Como cada mineral posee un punto de fusión distinto, la frontera líquido/sólido estará comprendida entre los puntos de fusión máx. y mín. de los minerales que componen la roca.
Para que se forma un magma, ha de ocurrir una al menos de las siguientes circunstancias:
- Aumento de la T
- Disminución de la P (descomprensión)
- Presencia de fluidos (agua, sustancias volátiles,...), al disminuir la viscosidad

La movilidad de un magma depende de su viscosidad, y ésta aumenta con:
  - el contenido de sílice SiO₂
  - el aumento de la P
  - la disminución de la T
  - la disminución de la fase volátil

La viscosidad depende de la presencia en el magma de cadenas de tetraedros de SiO₂ → la viscosidad está en función directa del % de SiO₂: las lavas ácidas son mucho más viscosas que las básicas.
Los tetraedros de pueden estar aislados o formar cadenas más o menos largas; el que esto suceda depende de la proporción de tetraedros respecto a los demás componentes principales (Ca, Mg, Fe, Na, K,...) y los minoritarios (agua, CO₂, HCl, HF, H₂S,...):
  - Un magma básico (pobre en SiO₂) no forma cadenas → poco viscoso.
  - Un magma ácido (rico en SiO₂) sí forma cadenas → muy viscoso.

(i) Magmatismo en los límites constructivos (dorsales) → magmas toleíticos = básicos

Se produce la fusión parcial (<30%) de la peridotita (roca ultramáfica con olivino y piroxenos) en la astenosfera, saliendo el magma toleítico por las dorsales (→ centros de expansión), originando los basaltos y gabros que forman la corteza oceánica. Como la fusión tiene lugar cerca de la superf. y son muy fluidos, estos magmas no tienen tiempo de diferenciarse, por lo que dan muy poca variedad de rocas.
Tb. se originan magmas toleíticos en los puntos calientes, originados por penachos térmicos provinientes de la capa D" del manto profundo, en zonas de intraplaca.

(ii) Magmatismo en los límites destructivos (zonas de subducción) → magmas andesíticos = intermedios = calcoalcalinos

En las zonas de subducción, al hundirse la placa oceánica hidratada (el agua reduce el punto de fusión), se generan magmas básicos (120 km), que emigran hacia arriba. En su ascenso sufren un largo proceso de diferenciación,  por lo que dan lugar a una gran variedad de rocas plutónicas y volcánicas.
Tenemos dos casos:
- Si la subducción de la corteza oceánica se realiza bajo el océano, se produce un arco de islas volcánicas de magmas básicos.
- Si la subducción de la corteza oceánica se realiza bajo el continente, la diferenciación magmática y la asimilación de fragmentos félsicos de corteza por parte del magma máfico ascendente, hace que se transforme en un magma andesítico o riolítico, formándose un arco volcánico continental con andesitas, riolitas... y una cordillera pericontinental.
Los batolitos graníticos (← magmas félsicos o graníticos) existentes bajo estas cordilleras periocéanicas tb. se han originado a partir de magmas del anterior tipo, como producto final de la cristalización de un magma andesítico o por fusión parcial de rocas ricas en sílice.
Tb. se producen lavas félsicas tierra adentro de los márgenes continentales. Quizás sea debido a una pluma, cuyo magma máfico deriva a félsico por asimilación de la roca encajante y diferenciación magmática.

(iii) Magmatismo en los límites deslizantes → magmas toleíticos = básicos

(iV) Magmatismo intrapacas → magmas toleíticos y alcalinos (→ Na, K)

Se dan en el interior de las placas, y se generan por plumas térmicas (→ puntos calientes) en el manto profundo (capa D") , o por fracturas, con un porcentaje de fusión parcial <15%.

Los magmas son sist. físico-químicos de muchos componentes (minerales), determinados por las variaciones de P y T; cada uno de los minerales presentan unas cond. de estabilidad distintas, las cuales se ven modificadas por los demás componentes.
Las redes cristalinas de los nuevos minerales se construyen a partir de los iones de la masa fundida y de los restos de tetraedros de que en ella se encuentran. El empaquetamiento y el tipo de red cristalina que adopten los dif. minerales del magma, dependerá de la coordinación que exista entre los iones presentes, que está, a su vez, influida por las cond. de P y T del amb.

Un mineral es una fase sólida estable en determinadas cond. de P y T. Como a medida que un magma asciende se enfría, varían las cond. de P y T, formándose minerales distintos para cada intervalo de P y T. Así, pues, no todos los minerales del magma cristalizan a la vez, sino unos a continuación de otros a medida que van variando las P y la T; es la llamada cristalización fraccionada del magma.
El tipo concreto de mineral que va apareciendo depende de la composición química del magma. Primero se separan aquellos minerales que son estables al altas T (que tienen altos puntos de fusión) y que, en el momento de su formación, están en equilibrio con el amb. que les rodea. Pero, al descender la T, cambian las cond. y se hacen inestables, por lo que reaccionan con el líquido magmático residual y dan lugar a otros minerales estables en las nuevas condiciones.

Ej.: en un magma rico en Fe y Mg, el primer mineral que se forma es el olivino, pero al bajar la T, reacciona con la sílice del magma, dando lugar a un nuevo silicato: el piroxeno.

