La roca ígnea (derivada de la palabra latina ignis que significa fuego), o roca magmática , es uno de los tres tipos principales de rocas , las otras son sedimentarias y metamórficas . La roca ígnea se forma a través del enfriamiento y solidificación del magma o lava .
El magma se puede derivar 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 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 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.
Importancia geológica
Las rocas ígneas y metamórficas constituyen el 90-95% 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 formada por rocas ígneas.
Las rocas ígneas también son importantes geológicamente 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 padre, y las condiciones de temperatura y presión que permitieron esta extracción; [3]
- sus edades absolutas se pueden obtener a partir de diversas formas de datación radiométrica y se pueden comparar con los estratos geológicos adyacentes , lo que permite calibrar la escala de tiempo geológico ; [4]
- 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 ( menas ): por ejemplo, tungsteno , estaño , [5] y uranio [6] se asocian comúnmente con granitos y dioritas , mientras que los minerales de cromo y platino se asocian comúnmente con gabros . [7]
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 de 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 rocas preexistentes (llamadas 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 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 rural en la que se entromete. Cuerpos intrusivos típicos son batolitos , stocks , lacolitos , alféizares 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 están expuestos por la erosión, estos núcleos (llamados batolitos ) pueden ocupar grandes 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 generalmente son de grano grueso. Las rocas ígneas intrusivas que se forman cerca de la superficie se denominan rocas subvolcánicas o hipabisales y generalmente son de grano mucho más fino, a menudo se asemejan a rocas volcánicas. [8] 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 de la tierra. El magma, que sale a la superficie a través de fisuras o erupciones volcánicas , se solidifica rápidamente. Por lo tanto, estas rocas son de grano fino ( afanítico ) o incluso vidriosas. El basalto es la roca ígnea extrusiva más común [9] 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 normalmente contiene cristales en suspensión y gases disueltos, se llama magma . [10] Se eleva porque es menos denso que la roca de la que se extrajo. [11] Cuando el magma llega a la superficie, se llama lava . [12] Las erupciones de los 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 oceánicas son ejemplos de actividad volcánica submarina. [13]
El volumen de roca extrusiva que hacen erupción anualmente los volcanes varía con el entorno de la tectónica de placas. La roca extrusiva se produce en las siguientes proporciones: [14]
- 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 mayoría de los cuales es de composición basáltica, se comporta de manera similar al aceite espeso y, cuando se enfría, melaza . Son comunes los flujos de basalto largos y delgados con superficies en forma de pahoehoe . El magma de composición intermedia, como la andesita , tiende a formar conos de ceniza mezclados de ceniza , toba y lava, y puede tener una viscosidad similar a la melaza fría y espesa o incluso al caucho cuando hace erupción. El magma felésico , como la riolita , suele erupcionar a baja temperatura y es hasta 10.000 veces más viscoso que el basalto. Los volcanes con magma riolítico comúnmente erupcionan de manera explosiva, y los flujos de lava riolítica son típicamente de extensión limitada y tienen márgenes empinados porque el magma es muy viscoso. [15]
Los magmas fésicos e intermedios que erupcionan a menudo lo hacen de manera violenta, con explosiones impulsadas por la liberación de gases disueltos, generalmente 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. [dieciséis]
Debido a que las rocas volcánicas son en su mayoría de grano fino o vidrioso, es mucho más difícil distinguir entre los diferentes tipos de rocas ígneas extrusivas que entre diferentes tipos de rocas ígneas intrusivas. En general, los componentes minerales de las rocas ígneas extrusivas de grano fino solo se pueden determinar mediante el examen de secciones delgadas de la roca con un microscopio , por lo que solo se puede realizar una clasificación aproximada en el campo . Aunque la IUGS prefiere la clasificación por composición mineral , esto a menudo no es práctico y la clasificación química se realiza en su lugar utilizando la clasificación TAS . [17]
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. Feldespatos , cuarzo o feldespatoides , olivinos , piroxenos , anfíboles y micas son todos 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 simplificada, los tipos de rocas ígneas se separan en función del 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 composición) están sobresaturadas con sílice . Las rocas con feldespatoides están subaturadas con 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 vistas a simple vista se denominan faneríticas ; aquellos con cristales demasiado pequeños para ser vistos se denominan afaníticos . En términos generales, el fanerítico implica un origen intrusivo; afanítico uno extrusivo.
