A magmás kőzetek rendkívül változatosak, ami nem csak a kémiai összetétel különbözőségében, hanem a szöveti megjelenésben, az ásványok formájában is megnyilvánul. A magmás kőzettan egyik alapvető kérdése annak megválaszolása, hogy mindez mivel magyarázható. Egy magmás kőzet a megszilárdulás előtti magmát vagy amennyiben ez felszínen történik, lávát képvisel, azonban ritka eset az, amikor ez a magma elsődleges eredetű. A II.1. fejezetben bemutattuk, hogy a magma, és ezzel együtt egy magmás kőzet, egy olyan keverék anyag, ami kristályokból, olvadékfázisból és illóanyagból áll. A magma csak keletkezése idejében áll 100% olvadékból. Ilyen,
közvetlenül elsődleges magmát képviselő kőzet nagyon ritka, alapvetően a migmatitok (ezek metamorf és magmás kőzetek közötti átmeneti képződmények; metamorf kőzetek részleges olvadásával alakulnak ki úgy, hogy a keletkező olvadék egy része nem távozik el, hanem újrakristályosodik a metamorf kőzettestben) úgynevezett leukoszom része tekinthető ilyennek.
II.66. ábra – Részlegesen olvadt kőzet piroxenit intruzió peremén (Fuerteventura). A bazaltban megfigyelhető világos színű erek egykori szilíciumgazdag olvadékfázist képviselnek, amelyek földpát-gazdag anyagként
kristályosodtak ki.
Amikor egy kőzet megolvad elsődleges kőzetolvadék (primer magma) jön létre. Ennek a magmának a kémiai összetételét primitív összetételnek nevezzük. Ez a kőzetolvadék, ahogy elválik a megolvadó kőzetanyagtól, felfelé nyomul és a nyomás, valamint hőmérséklet csökkenés hatására benne kristályok válnak ki. A kőzetolvadék kémiai összetétele ezzel módosul, megkezdődik az elsődleges magma differenciációja. Ez a kémiai összetételváltozás azonban nemcsak kristályosodás folyamatával történhet, a magma kémiai összetételét nagymértékben befolyásolják a nyílt rendszerű kölcsönhatások is, mint például különböző összetételű magmák keveredése, olvadék-kristály keveredés, mellékkőzet beolvasztás (ún. kontamináció) stb. Mindazon folyamatokat együttesen, amelyek az elsődleges magma kémiai összetételét megváltoztatják és ezzel új összetételű magmát hoznak létre összefoglaló nevénmagmás differenciációnak hívjuk.
Primitív összetételű magmás kőzet nagyon ritka a természetben, ezek olyan bazaltos kőzetek, amelyek csekély mennyiségben tartalmaznak olivin fenokristályt és amelyek nagyon gyorsan elérték a felszínt úgy, hogy a környezettel nem léptek kapcsolatba, azaz zárt rendszerként (ez azt jelenti, hogy bár energiacsere végbement, anyagcsere nem történt a magma és környezete között) viselkedtek a földköpeny kőzetanyagától való elkülönülés után. A bazalt kémiai összetétele az alapanyag és az olivin fenokristályok együttese tehát megadja az elsődleges kőzetolvadék kémiai összetételét. Ezek a primitív vagy közel primitív összetételű magmás kőzetek rendkívül fontosak a kőzettani vizsgálatokban, mivel elemzésükkel közvetlenül tanulmányozható a magmaképződés, azaz a részleges olvadás folyamat, annak körülményei. A IV. fejezetben olvashatunk arról, hogy miképpen vélelmezhetjük egy magmás kőzet kémiai összetételéről, hogy az elsődleges magma összetételéhez közelít. A bazaltok esetében erről az mg-szám - Mg2+/(Mg2++Fe2+) - nyújt segítséget. Peridotit forráskőzetet feltételezve a primitív összetételű bazaltok mg-értéke 0.74-76. Az olivin kristályosodása erősen csökkenti a magma MgO koncentrációját, ami az mg-szám csökkenésében is tükröződik. A magma akár rövid idejű megállása során is a nagyobb sűrűségű kristályok elkülönülhetnek és a továbbiakban már csak a maradékolvadék halad tovább, egy olyan kőzetolvadék, amelynek a kémiai összetétele különbözik az elsődleges magmáétól. A keletkező magmás kőzet differenciált, más szóval fejlett kémiai összetételt mutat. Ebben az esetben a teljes kőzet kémiai összetételben már elsősorban a differenciáció, például frakcionációs kristályosodás folyamata tükröződik, az elsődleges magma kémiai összetételére legfeljebb
