GEOLOGICA  CARPATHICA,  51,  5,  BRATISLAVA,  OCTOBER  2000

325–343

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY

OF  THE  MIOCENE  BÖRZSÖNY  MOUNTAINS,  HUNGARY:

AN  INTEGRATED  STUDY

DÁVID KARÁTSON

1

, EMÕ MÁRTON

2

, SZABOLCS HARANGI

3

, SÁNDOR JÓZSA

3

,

KADOSA BALOGH

4

, ZOLTÁN PÉCSKAY

4

, SÁNDOR KOVÁCSVÖLGYI

5

,

GYÖRGY SZAKMÁNY

3 

 and  ALFRÉD DULAI

6

1

Eötvös University, Department of Physical Geography, 1083 Budapest, Ludovika tér 2, Hungary

2

Eötvös Loránd Geophysical Institute, Paleomagnetic Laboratory, 1145 Budapest, Columbus u. 17–23, Hungary

3

Eötvös University, Department of Petrology and Geochemistry, 1088 Budapest, Múzeum krt. 4/a, Hungary

4

Institute of Nuclear Research, Hungarian Academy of Sciences, 4001 Debrecen, Bem József tér 18/c, Hungary

5

Eötvös Loránd Geophysical Institute of Hungary, 1145 Budapest, Columbus u. 17–23, Hungary

6

Hungarian Natural History Museum, Department of Geology and Paleontology, H-1431 Budapest, Múzeum krt. 14–16, Hungary

(Manuscript received December 17, 1999; accepted in revised form June 20, 2000)

Abstract: The Middle Miocene volcanic evolution of the Börzsöny Mountains, North Hungary, is presented, correlat-

ing new volcanological, petrological, geochemical, geophysical and paleontological data and establishing a detailed

stratigraphy on the basis of additional K/Ar radiometric and paleomagnetic measurements. For the earliest volcanic

activity, previous biostratigraphy showing an Early Badenian age has been confirmed and precisely defined by paleo-

magnetic investigations. The first-stage volcanic formations (16.5–16.0 Ma), deposited in a shallow marine environ-

ment, include resedimented, syn-eruptive, garnet-bearing dacitic volcaniclastics (originating mostly from small-scale

ignimbrite eruptions) and coeval, garnet-bearing dacitic lava domes, sometimes with their volcaniclastic aprons. As

the  eruptions  filled  the  marine  basin,  subaerial  dacitic-andesitic  volcaniclastics,  comprising  minor  ignimbrites  and

different types of debris-flow deposits were also deposited. A part of the latter may have been related to the formation

of two or three medium-sized calderas. The second stage (16.0–14.5 Ma) was characterized by andesitic lava dome

activity terminated by a hydrothermal event. During the first half of this stage, a ca. 30° CCW rotation occurred. The

third stage produced the most voluminous, moderately explosive, andesitic — basaltic andesitic High Börzsöny sub-

aerial lava dome complex erupting up to the Badenian/Sarmatian boundary (ca. 13.7 Ma). Correlation of K/Ar geo-

chronological and volcanological data shows that lava dome activity of the second and third stage may have been

coeval with marine sedimentation in the southern Börzsöny.

Key words: Miocene calc-alkaline volcanism, Börzsöny Mountains, volcanology, geochemistry, paleomagnetism, K/Ar

geochronology.

1. Introduction

In the past years, a renewed scientific interest has resulted in

a number of publications on the geological history of the Mi-

ocene  dacitic-andesitic  volcanism  of  the  Börzsöny  Moun-

tains, North Hungary. However, a synthesis of different sci-

entific approaches to this very complex volcanic area has not

been presented, in spite of contributions to the relationship

between timing of volcanism and ore mineralization (Korpás

&  Lang  1993),  volcanological  aspects  related  to  structure

(Karátson 1995, 1997), stratigraphical problems (Korpás et

al. 1998) and dividing volcanic formations on maps (Korpás

& Csillag-Teplánszky 1999; Karátson et al. 1999a). In this

paper, on the basis of an integrated research including field

volcanology, paleomagnetic and radiometric measurements,

petrology,  geochemistry,  gravimetry  and  paleontology,  we

summarize  the  volcanic  evolution  and  stratigraphy  of  the

Börzsöny  Mountains.  Although  some  open  questions  have

remained, the complexity of our method may serve as an ex-

ample for studying highly degraded volcanic mountains, like

many in the Inner Carpathian calc-alkaline Volcanic Chain.