Una roca ígnea con cristales más grandes y claramente discernibles incrustados en una matriz de grano más fino se denomina pórfido . La textura porfirítica se desarrolla cuando algunos de los cristales crecen a un tamaño considerable antes de que la masa principal del magma cristalice como material uniforme de grano más fino.
Las rocas ígneas se clasifican según su textura y composición. La textura se refiere al tamaño, la forma y la disposición de los granos o cristales minerales que componen la roca.
Textura
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 solo una parte subordinada de la clasificación de rocas volcánicas, ya que la mayoría de las veces se necesita información química obtenida de rocas con una masa de suelo de grano extremadamente fino o de tobas de caída de aire, que pueden formarse a partir de cenizas volcánicas.
Los criterios de textura son menos críticos en la clasificación de rocas intrusivas donde la mayoría de los minerales serán visibles a simple vista o al menos con una lupa, una lupa o un microscopio. Las rocas plutónicas también tienden a ser menos variadas en cuanto a textura y menos propensas a mostrar tejidos estructurales distintivos. Los términos de textura se pueden utilizar para diferenciar diferentes fases intrusivas de plutones grandes, por ejemplo, márgenes porfídicos de grandes cuerpos intrusivos, reservas 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 especies fenocristales utilizadas como prefijo, por ejemplo, "picrita que lleva olivino" o "riolita ortoclasa-fírica".
Clasificación mineralógica
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 en busca de rocas volcánicas de grano fino, y puede ser imposible para las rocas volcánicas vítreas. Luego, la roca debe clasificarse químicamente. [18]
La clasificación mineralógica de una roca intrusiva comienza determinando si la roca es ultramáfica, carbonatita o lamprofira . 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. Asimismo, las rocas que contienen más del 50% de minerales de carbonato se clasifican como carbonatitas, mientras que los lamprofiros son rocas ultrapotásicas raras. Ambos se clasifican además según la mineralogía detallada. [19]
En la gran mayoría de los casos, la roca tiene una composición mineral más típica, con importantes cuarzos, 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 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]
Donde 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]
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 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. Contenido de elementos mayores y menores se expresan convencionalmente como óxidos ciento en peso (por ejemplo, 51% SiO 2 , y 1,50% TiO 2 ). La abundancia de oligoelementos se expresa convencionalmente como partes por millón en peso (por ejemplo, 420 ppm de Ni y 5,1 ppm de Sm). El término "oligoelemento" se utiliza típicamente para los elementos presentes en la mayoría de las rocas en abundancias inferiores a 100 ppm aproximadamente, pero algunos oligoelementos pueden estar presentes en algunas rocas en abundancias superiores a 1000 ppm. La diversidad de las composiciones de las 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. (Ver Enlace externo a EarthChem).
El componente 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 contenido total de sílice en categorías amplias.
- 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 de 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 más alta 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 la siguiente tabla:
Composición | ||||
---|---|---|---|---|
Modo de ocurrencia | Felsic (> 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 2 O ) es superado solo por la sílice en su importancia para clasificar químicamente la roca volcánica. 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 mediante la mineralogía normativa , en la que se calcula una composición mineral idealizada para la roca en función de su composición química. Por ejemplo, basanita se distingue de tefrita por tener un alto contenido normativo de olivino.
Otras mejoras a la clasificación TAS básica incluyen:
- Ultrapotásico : rocas que contienen K 2 O / Na 2 O> 3 molar .
- Peralcalina : rocas que contienen molar (K 2 O + Na 2 O) / Al 2 O 3 > 1. [21]
- Peraluminoso : rocas que contienen molar (K 2 O + Na 2 O + CaO) / Al 2 O 3 <1. [21]
En terminología más 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 insaturada con sílice; un ejemplo es la nefelinita .
Los magmas se dividen en tres series:
- La serie toleítica : andesitas y andesitas basálticas .
- La serie calc-alcalina - andesitas.
