Papp Gábor szerk.: A dunabogdányi Csódi-hegy ásványai (Topographia Mineralogica Hungariae 6. Miskolc, 1999)
A dunabogdányi Csódi-hegy dácitjának kőzetalkotó gránátja (Szabó Zsófia, Harangi Szabolcs és Weiszburg Tamás)
A dunabogdányi Csódi-hegy dácitjának kőzetalkotó gránátja 95 5. A kapott eredmények értékelése 5.7. Gránátok előfordulása vulkáni kőzetekben Az almandin gránát túlnyomórészt metamorf kőzetekben jelenik meg, magmás képződményekben igen ritka. Keletkezésére nézve a magmás kőzetekben előforduló gránát lehet elsődleges eredetű, azaz a magmából kikristályosodó fázis, illetve lehet xenokristály, azaz véletlenszerűen, a mellékkőzetből „felkapott" ásvány vagy a parciális olvadás során visszamaradt resztit fázis, amely bekerült a felemelkedő magmába. Habár magmás eredetű gránátot már a század elején említettek az angliai Lake District ordovíciumi vulkáni kőzeteiben (Green, 1915; Oliver, 1956), megnyugtató bizonyítást csak az 1960-as évek végén végzett nagynyomású kőzettani kísérletek hoztak. Green és Ringwood (1968) úttörő jellegű kísérleti eredményei mutattak rá először, hogy almandingazdag gránát képződhet közvetlenül magmából is, mégpedig nagy - 9-18 kbar - nyomáson. Ezek a gránátok almandinban gazdagok, azaz vasban dúsak, emellett több-kevesebb pirop(Mg)- és grosszulár(Ca)-molekulát is tartalmaznak. Trevor Green későbbi kísérleti munkái alapján kiemelte az elsődleges gránátok összetétele és a képződési körülmények közötti szoros összefüggést (Green, 1976, 1977, 1982, 1992). Ezek közül a leglényegesebb, hogy (1) a gránátok andezites összetételű olvadék esetében 8 kbar feletti nyomáson képződnek, kvarcmentes ásványtársulás esetében 850 °C feletti hőmérsékleten (7. ábra); (2) a gránátok általában vízgazdag olvadékokból kristályosodnak ki, amire az ásványtársulásban gyakran szereplő amfibol vagy biotit is utal; (3) a gránátok grosszulártartalma nyomásérzékeny, azaz magasabb nyomáson nagyobb Ca-tartalmú gránát keletkezik; (4) a gránát Mn-tartalmának emelkedésével (> 4 t% MnO) alacsonyabb nyomáson is (< 7 kbar) stabilis ásványfázis jöhet létre (pl. gránitok esetében); (5) 950 °C felett a gránát Mg/(Mg + Fe) aránya nagyobb, mint a vele egyensúlyban lévő olvadéké, 950 °C alatt viszont fordított a helyzet, azaz ebben az esetben a gránát kristályosodása Mg-ban dúsabb maradékolvadékot eredményez. Ezek a legfontosabb megállapítások kiemelik a gránátok petrogenetikai szerepét (fontos információt nyújtanak a képződés nyomás-hőmérséklet viszonyairól), továbbá magyarázatot adnak arra is, vajon miért olyan ritka a gránát fenokristály vulkáni kőzetekben. A gránát általában Si02-ben gazdag vulkáni kőzetekben jelenik meg (andezitekben, dácitokban, riolitokban), olyanokban, amelyek olvadékai többnyire sekély mélységű magmakamrákban tartózkodnak hosszabb ideig. Alacsony nyomáson és hőmérsékleten a Mn-szegény gránátok nem stabilisak, így, ha voltak is korai kiválású gránátok, azok a sekély mélységű magmakamrákban átalakulnak más, stabilis fázisokká. Mindez azt jelenti, hogy a gránát megmaradásához olyan sajátos tektonikai viszonyok is szükségesek, amelyek lehetővé teszik, hogy a magma keletkezési helyéről viszonylag gyorsan a felszínre jusson. Harangi (1999) a világ különböző területein előforduló gránátok és gránáttartalmú vulkáni kőzetek genetikai jellemzőit foglalta össze. Az almandingránát elsősorban ún. S-típusú vulkánitokhoz kapcsolódik (pl. Canterbury, Új-Zéland; Victoria, Ausztrália; Pireneusok, Spanyolország), amelyek elsődleges magmái üledékes (pelites) eredetű metamorf kéregkőzet részleges olvadásával keletkeznek. A gránátot ezekben a kőzetekben általában kvarc, káliföldpát és cordierit kíséri. A köpenyeredetű magmákhoz kapcsolódó vulkánitokban (I-típus) jóval ritkábban jelenik meg gránát, keletkezése itt nagyobb nyomáson (>10 kbar, azaz >25 km mélység) történik. Az I-típusú vulkánitok gránátjai mellett amfibol és esetleg klinopiroxén található.