számolással (pl. korai kiválású olivin összetételének a magmás kőzet összetételéhez való hozzáadásával) következtethetünk. Számos olyan eset is előfordul, amikor a primitív összetételű magmára már nem tudunk megbízható következtetést tenni, azonban felismerhető egy olyan magmaösszetétel, amiből például egy frakcionációs kristályosodással kialakult kőzetsorozat leszármaztatható. Ezt a magmátszülőmagmánaknevezzük. A primer magma és a szülőmagma tehát nem szükségszerűen azonos, bár előfordulhat egyezés. Amennyiben ezek különböznek, akkor valahol lennie kell annak az elkülönült kristályanyagnak, ami a magmás differenciációt előidézte. Ezt az ásványegyüttestkumulátumnak nevezzük. A földkéreg és földköpeny határán jelentős mennyiségű kumulátum-kőzet található, bazaltos magmák nagy nyomáson kivált kristályaiból. Előfordulhat, hogy egy friss, a földköpenyből felnyomuló kőzetolvadék felszakít kisebb-nagyobb darabokat ezekből a kumulátum-kőzetekből, és kristályai bekerülnek bazaltos képződménybe. Felismerésük nem mindig egyértelmű, mivel ezeket ugyanolyan ásványok képviselik, mint a fenokristályokat (olivin, klinopiroxén). Elkülönítésük – ami lényeges a magmafejlődés rekonstruálásában – megjelenésük és kémiai összetételük alapján történhet.
Miért olyan változatosak a magmás kőzetek? Ezt a kérdést már a 20- század elején, a modern kőzettani kutatások hajnalán is feszegették olyan nagy nevű kutatók, mint például Alfred Harker, aki „The Natural History of Igneous Rocks” c. 1909-ben publikált könyvében így írt: „a modern kőzettan egyik legalapvetőbb kérdése a különböző kőzettípusok eredete”. Kilencven évvel később Roger Nielsen a következőképpen fogalmazta meg a magmás kőzettan elsődleges célját: „a magmás kőzettan elsődleges célja azon folyamatok felismerése és jellemzése, amelyek a magma kémiai differenciációját okozzák”. Nem véletlen, hogy Marjorie Wilson a Journal of Petrology neves szakfolyóiratot hosszú időn keresztül szerkesztő professzor asszony 1993-ban egy munkájában megjegyezte:
„érdekes látni, hogy mennyi, a magmás differenciáció kérdéskörét illető, újnak tűnő tudományos célról, modellről derül ki, hogy az eredeti felvetés már több évtizeddel korábbi, sőt van, amelyik már évszázada körülöttünk van”.
A magmás differenciáció oka és folyamata tehát hosszú idők óta alapkérdés és legfeljebb az eszközök, a szemlélet változott az örökkérdés vizsgálatában. Mi okozza, hogy egy bazaltos primer magmából fonolit vagy akár riolit kőzet alakuljon ki? A korábbiakban már érintettük, hogy ebben zárt rendszerű és nyílt rendszerű (a magma és környezete között mind energiacsere mind anyagcsere végbemegy) folyamatok egyaránt szerepet játszhatnak. Az utóbbi időkben egyre inkább az a nézet alakul ki, hogy az utóbbiak szerepe sokkal dominánsabb. Ahhoz azonban, hogy a bonyolultabb folyamatokat megértsük, az egyszerűbbek jellemzésével kell kezdenünk. Ez pedig a kristályosodás folyamata, ami kétségtelenül az egyik legfontosabb folyamata a magmás differenciációnak. Érdekes módon ennek felismerése Charles Darwinhoz fűződik, aki a Galapagos szigeteken végzett, és az evolúciós elmélet szempontjából nagyon fontos megfigyelései mellett, nem szabadult meg a korábbi tanulmányai során szerzett geológiai érdeklődésétől sem. Földtani megfigyeléseit az 1844-ben publikált „Geological Observations on the Volcanic Islands, visited during the Voyage of H.M.S. Beagle” c. könyvében összesítette és ebben ír elsők között a magmás differenciáció folyamatáról. A James sziget lávakőzeteit vizsgálva figyelte meg, hogy a bizonyos ásványok a lávakőzet alsó részében dúsulnak és ebből azt a következtetést vonta le, hogy a kristályok „saját súlyoknál fogva süllyednek le a magmában” és ez „szerepet játszhat a kis szilíciumtartalmú és a szilíciumgazdag kőzetek elkülönülésében. Az ásványok gravitációs elkülönülése hosszú időn keresztül a frakcionációs kristályosodás fő okának számított. Erre alapultak később Harker, majd Norman Levi Bowen tanulmányai. Bowen vezette be a termodinamikai megközelítést a magmás folyamatok vizsgálatában, amellyel megvetette a modern kőzettan alapjait.