- La serie alcalina : subgrupos de basaltos alcalinos y las raras lavas muy ricas en 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 de sílice dado, pero las series toleítica y calco-alcalina ocupan aproximadamente la misma parte del diagrama TAS. Se distinguen por comparar el álcali total con el contenido de hierro y magnesio. [22]
Estas tres series de magma ocurren en una variedad de configuraciones de placas tectónicas. Las rocas de la serie de magma tholeitic 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 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 sobre las zonas de subducción jóvenes formadas por magma de una profundidad relativamente baja. Las series calco-alcalina y alcalina se observan en zonas maduras de subducción, y están relacionadas con magmas de mayores profundidades. La andesita y la andesita basáltica son las rocas volcánicas más abundantes en el arco insular, lo que es indicativo de magmas calco-alcalinos. Algunos arcos de islas han distribuido series volcánicas como se puede ver en el sistema de arcos de islas japonés donde las rocas volcánicas cambian de tholeiita —calc-alcalina — alcalina al aumentar la distancia desde la zanja. [24] [25]
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 se remonta a Georgius Agricola en 1546 en su obra De Natura Fossilium . [26] La palabra de granito se remonta al menos a la década de 1640 y se deriva del francés, ya sea de granito o italiano granito , lo que significa simplemente "roca granulado". [27] El término riolita fue introducido en 1860 por el viajero y geólogo alemán Ferdinand von Richthofen [28] [29] [30] El nombramiento 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 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, 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, la constitución mineralógica, los criterios hasta ahora aceptados para la discriminación de especies de rocas, quedaron relegados a un segundo plano. El análisis de rocas completo debe interpretarse primero en términos de los minerales formadores de rocas que se podría esperar que se formaran 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. [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 oleada de nuevos esquemas de clasificación. [34]
Entre estos se encontraba el esquema de clasificación de MA Peacock, que dividió las rocas ígneas en cuatro series: las series alcalinas, alcalinas-cálcicas, calc-alcalinas y cálcicas. [35] Su definición de la serie alcalina, y el término calc-álcali, continúan en uso como parte de la clasificación de Irvine-Barager ampliamente utilizada [36] , [37] junto con la serie toleítica de WQ Kennedy. [38]
Para 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. Para 1989 se había acordado un sistema único de clasificación, que se revisó en 2005. El número de nombres de rocas recomendados se redujo a 316. Estos incluían varios nombres nuevos promulgados por la Subcomisión. [31]
Origen de los magmas
The Earth's crust averages about 35 kilometres (22 mi) thick under the continents, but averages only some 7–10 kilometres (4.3–6.2 mi) beneath the oceans. The continental crust is composed primarily of sedimentary rocks resting on a crystalline basement formed of a great variety of metamorphic and igneous rocks, including granulite and granite. Oceanic crust is composed primarily of basalt and gabbro. Both continental and oceanic crust rest on peridotite of the mantle.
Rocks may melt in response to a decrease in pressure, to a change in composition (such as an addition of water), to an increase in temperature, or to a combination of these processes.
Other mechanisms, such as melting from a meteorite impact, are less important today, but impacts during the accretion of the Earth led to extensive melting, and the outer several hundred kilometers of our early Earth was probably an ocean of magma. Impacts of large meteorites in the last few hundred million years have been proposed as one mechanism responsible for the extensive basalt magmatism of several large igneous provinces.
Decompression
Decompression melting occurs because of a decrease in pressure.[39]
The solidus temperatures of most rocks (the temperatures below which they are completely solid) increase with increasing pressure in the absence of water. Peridotite at depth in the Earth's mantle may be hotter than its solidus temperature at some shallower level. If such rock rises during the convection of solid mantle, it will cool slightly as it expands in an adiabatic process, but the cooling is only about 0.3 °C per kilometer. Experimental studies of appropriate peridotite samples document that the solidus temperatures increase by 3 °C to 4 °C per kilometer. If the rock rises far enough, it will begin to melt. Melt droplets can coalesce into larger volumes and be intruded upwards. This process of melting from the upward movement of solid mantle is critical in the evolution of the Earth.
Decompression melting creates the ocean crust at mid-ocean ridges. It also causes volcanism in intraplate regions, such as Europe, Africa and the Pacific sea floor. There, it is variously attributed either to the rise of mantle plumes (the "Plume hypothesis") or to intraplate extension (the "Plate hypothesis").[40]
Effects of water and carbon dioxide
The change of rock composition most responsible for the creation of magma is the addition of water. Water lowers the solidus temperature of rocks at a given pressure. For example, at a depth of about 100 kilometers, peridotite begins to melt near 800 °C in the presence of excess water, but near or above about 1,500 °C in the absence of water.[41] Water is driven out of the oceanic lithosphere in subduction zones, and it causes melting in the overlying mantle. Hydrous magmas composed of basalt and andesite are produced directly and indirectly as results of dehydration during the subduction process. Such magmas, and those derived from them, build up island arcs such as those in the Pacific Ring of Fire. These magmas form rocks of the calc-alkaline series, an important part of the continental crust.