2. Geologic and geomorphic setting

The Börzsöny Mountains are among the westernmost and

oldest  members  of  the  Carpathian  Neogene  to  Pleistocene

Volcanic Chain (Fig. 1). Xenoliths in the volcanics and partly

borehole data show that the basement consists of carbonate

rocks related to the Transdanubian Mountains to the S and

crystalline schists of the Veporids to the N, separated by the

Diósjenõ line (Balla 1977). These rocks are overlain mostly

by  Oligocene  and  Lower  to  Middle  Miocene  sedimentary

formations  (predominantly  clay,  sandstone  and  gravel;  e.g.

Korpás et al. 1998). Underlying the subsequent Middle Mi-

ocene volcanics, these formations crop out mostly along the

eastern  margin  of  the  Börzsöny  Mountains.  The  volcanic

rocks are also covered by Middle Miocene (Badenian) lime-

stone and clay marl mainly along the western margin and in

the southern part of the mountains (e.g. Báldi & Kókay 1970;

Korpás et al. 1998).

From the geomorphic point of view (Fig. 2), the Börzsöny

Mountains are characterized by the contrast of the northern

and southern hilly terrain (400–600 m) and the central “High

326                                                                                          KARÁTSON et al.

Fig. 2. Shaded relief map of the Börzsöny Mts. Computer-generat-

ed  image  is  based  on  the  digitized  1:50,000  topographic  map  of

Hungary.  Note  the  well-preserved  cone  remnant  of  the  High

Börzsöny  with  its  prominent,  deeply  eroded  central  depression,

the circular shape of Kemence valley, the radial ridges and valleys

in the SW Börzsöny, the depression bordered by the Pap, Nagy-Kõ

and  Nagy-Kõszikla  hills  in  the  SE,  and  the  rectangular,  NW-SE

and NE-SW-trending valley network mainly in the S.

Fig. 1. Geological setting of the Börzsöny Mts.

Börzsöny”, the latter having a medium height (700–900 m;

highest  point  Mt.  Csóványos  939  m)  and  significant  relief

energy. The northern hills are bordered by the Ipoly (Ipe¾)

River; the eastern, elevated margin towards the Nógrád Ba-

sin is sharply indicated by a NNE-SSW fault (Czakó & Nagy

1976; Balla 1977); the western part merges in the terraced,

alluvial  plain  of  the  Ipoly;  and  the  extended  southern  hills

and small intermontane basins are terminated by the distinct

Szt. Mihály mountain group (not seen in Fig. 2) facing the

Pleistocene Danube Bend.

3. The volcanic formations and their environment

3.1  Deposits  underlying  the  volcanic  successions:  pale-

oenvironmental implications

The  deposits  directly  underlying  the  volcanics  belong  to

the  Karpatian-Lower  Badenian  (Lower-Middle  Miocene)

Egyházasgerge Formation and Nagyoroszi Pebble Formation

of North Hungary. These sedimentary deposits are shallow

submarine  (littoral-sublittoral)  successions  consisting  of

sandstone, schlier and minor gravel beds (Császár 1997; Kor-

pás et al. 1998). Gravel intercalations in the Nagyoroszi Peb-

ble suggest that in the NE, dry land was in the close neigh-

bourhood (Korpás et al. 1998).

As for the character of the initial Middle Miocene volcanic

eruptions, the broader paleoenvironment is of great impor-

tance. Prior to the volcanism and during the early phase, a lit-

toral-sublittoral bay to the N, a swamp environment to the S

and a delta front to the E have been distinguished by Korpás

& Lang (1993) and Korpás et al. (1998). On the basis of pre-

viously described and newly found surface outcrops, howev-

er, we cannot see evidence for other than a shallow marine

environment (cf. Báldi & Kókay 1970; Borza 1973):

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      327

(1) In the S, a rich sublittoral marine fauna (53 taxa) was

described from the basal layers of the Kismaros Tuff by Bál-

di & Kókay (1970). The re-examination of the Kismaros fos-

sil material shows that the preferred water depth is known for

20 species: 85 % points to the infra- and circalittoral depth

range, while 15 % can be found in only the infralittoral zone.

The  preferred  Early  Badenian  age  of  the  fauna  was  con-

firmed by Báldi-Beke (1980) on the basis of nannoplankton

(NN5)  studies.  Similar  nannoplankton  assemblages  were

also  mentioned  by  Báldi-Beke  (1980)  from  the  boreholes

Drégelypalánk-2  and  Kemence-1.  Near  Kismaros,  at  Mári-

anosztra village, Jankovich (1974) described sublittoral ma-

rine  fauna  (molluscs,  echinoids,  foraminifers)  between  the

initial volcaniclastic layers.