Akristályosodás folyamatanyilvánvalóan befolyásolja a maradékolvadék kémiai összetételét. Kiindulva például egy 46 t% SiO2- és 13 t% MgO-tartalmú bazaltos primer olvadékból, amennyiben olivin (ami kb. 40 t% SiO2–t és 47 t% MgO-t tartalmaz) válik ki, akkor a maradékolvadék SiO2-tartalma nőni fog, az MgO koncentrációja pedig erősen csökken. Az alábbi ábra azt mutatja, hogy miképpen változik a maradékmagma kémiai összetétele 10%
olivin kristályosodása után:
II.67. ábra – Bazaltos magma kémiai összetételváltozása 10% olivin kristályosodása után.
További ásványok kiválása, mint például klinpiroxén, plagioklász és Fe-Ti-oxidok még jelentősebb változást jelentnek a maradékolvadékban és ez azt jelenti, hogy a bazaltos szülőmagmából, akár fonolitos, trachitos vagy riolitos maradékolvadék keletkezhet. Erre mutatunk be a következőkben példát:
II.68. ábra – Bazaltos magma kémiai összetételváltozása 20% olivin, 10% klinopiroxén, 35% plagioklász és 5%
FeTi-oxid kristályosodása után.
Az utóbbi példában 70% kristály vált ki, ami azt jelenti, hogy az eredeti bazaltos kőzetolvadék 30% maradt meg, ami már fonolitos összetételű. A kristályosodás tehát úgy tűnik egyértelmű szerepet játszik a magma kémiai differenciációjában és a változatos kémiai összetételű magmás kőzetek létrejöttében. A kérdés csak az, milyen kristályok és milyen relatív mennyiségben jönnek létre, továbbá egy alapvető kérdés, hogy mennyire sikerül elkülönülni a kristályoknak (kumlátum fázis) a maradékolvadéktól (ún.frakcionációs kristályosodás). Csak ebben az esetben áll elő ugyanis az a fonolitos magma, aminek további kristályosodásával alakul ki a fonolit kőzet. A Darwin által értelmezett gravitációs elkülönülés (a nehezebb kristályok lesüllyednek, a kisebb sűrűségűek pedig felfelé mozognak a magmában) ebben hatékony folyamat lehet és sokáig úgy tűnt ez megmagyarázza az olyan hatalmas fosszilis magmakamra kőzettestek szerkezetét, mint a réteges felépítésű Bushveld (Dél-Afrika) és a grönlandi Skaergaard. Az újabb elméletek, az új megközelítés azonban finomította ezt a felvetést, és helyét átvette azin-situ kristályosodás. Ez utóbbinak a lényege, hogy a kristályok kevéssé mozognak el a helyükről, azonban a körülöttük olvadék adott esetben elmozoghat és ezzel ugyanaz, vagy hasonló frakcionációs elkülönülés előállhat,
mint a gravitációs elkülönülés modelljében. E két modell mellett egyre nagyobb szerepet kapott egy másik hatékony elkülönüléses folyamat, mégpedig akonvekciós frakcionáció, amely esetben a magmakamrában fellépő hőmérsékleti és összetételbeli különbségek áramlásokat indítanak el és ezzel a kristályok és a vele egyensúlyt tartó olvadék fázis eltávolodik egymástól. E fejezet keretei között e folyamatok részletes ismertetésében nem bocsátkozunk, a továbbiakban azt vizsgáljuk meg, hogy a magmás kőzetek ásványfázisaiban mennyire tükröződik az egyensúlyi, illetve a frakcionációs kristályosodás folyamata.
Ennek vizsgálatára Norman Bowen termodinamikai fázisdiagramjaihoz kell visszanyúlnunk. Az egyik legegyszerűbb rendszer a magmás kőzetekben gyakori elegyásványok (pl. földpátok és olivin) kristályosodását írja le. Az alábbiakban a plagioklász példáján mutatjuk be, mi történik kristályosodás során.
II.69. ábra – Plagioklász fázisdiagramja és egy a-pontból kiinduló olvadék egyensúlyi kristályosodásának menete.