The addition of carbon dioxide is relatively a much less important cause of magma formation than the addition of water, but genesis of some silica-undersaturated magmas has been attributed to the dominance of carbon dioxide over water in their mantle source regions. In the presence of carbon dioxide, experiments document that the peridotite solidus temperature decreases by about 200 °C in a narrow pressure interval at pressures corresponding to a depth of about 70 km. At greater depths, carbon dioxide can have more effect: at depths to about 200 km, the temperatures of initial melting of a carbonated peridotite composition were determined to be 450 °C to 600 °C lower than for the same composition with no carbon dioxide.[42] Magmas of rock types such as nephelinite, carbonatite, and kimberlite are among those that may be generated following an influx of carbon dioxide into mantle at depths greater than about 70 km.
Temperature increase
Increase in temperature is the most typical mechanism for formation of magma within continental crust. Such temperature increases can occur because of the upward intrusion of magma from the mantle. Temperatures can also exceed the solidus of a crustal rock in continental crust thickened by compression at a plate boundary. The plate boundary between the Indian and Asian continental masses provides a well-studied example, as the Tibetan Plateau just north of the boundary has crust about 80 kilometers thick, roughly twice the thickness of normal continental crust. Studies of electrical resistivity deduced from magnetotelluric data have detected a layer that appears to contain silicate melt and that stretches for at least 1,000 kilometers within the middle crust along the southern margin of the Tibetan Plateau.[43] Granite and rhyolite are types of igneous rock commonly interpreted as products of the melting of continental crust because of increases in temperature. Temperature increases also may contribute to the melting of lithosphere dragged down in a subduction zone.
Magma evolution
Most magmas are fully melted only for small parts of their histories. More typically, they are mixes of melt and crystals, and sometimes also of gas bubbles. Melt, crystals, and bubbles usually have different densities, and so they can separate as magmas evolve.
As magma cools, minerals typically crystallize from the melt at different temperatures (fractional crystallization). As minerals crystallize, the composition of the residual melt typically changes. If crystals separate from the melt, then the residual melt will differ in composition from the parent magma. For instance, a magma of gabbroic composition can produce a residual melt of granitic composition if early formed crystals are separated from the magma. Gabbro may have a liquidus temperature near 1,200 °C, and the derivative granite-composition melt may have a liquidus temperature as low as about 700 °C. Incompatible elements are concentrated in the last residues of magma during fractional crystallization and in the first melts produced during partial melting: either process can form the magma that crystallizes to pegmatite, a rock type commonly enriched in incompatible elements. Bowen's reaction series is important for understanding the idealised sequence of fractional crystallisation of a magma.
Magma composition can be determined by processes other than partial melting and fractional crystallization. For instance, magmas commonly interact with rocks they intrude, both by melting those rocks and by reacting with them. Magmas of different compositions can mix with one another. In rare cases, melts can separate into two immiscible melts of contrasting compositions.
Etimología
The word "igneous" is derived from the Latin ignis, meaning "of fire". Volcanic rocks are named after Vulcan, the Roman name for the god of fire. Intrusive rocks are also called "plutonic" rocks, named after Pluto, the Roman god of the underworld.
Galería
Kanaga volcano in the Aleutian Islands with a 1906 lava flow in the foreground
A "skylight" hole, about 6 m (20 ft) across, in a solidified lava crust reveals molten lava below (flowing towards the top right) in an eruption of Kīlauea in Hawaii
Devils Tower, an eroded laccolith in the Black Hills of Wyoming
A cascade of molten lava flowing into Aloi Crater during the 1969-1971 Mauna Ulu eruption of Kilauea volcano
Columnar jointing in the Alcantara Gorge, Sicily
A laccolith of granite (light-coloured) that was intruded into older sedimentary rocks (dark-coloured) at Cuernos del Paine, Torres del Paine National Park, Chile
An igneous intrusion cut by a pegmatite dike, which in turn is cut by a dolerite dike
Ver también
- List of rock types – A list of rock types recognized by geologists
- Metamorphic rock – Rock that was subjected to heat and pressure
- Migmatite – A mixture of metamorphic rock and igneous rock
- Petrology – The branch of geology that studies the origin, composition, distribution and structure of rocks
- Sedimentary rock – Rock formed by the deposition and subsequent cementation of material
Notas
- ^ 15% is the arithmetic sum of the area for intrusive plutonic rock (7%) plus the area for extrusive volcanic rock (8%).[2]
Referencias
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enlaces externos
- USGS Igneous Rocks
- Igneous rock classification flowchart
- Igneous Rocks Tour, an introduction to Igneous Rocks
- The IUGS systematics of igneous rocks