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

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

80 Harangi Sz. „különleges" geodinamikai környezetben képződtek. Clemens & Wall (1984) például „Basin and Range" típusú poszt- vagy anorogén kontinentális lemezen belüli területet feltételezett a devon korú Violet Town gránátos riodácit és riolit kőzeteinek képződése során. Barley (1987) szerint az új-zélandi Canterbury középső kréta korú gránátos dácitjai és riolitjai egy kompressziósból extenziósba váltó tektonikai környezetben alakultak ki, amikor magas hőáram és köpenyeredetű magmabenyomulás okozott részleges olvadást a metapelites alsókéregben. A szintén új-zélandi Northland miocén korú I-típusú gránátos andezitjeinek és dácitjainak képződése Smith et al. (1989) szerint egy ún. elkésett szubdukciós modellel magyarázható legjobban. E területen egy késő oligocén obdukciós és szubdukciós esemény következtében olyan körülmények alakultak ki (metaszomatizált, szubdukciós komponensekben gazdag litoszféra köpeny), amelyek később általában aktív szubdukciós zónákban jellemző kőzetegyüttes (mészalkáli vulkáni sorozat) képződését eredményezte. Green (1992) szerint fontos szerepe lehetett a köpenybe kerülő Al-gazdag kéregdarabkáknak is, ezek a magma összetételét a diopszid-normatív metalumíniumos jellegtől a korund-normatív peralumíniumos jelleg felé tolhatta. A szakirodalomban vita folyik arról, hogy a kárpáti neogén vulkáni ív nyugati szegmensén előforduló mészalkáli vulkánitok közvetlenül szubdukciós vagy extenziós eredetűek (1. a geodinamikai bevezető fejezetetet). Figyelemre méltó, hogy a gránátos vulkánitok minden vulkáni területen a vulkánosság kezdeti szakaszában képződtek. A genetikai értelmezés szerint a gránáttartalmú magmáknak viszonylag gyorsan kellett a felszínre jutniuk, amit egy tenziós (húzásos) feszültségtér nagy mértékben elősegíthet. A Pannonmedence szinrift fázisa a bádeni (középső miocén) korszakban volt (Horváth, 1993), amely egybeesik a mészalkáli vulkánosság megindulásával a Belső-Nyugati-Kárpátokban (Pécskay et al, 1995). A litoszféra és a kéreg viszonylagos elvékonyodása a terület alatt (70-80 illetve 29-30 km; Horváth, 1993) szintén a Pannon-medence fejlődéstörténetéhez való kapcsolódást jelzi (a Pannon-medence alatt 60-80 km a litoszféra vastagsága és 25-30 km a kéregvastagság; Horváth, 1993). A miocén-pliocén vulkáni kőzetsorozat geokémiai vizsgálata alapján Harangi et al. (1998) kezdeti litoszféra köpeny eredetet és erős kéregkontaminációt feltételezett. A szarmatától kezdve azonban egyre növekvő mértékű gazdagodott asztenoszféra komponens figyelhető meg a vulkánitok összetételében, míg végül tisztán asztenoszféra-eredetú alkálibazalt-magmák törtek a felszínre. Összefoglalva, a rendelkezésre álló földtani, tektonikai és geokémiai adatok alapján a kárpáti neogén vulkáni ív nyugati szegmensének mészalkáli vulkánosságát valószínűleg a litoszféra elvékonyodása okozta a középső miocénben, s nem közvetlenül aktív szubdukció. A litoszféra elvékonyodása következtében nyomáscsökkenéses olvadás indulhatott meg a köpeny nagy illótartalmú részeiben. A köpenyben, illetve kéreg-köpeny határon lejátszódott kéregkontaminációnak fontos szerepe lehetett Al-gazdag kezdeti magmák létrejöttében, ez elősegítette a nagy nyomású gránát kristályosodást. A gránátos magmás gyorsan felszínre törtek, ennek köszönhető e mélybeli esemény tanúinak, a gránátoknak a megmaradása is. A Csódi-hegyi gránátos dácit szintén e fontos geodinamikai esemény tanúja, így elmondhatjuk, hogy a méltán nagyra becsült zeolitos ásványtásulás mellett a hegy kőzete is jelentős „tudományos értéket" képvisel.