Bowen 1928-ban megalkotott fázisdiagramján adott nyomás mellett vizsgálhatjuk, hogy adott hőmérsékleten milyen fázisok stabilisak figyelembe véve a plagioklász összetételét is. E kétkomponensű rendszerben megrajzolható a szolidusz, azaz a plagioklász kristály olvadáspontjának változása a kémiai összetétel függvényében, valamint a likvidusz, amely hőmérséklet felett a plagioklász már teljesen megolvad. A likvidusz és a szolidusz vonal között a rendszerben olvadék és szilárd fázis, azaz plagioklász is egyensúlyt tart egymással. Az ábráról leolvasható, hogy a Ca-gazdag plagioklásznak (anortit - An) nagyobb az olvadáspontja (1553oC), mint a Na-gazdag (albit – Ab) plagioklásznak (1118oC). A plagioklászban az elegyedési sor folyamatos. Nézzük, mi történik, ha egy XAn=0.6 (azaz 60% An-tartalmú) összetételű, 1560oC-os olvadék hűlni kezd. 1475oC-on eléri a likvidusz hőmérsékletet (b-pont), ahol megkezdődik a plagioklász kristályosodása. A keletkező kristály kémiai összetételét a szolidusz vonalom olvashatjuk le (c-pont), esetünkben ez XAn=0.87. Ez azt jelenti, hogy a korai kiválású plagioklász Ca-gazdag összetételű. További hűlés esetében az olvadék összetétele a likviduszon, a kristályos fázis összetétele a szoliduszon mozdul el a csökkenő hőmérsékletnek megfelelően. Mivel a plagioklászban folyamatos elegyedés valósul meg, a változó olvadék összetételhez a kristályosodó ásványfázis is alkalmazkodik, azaz Na-ban egyre gazdagabb lesz.
1340oC-on (g-pont) az olvadék összetétele XAn=0.2, míg az ilyen olvadékból kristályosodó plagioklász kémiai összetétele XAn=0.6. Ez azt jelenti, hogy további hőmérséklet csökkenés során a h-pont felé mozdulunk el, ami azt jelenti, hogy befejeződik a kristályosodás, ezzel a képződött ásvány összetétele olyan lesz, amilyené a kiindulási olvadéké (a-pont) volt. A folyamat során folyamatos reakció játszódott le a változó kémiai összetételű olvadék és a keletkező kristályfázis között, a kristályosodás kémiai egyensúlyban történt. Az eredmény egy homogén összetételű pagioklász kristály.
A megfigyelések azonban azt jelzik, hogy ez ritkán tapasztalható, a plagioklászok az esetek többségében zónásak, azaz kémiai összetételük egy kristályon belül gyakran éles ugrást mutat. Ez azt jelenti, hogy a kristályosodás nem egyensúlyi volt, hanem voltak olyan események, amikor az olvadék és a keletkező ásványfázis elkülönült egymástól és a kristály egy eltérő kémiai összetételű olvadékközegbe került, ahol ennek megfelelően különböző összetételben folytatódott a kristály növekedése.
II.70. ábra – Plagioklász fázisdiagramja és egy a-pontból kiinduló olvadék frakcionációs kristályosodásának menete.
A frakcionációs kristályosodás folyamata abban különbözik az egyensúlyi folyamattól, hogy időszakonként elkülönül egymástól a plagioklász és az olvadék, azaz időszakonként új kiindulási olvadékösszetétel valósul meg.
Ekkor a következő történik. A plagioklász kristályosodás a b-pontban indul meg és ebben az esetben is a c-pontnak megfelelő összetételű plagioklász alakul ki. Az alapvető különbség az egyensúlyi kristályosodás esetéhez képest az lesz, hogy a kristályosodás nem áll le az f- (olvadék), illetve g- (plagioklász) összetételnél, hanem tovább halad, és akár 1118oC-ig, XAn=0 összetételig juthat. Ennek oka az, hogy minden kristályelkülönülés után az olvadék kiindulási összetétele megegyezik a elkülönüléskori összetétellel. Azaz, amennyiben a d-pontnak megfelelő hőmérsékleten az e-plagioklász elkülönül, akkor a következő egyensúlyi kristályosodási szakaszban a kiindulási olvadék összetétel a d-pontnak megfelelő lesz és ezért a kristályosodás tovább tarthat, mint az f-pont, hiszen az ott áll le, ahol a kristály összetétel megegyezik a kiindulási olvadék összetétellel. Ha viszont időszakonként (kristályelkülönülés) változik a kiindulási olvadék összetétel, akkor ez a folyamat akár odáig tarthat, hogy a végén albit kristályosodik. Ha az elkülönülés gravitációs süllyedéssel valósul meg, akkor különböző rétegekben megjelenő, adott rétegben hasonló, azonban rétegenként eltérő, de önmagukban homogén kristályok jönnek létre. Amennyiben az elkülönülés részleges, vagy a kristály-olvadék egyensúlyi reakció nem követi a hőmérsékletváltozás sebességét, akkor hirtelen kémiai összetétel változás történik a kristályban, azaz összetételbeli zónásság alakul ki. Előfordulhat az is, hogy az olvadék összetétele periodikusan változik (ez akár csak a víztartalomban is megnyilvánulhat, amire érzékenyen reagál a plagioklász Ca-tartalma) és ezzel oszcillációs zónás kristály jön létre.