En consecuencia, los minerales originados durante la consolidación magmática, integran una serie de reacciones:

Los primeros minerales son, a menudo, euhédricos (caras bien formadas) y fenocristales. Los posteriores envuelven a aquéllos y los formados al final son intersticiales.
Si el enfriamiento es lento, todos los cristales formados al principio reaccionarán con el líquido residual y desaparecerán, con lo que la roca estará constituida únicamente por los últimos minerales de la serie de reacción. Si el enfriamiento es muy rápido, sólo se darán las primeras reacciones, y la roca estará constituida por cristales de los primeros minerales, englobados en una pasta amorfa.
El caso más frecuente es el intermedio, donde la reacción no es completa, en el que las rocas están constituidas por residuos de los primeros componentes, englobados por los cristales posteriores, dando una textura en corona.
Por tanto, la constitución minerales de una roca no depende sólo de la composición química del magma, sino del tiempo que tarda en producirse la consolidación.

La series de reacción más conocidas son las series de reacción de BOWEN: a medida que se produce el enfriamiento, se forman minerales de manera sucesiva:

(a) Serie discontinua de reacción de los minerales ferromagnesianos
     (= máficos = melanocratos)

Primero cristaliza el olivino, consumiendo Fe y Mg, con lo que el magma se enriquece en sílice.
Forman una serie porque cuando hay sílice libre en el magma, ésta reacciona con parte del olivino para formar piroxenos (enstatita, augita):

Análogamente, parte o todos los pixonenos (según la cantidad de sílice presente en el magma) se transforman en anfíboles (hornblenda), y así sucesivamente.
Es una serie discontinua porque a medida que se pasa de un intervalo de P y T a otro, desaparece un mineral y aparece el siguiente con una estructura cristalina diferente (sin formas intermedias), presentando una estructura cada vez más compleja.

(b) Serie continua de reacción de los minerales leucocratos
     (= félsicos)

Es una serie continua porque los minerales (plagioclasas), no se sustituyen bruscamente, sino mediante formas intermedias isomorfas, que conservan la misma estructura cristalina, con soluciones sólidas entre la plagiocla cálcica (anortita) (estable a T alevadas) y la plagioclasa sódica (albita) (estable a baja T).
Si la reacción es incompleta, se llega la formación de feldespatos zonados, en los que un núcleo más anortítico está cercado por capas de plagioclasa progresivamente más sódica.

Ver detalles de las sereis de Bowen,

Es la cantidad de sílice presente en un magma quien determina la reactividad entre los minerales a medida que baja la T:
- En un magma hipersilíceo, al final del enfriamiento sólo coexisten los minerales finales de las series (Q, micas, feldespato potásico, albita); los demás (transitorios) han desaparecido.
- En un magma hiposilíceo, las reacciones se interrumpen y los minerales del comienzo de las series (olivino, piroxenos, anfíboles, anortita) son estables, aun cuando disminuye la T.

Si los minerales que van cristalizando se separan del líquido magmático, se produce la cristalización fraccionada, que puede ser causa de la diferenciación magmática en dos o más fracciones de diferente composición.

♦ (i) Fase ortomagmática (1100-600 ºC)

Es la cristalización según las series de reacción de Bowen. A los 500-600 ºC la mayoría de los minerales silicatados petrogenéticos han solidificado.
Primero se generan rocas plutónicas ultrabásicas: dunita y peridotita, con granos de olivino (verdes) y de piroxenos (negros).
Al bajar la T,  se originan rocas básicas: gabro, basalto y diabasa, con piroxenos y plagioclasas cálcicas (anortita) y menos olivino.
Al descender más la T se forman rocas intermedias: diorita, andesita y pórfido diorítico, con anfíboles, biotita y plagioclasas sódicas (albita).
Al final se originan rocas ácidas: granito, riolita y pórfido granítico, con micas, feldespato potásico (ortosa) y Q.
Queda, al final de la fase, un residuo rico en volátiles, sílice sobrante y elementos incompatibles.

♦ (ii) Fase pegmatítico-neumatolítica (600-373ºC)
     (373 ºC es la T crítica del agua por encima de la cual siempre se encuentra en estado de vapor, independientemente de la P)

Al finalizar la fase ortomagmática, queda un líquido residual donde se concentran los comp. gaseosos del magma, y, al aumentar la P, el fluido tiende a escapar por las grietas de las rocas que rodean la masa magmática.
- En la fase pegmatítica, únicamente quedan los silicatos (Q, ortosa, moscovita), que cristalizan formando megacristales que darán lugar a una textura pegmatítica → pegmatitas.
- En la fase neumatolítica, sólo queda el líquido magmático residual rico en volátiles con cationes metálicos que penetran en la roca encajante que rodea al magma, dando lugar a impregnaciones mineralógicas o a filones metalíferos (yacimientos neumatolíticos, cuyos principales minerales son wolframita, casiterita, magnetita, siderita,...).

♦ (iii) Fase hidrotermal (< 373ºC)

A una T < 373ºC, aún queda un líquido residual: una solución acuosa a elevada T, donde hay disueltos gases y diferentes metales. Estas soluciones emigran a través de grietas o de rocas porosas encajantes hacia zonas más superficiales, dando lugar a impregnaciones y a concentraciones de minerales (los más abundantes son los sulfuros: pirita, calcopirita, blenda, galena,...).