Papp Gábor szerk.: A dunabogdányi Csódi-hegy ásványai (Topographia Mineralogica Hungariae 6. Miskolc, 1999)
A Csódi-hegy vulkáni kőzetének geokémiája és petrogenezise (Harangi Szabolcs)
62 Harangi Sz. tel a miocén-kvarter mészalkáli vulkánosságra, majd ezt követően a gránáttartalmú vulkáni kőzetekre vonatkozó ismereteket foglaljuk össze. A kőzettani és geokémiai tulajdonságok leírását követően mindezek ismeretében értelmezzük és foglaljuk össze a Csódi-hegyi vulkáni kőzet „tudományos üzenetét". 2. A Kárpát-Pannon térség neogén korú vulkánossága A Kárpát-Pannon térség elmúlt mintegy 20 millió éves történetét változatos vulkáni működések színesítették. A sokszínű vulkáni tevékenység alapvető oka a térség fő lemeztektonikai eseményeivel magyarázható (Csontos, 1995): (1) az alpi kollíziós zónából északkelet-kelet felé egy mikrolemez (ALCAPA-egység) lökődött ki és kapcsolódott a Tisza-Dáciai-mikrolemezzel (eocén-korai miocén); (2) a külső-kárpáti térségben az Európai-litoszféralemez dél, illetve nyugat felé alábukott (szubdukálódott; paleogén-kvarter); (3) a szubdukciós ív mentén felgyűrődött hegységrendszer mögötti térség litoszféralemeze elvékonyodott (ívmögötti v. ívközi medence kialakulása; korai-középső miocén); (4) viszonylag forró köpenyanyag áramlott fel a Pannon-medence kőzetlemeze alá (késői miocén-pliocén). A korai miocénben az északkelet-kelet felé mozgó, közben forgásokat végző (pl. Csontos, 1995; Márton & Fodor, 1995) két fő mikrolemez érintkezési zónájában intenzív robbanásos vulkáni kitörések történtek, amelyek ignimbritrétegeket és szórt piroklasztitokat hoztak létre (kb. 16-19 millió éve). A miocén közepén, a Kárpátok felgyűrt hegységrendszere mögött mészalkáli vulkánosság kezdődött az Eszak-Pannon-mikrolemez (ALCAPA) belsejében, majd időben egyre fiatalodva sorban nőttek ki az andezit-dácit rétegvulkánok kelet, majd a Tisza-Dáciai-mikrolemez keleti szegélyén dél felé (1. ábra; pl. Downes et ai, 1995; Konecny et ai, 1995; Pécskay et ai, 1995; Seghedi et ai, 1995). A mészalkáli vulkáni ív mögött szinextenziós (a tágulással egyidejű) káli-ultrakáli vulkánosság (Harangi et ai, 1995b; Harangi, in press), majd a Pannon-medence elvékonyodott litoszféralemezén posztextenziós alkálibazalt vulkáni területek jöttek létre (pl. Szabó et ai, 1992; Embey-Isztin et ai, 1993; Harangi et ai, 1995a). A Visegrádi-hegység a középső miocén-kvarter korú mészalkáli vulkáni ív nyugati szegmensén, a Pannon-medencéhez legközelebb fekszik (1. ábra). Tőle északra a - vele sok szempontból rokon - Börzsöny vulkáni komplexuma található, majd a KözépSzlovákiai Vulkáni Terület változatos vulkáni vidéke következik. A mészalkáli vulkáni működés okára vonatkozóan megoszlanak a vélemények: a kutatók többsége (pl. Bleahu et ai, 1973; Boccaletti et ai, 1973; Szádeczky-Kardoss, 1973; Balla, 1981; Szabó et ai, 1992; Downes et ai, 1995; Mason et ai, 1995) a vulkánosság és a kárpáti ív előterében zajlott lemezalábukás (szubdukció) közvetlen kapcsolata mellett foglalt állást. Ezzel szemben, elsősorban a szlovák kutatók (pl. Lexa & Konecny, 1974; Vass et ai, 1988; Nemcok & Lexa, 1990; Konecny et ai, 1995) a vulkáni ív nyugati részének vulkánosságát extenziós folyamathoz, illetve az asztenoszféra anyagának aktív felemelkedéséhez kötötték. Harangi et ai (1998; 1999) a főelemek, nyomelemek és radiogén izotópok geokémiai adatainak értelmezése alapján szintén a vulkánosság és a Pannon-medence fő tágulásos (szinrift) szakaszának szoros kapcsolatát hangsúlyozták. Nézetük szerint a Kárpátok menti mészalkáli vulkáni ív vulkáni kőzeteinek nem egységes a képződése.