II.71. ábra – Egy gabbróban talált plagioklász homogén kémiai összetételt mutat, vélhetően egyensúlyi kristályosodás során jött létre, míg a jobboldali ábrán egy dácitban lévő plagioklász összetételbeli zónásságot mutat és ezzel a
frakcionációs kristályosodásra utal..
Hasonlóképpen történik az olivin kristályosodása is, ebben az esetben azonban viszonylag ritka a zónás kristály, mivel a kristályosodás elején nagyobb esély van a folyamatos egyensúlyi kristályosodásra. A következő példánkban szintén kétkomponensű rendszernél maradunk, azonban itt nem elegykristály található az x-tengelyen.
A diopszid-anortit fázisdiagram némileg különbözik a plagioklász vagy az olivin fázisdiagramjától. A likvidusz görbék a diopszid, illetve az anortit olvadáspontjától indulnak, majd csökkenő hőmérséklettel egy minimum hőmérséklet értéknél találkoznak ott, ahol a rendszer szolidusz vonala is húzódik.
II.72. ábra – A diopszid-anortit kétkomponensű fázisdiagram eutektikus ponttal.
Ezt a minimum hőmérsékleti pontot, ahol a rendszerben lévő összes fázis jelen van,eutektikus pontnak nevezzük.
Példánkban XAn=0.7 összetételű kiindulási olvadékunk van, ami 1445oC hőmérsékleten éri el a likvidusz vonalat.
Itt indul meg a kristályosodás (b-pont). A kiindulási olvadék helyzete (eutektikus ponttól jobbra található) meghatározza, hogy az első kiválási termék anortit lesz (c-pont). Ahogy csökken a hőmérséklet a rendszerben olvadék és anortit kristály lesz, az utóbbi mennyisége egyre nő, amivel az olvadék összetétele a likvidusz vonalon balra (csökkenő An-tartalommal) tolódik el. 1274oC hőmérsékleten, azaz az F-pontban elérjük az eutektikus pontot, ahol a további kristályosodás során (ekkor a hőmérséklet nem változik) megjelenik a diopszid is. Diopszid és anortit együtt kristályosodik, mégpedig az f-pontnak megfelelő arányban, azaz 41% anortit és 59% diopszid válik ki és ezzel ugyanilyen összetételű olvadék tart egyensúlyt. Mindaddig, amíg a kristályosodás e pontban tart, a hőmérséklet nem változik. A rendszer hővesztését a kristályosodás során felszabaduló hőenergia kompenzálja. A kristályosodás addig tart, amíg a teljes kristályos fázisban az anortit/diopszid arány eléri a 0.7 értéket (XAn=0.7), ami megegyezik a kiindulási olvadék összetételével és innentől kezdve a rendszer teljes mértékben megszilárdul, a „kőzet” anortitból és diopszidból áll. Ezt a kristályosodási sort az alábbi szöveti kép tükrözi:
II.73. ábra – Az ofitos szövetű gabbró keresztezett nikolok melletti mikroszkópos képe azt mutatja, hogy elsőzör a plagioklász kristályok váltak ki, majd ezt követte a klinopiroxén és a végén a két ásványfázis eutektikus összetélben
kristályosodott. Ez összehangban van az előző ábrán bemutatott fázisdiagramon ábrázolt történettel.
Amennyiben a kiindulási olvadék az eutektikus ponttól balra helyezkedik el, akkor az első kiválási termék dioszid lesz és ezt követi csak az anortit. Az eutektikus pont tehát egy kitüntetett termodinamikai összetétel sok rendszerben.
