continental engrosada por la 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 los 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.El granito y la riolita son tipos de roca ígnea comúnmente interpretados como productos del derretimiento de la corteza continental debido al aumento de la temperatura. Los aumentos de temperatura también pueden contribuir al derretimiento de la litosfera arrastrada hacia abajo en una zona de subducción.

Evolución del magma

La mayoría de los magmas se derriten por completo solo en pequeñas partes de sus historias. Más típicamente, son mezclas de masa fundida y cristales, ya veces también de burbujas de gas. La fusión, 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 suelen cristalizar a partir del fundido a diferentes temperaturas (cristalización fraccionada). A medida que los minerales cristalizan, la composición de la masa fundida residual suele cambiar. Si los cristales se separan del fundido, entonces el fundido residual diferirá en composición del magma original. Por ejemplo, un magma de composición gabroica puede producir una fusión 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 derivada de la composición de granito puede tener una temperatura de liquidus tan baja como unos 700 °C. Los elementos incompatibles se concentran en los últimos residuos de magma durante la cristalización fraccionada y en los primeros fundidos producidos durante la fusión parcial: cualquiera de los dos 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 para rocas ígneas específicas.

La composición del magma se puede determinar mediante procesos distintos de la fusión parcial y la cristalización fraccionada. Por ejemplo, los magmas comúnmente interactúan con las rocas en las que se inmiscuyen, tanto al derretir esas rocas como al reaccionar con ellas. Los magmas de diferentes composiciones pueden mezclarse entre sí. En casos raros, los fundidos pueden separarse en dos fundidos inmiscibles de composiciones contrastantes.

Etimología

La palabra ígneo se deriva del latín ignis, que significa "de fuego". Las rocas volcánicas llevan el nombre de Vulcano, el nombre romano del dios del fuego. Las rocas intrusivas también se denominan rocas "plutónicas", en honor a Plutón, el dios romano del inframundo.

Galería

• Volcán Kanaga en las Islas Aleutianas con un flujo de lava de 1906 en primer plano
• Un agujero de "claraboya", de unos 6 m (20 pies) de ancho, en una corteza de lava solidificada revela lava fundida debajo (que fluye hacia la parte superior derecha) en una erupción de Kīlauea en Hawái.
• Devils Tower, un lacolito erosionado en Black Hills de Wyoming
• Una cascada de lava fundida que fluye hacia el cráter Aloi durante la erupción del volcán Kilauea en Mauna Ulu de 1969-1971
• Articulación columnar en el desfiladero de Alcantara, Sicilia
• Un lacolito de granito (de color claro) que se introdujo en rocas sedimentarias más antiguas (de color oscuro) en Cuernos del Paine, Parque Nacional Torres del Paine, Chile
• Una intrusión ígnea cortada por un dique de pegmatita, que a su vez es cortada por un dique de dolerita