Papp Gábor szerk.: A dunabogdányi Csódi-hegy ásványai (Topographia Mineralogica Hungariae 6. Miskolc, 1999)

A Csódi-hegy vulkáni kőzetének geokémiája és petrogenezise (Harangi Szabolcs)

A Csódi-hegy vulkáni kőzetének geokémiája és petrogenezise 79 izotóp-összetétele (Ö,80 = 6,96; Harangi, nem publikált adat) arra utal, hogy a gránáttal egyensúlyban lévő magma kéreganyaggal gyengén kontaminált köpenyeredetű szilikátolvadék lehetett. A tisztán köpenyeredetű magmák oxigén izotópösszetétele 5-5,5 közötti (Mattey et al, 1994), egy litoszféra köpenyeredetű gránát ő,80 értéke 7,25-nek adódott (Pearson et al, 1991; Mattey & Macpherson, 1993), míg a kéregeredetű anyagok 8I80 értéke általában meghaladja a 8-at. Taylor & Coleman (1968) metamorf gránátokra 8,2-9,6 oxigénizotóp-összetételt kapott. Hasonló értékeket mutattak (8-10,5) börzsönyi gránát xenokristályok is (Harangi, nem publikált adatok). A gránátok viszonylag alacsony 6'80 értékének és esetleges köpenyeredetű magmából való kiválásának ellentmond azonban a bezáró kőzet magas 87SrrSr (0,709-0,710) és alacsony l43Nd/l44Nd aránya (0,51230-0,51235), ami jelentős kéreg-kontaminációt jelez. Mindezek alapján a következő petrogenetikai folyamat feltételezhető a Csódi-hegy vulkáni kőzetének magmafejlődésére. A dácit elsődleges magmája metaszomatizált (H20-gazdag) litoszféra köpenyanyag viszonylag nagy mértékű részleges olvadásával keletkezhetett. A viszonylag nagy mértékű olvadás következtében SiOyben gazdag (andezites) elsődleges magma jöhetett létre (Green, 1982). A metaszomatózist alábukó óceáni litoszféralemezből és a köpenybe lejutó szárazföldi eredetű üledékes anyagból származó vízgazdag oldatok okozhatták. Nem zárható ki azonban az sem, hogy az elvékonyodó alsókéregből kisebb-nagyobb darabok kerülhettek az olvadási zónába (Green, 1992), ami megemelhette a magma Al-tartalmát elősegítve a magas Al-tartalmú ásványok, így a gránát korai kiválását. A felfele hatoló vízgazdag magmában már nagy nyomáson, a köpeny-kéreg határzónában, megindulhatott a kristályosodás. A gránát mellett elsősorban anortitdús plagioklász, kevesebb amfibol képződött. A magmaképződés során megemelkedett hőáram elősegíthette a granulitos alsókéreg részleges olvadását is. A köpenyeredetű magma keveredett a kéregeredetű olvadékkal, amely többek között jelentősen megnövelte a hibrid szilikátolvadék 87Sr/86Sr izotóparányát is. A biotit kristályosodása már erősen kontaminált magmából történhetett. A magma viszonylag magas víz-tartalmának és az extenziós feszültségtérnek köszönhetően gyorsan felszínre, illetve a felszín közelébe juthatott anélkül, hogy sekély mélységű magmakamrában hosszabb időre megállt volna. A gránátok ugyanis többnyire sajátalakúak vagy gyengén kerekítettek, körülöttük nem figyelhető meg reakciózóna. A Csódi-hegyi dácit és a Visegrádihegység délnyugati peremén előbukkanó gránátos riodácitok között genetikai rokonság feltételezhető. Az utóbbiak feltehetőleg a dácitos magma differenciációjával, nagy nyomású gránát- és plagioklászfrakcionációval jöhettek létre. Erre utal a riodácitok szegényedése nehéz ritkaföldfémekben, kis mértékű gazdagodása erősen inkompatibilis elemekben (például könnyű ritkaföldfémekben) és a kisebb negatív Eu-anomália megjelenése. E petrogenetikai értelmezés szerint a Csódi-hegyi dácit átmenetet jelenthet az I-típusú és S-típusú gránátos vulkánitok között. 6.3. A Csódi-hegyi dácit geodinamikai jelentősége A kárpáti neogén mészalkáli vulkáni ív nyugati szegmensén viszonylag nagyobb gyakorisággal előforduló gránátos vulkánitoknak, így a Csódi-hegyi gránátos dácitnak is fontos geodinamikai jelentése lehet. Gránáttartalmú vulkáni kőzetek ugyanis világszerte