Ezen a ponton ér véget a kristályosodás. Szilíciumgazdag piroklasztitok (pl. riolitos ignimbritek) esetében például a kőzetüveg szilánkok, amelyek a fejlett maradékolvadék összetételét képviselik gyakran eutektikus összetételt mutatnak, ami az adott magmás rendszerre, az adott kitörésre jellemző. Ezért különböző kitörések termékei az üvegszilánk főelem összetétel alapján sok esetben jól elkülöníthetők, azaz az üvegösszetétel jó korrelációs eszköz.
Ez az eutektikus összetétel kisebb nyomáson egy kétkomponensű minimum pontra változik az albit-kvarc-ortoklász rendszerben, ami annyit jelent, hogy a kőzetben nem két földpát, hanem csak egy földpát fázis jelenik meg. A termodinamikai fázisdiagramok és a kőzettani megfigyelések együtt tehát lehetővé teszik a magmafejlődés történetének pontos rekonstruálását.
II.74. ábra – Az albit (Ab)-kvarc (Q)-ortoklász (Or) háromkomponensű rendszerben 1000 MPa nyomáson eutektikus pont jelenik meg, ahol a három fázis adott összetételben kristályosodik állandó – eutektikus – olvadék összetétel
mellett. Kisebb nyomáson az eutektikus pont helyett kétkomponensű kotektikus vonalakon megjelenő minimum pont jelenik meg, ahol a kristályosodás befejeződik.
Az albit-kvarc-ortoklász rendszer fzisdiagramja, aminek megalkotása szintén Bowen nevéhez fűződik, elvezet minket a most már a természetes magmás rendszerekhez közelebbi, többkomponensű fázisdiagramokhoz. A bazaltos rendszert például kiválóan leírja a diopszid (klinopiroxén)-anortit (plagioklász)-forszterit (olivin) termodinamikai fázisdiagram. Ezt a rendszert már bonyolultabb a síkban ábrázolni, térben így néz ki:
II.75. ábra – Az anortit (An)-diopszid (Di)-forszterit (Fo) rendszer termodinamikai fázisdiagramja.
Ezen a diagramon balra felismerhetjük a korábbiakban bemutatott anortit-diopszid kétkomponensű fázisdiagramot, amihez hozzájön a diopszid-forszterit rendszer. A tömbdiagramra felülről nézve a likvidusz görbéket látjuk a hőmérséklet izovonalakkal. Ez számunkra hasznos, hiszen ezek a görbék mutatják a kristályosodás kezdetét. A likvidusz görbék találkozása láttuk az előbbi anortit-diopszid rendszerben, hogy eutektikus pontban történhet. Ezt a fenti diagramon is felfedezhetjük (E-pont). E mellett azonban egy másik minimum pont is feltűnik. Az R-pont egy úgynevezett peritektikus pont, amiről Bowen 1922-es munkájában az alábbiak szerint írt: „egy eutektikus rendszerben nincs olyan, hogy egy ásványfázis eltűnjön. Az elsőként kiváló ásványfázishoz adott hőmérsékleten csatlakozik a második fázis, majd következik a harmadik, amíg eljutunk az eutektikus pontba, ahol együtt válik ki az összes fázis mindaddig, amíg a kristályosodás befejeződik. Ettől lényegesen eltérnek azok a rendszerek, amelyben egy korábban kikristályosodott ásványfázis eltűnhet. Ez egy reakció ponton történik”. Ez a pont a peritektikus pont, ahol a jelenlévő egyik ásványfázis reakcióba lép az olvadékkal és ennek eredményeképpen egy másik ásványfázis jelenik meg, miközben a korábban kivált ásványfázis mennyisége csökken, sőt a reakció végighaladtával el is tűnhet. Ilyen peritektikus reakció zajlik a forszterit-kvarc rendszerben. 1557oC-on az olivin reakcióba lép a környező nagyobb szilíciumtartalmú olvadékkal, a kristály rezorbeálódik, és eközben a reakció során ensztatit keletkezik:
Mg2SiO4+ SiO2= 2MgSiO3+ látens hő
Hasonló peritektikus ponton zajló reakció történik az An-Di-Fo rendszerben is 1307oC hőmérsékleten, ahol Osborne és Tait 1952-es munkája szerint a spinel reakcióba lép és lebomlik, helyette pedig anortit és forszterit kristályosodik
Hasonló peritektikus ponton zajló reakció történik az An-Di-Fo rendszerben is 1307oC hőmérsékleten, ahol Osborne és Tait 1952-es munkája szerint a spinel reakcióba lép és lebomlik, helyette pedig anortit és forszterit kristályosodik