(2) In the E, Badenian tuffitic sand and sandstone were de-

scribed in borehole Diósjenõ-2 between 10 and 39.5 metres

(Marczel  1977).  The  mollusc  fauna  of  the  borehole  was

briefly mentioned by Báldi-Beke et al. (1980). There is a di-

verse fauna between 10 and 14 metres, similar to the fauna of

the Kismaros Tuff (Chlamys, Glycymeris, Fusus, Anadara,

Tellina). The Early Badenian, sublittoral fauna contains ex-

clusively normal marine species. W of Diósjenõ village (on

the E slope of Boros Hill), we have found a Chlamys-bearing

coarse sand, overlain with undulating, disturbed contact by

pumiceous  volcaniclastics.  The  sand  seems  to  be  identical

with  the  Karpatian  Chlamys-bearing  sand  at  Kismaros  vil-

lage  with  no  described  signs  of  volcanism  there  (Báldi  &

Kókay 1970). Therefore, the new exposure implies the possi-

ble Karpatian beginning of volcanic activity.

(3)  At  Szívszakasztó  hillslope  in  the  Nagy  Valley  (a  in

Fig. 3:  the  best  outcrop  of  the  contact  between  the  Nagy-

oroszi Pebble and earliest volcanics), the well-rounded peb-

bles  —  mostly  quartzite  and  metamorphics,  occasionally

pumice clasts — bear the marks of rock borer clams and are

intercalated by fine-grained quartzofeldspatic sand with Os-

trea fragments. This clearly indicates a littoral environment

and a rocky seashore in the vicinity. What is more, fossils,

most  frequently,  Balanus  fragments  and  marine  bivalves

(Isognomon  and  Venerupis)  as  well  as  marine  gastropods

(Gibbula and Nassa), have been recovered from the initial,

pumiceous  volcaniclastic  sequences.  Although  poorly  pre-

served, the identified mollusc and barnacle remains also indi-

cate a shallow, agitated marine environment (shallower, than

at Kismaros or Diósjenõ-7), without any signs of freshwater

influence.

In  the  northernmost  Hont  Gorge  (see  Fig. 3),  a  thick  Karpatian–

Lower  Badenian  sedimentary  succession  underlying  the  volcaniclas-

tics crops out (Vass & Marková 1966; Borza 1973). Nearby, beneath

the volcaniclastics of the Bába Hill (Fig. 3), pebbles of the underlying

conglomerate  also  show  the  marks  of  rock  borer  clams,  and  the  em-

bedded  mollusc  fauna  shows  similarity  to  the  Nagy  Valley  fauna

(Isognomon [=“Perna”], Ostrea, Anomia, Venus, Venerupis, Turritel-
la, Balanus, solitary corals: Borza 1973).

(4) The earliest volcanism also started in a shallow marine

environment in the neighbourhood of the Börzsöny Mts. In

the  Burda  (Helemba)  range  SW  of  the  Börzsöny  Mts.,

Koneèný & Lexa (1994) inferred a water depth of ca. 200 m.

To the S, in the coeval Visegrád Mts., an Ostrea bed has been

discovered recently beneath the first pumiceous volcaniclas-

tics of the Holdvilág Gorge (Badics et al. 2000).

Although the initial volcanism should therefore have been

submarine, the calculated shallow water had to be rapidly in-

filled, if the up to 200 m thickness of the fossiliferous volca-

niclastic deposits is considered. This implies that the marine

basin rapidly became a changeable coastal environment.

The volcanic formations are discussed below in two groups:

volcaniclastic successions and massive rocks (lavas and sub-

volcanic  bodies).  These  categories  largely  fit  with  the  early

“andesitic-dacitic” and the late “andesitic” petrographical cat-

egories of Csillag-Teplánszky & Korpás (1982) and Korpás &

Lang (1993), adding that among the earliest formations, there

are also massive rocks. Correlating all available data, a three-

stage volcanism has been proposed by the present first author

(Karátson 1995; Karátson et al. 1999a). As a clue for the fol-

lowing discussion, a simplified volcanological map with such

a division is presented (Fig. 3).

3.2  The volcaniclastic successions

The volcaniclastic deposits of the Börzsöny Mts. (without

the High Börzsöny breccias) cover roughly 2/3 of the area

(see Fig. 3). A general sedimentological feature of them is

the  succession  of  stratified  and/or  graded  beds  with  rapid

changes in particle size and type (e.g. juvenile/lithic clast ra-

tio),  suggesting  complex  volcanic-sedimentary  processes.

Complexity is accentuated by the varied lithology of clasts

ranging  from  andesite  to  dacite  (see  Appendix  and  Sec-

tion 4). Facies relations of the volcaniclastics in six selected

lithological logs are presented in Fig. 4. In the following, we

briefly present the proposed stratigraphical units of the vol-

caniclastic deposits, then discuss their volcanology and time-

space evolution.

Nagy Valley Volcanogenic Sandstone

Lithological logs a–c show that the deposits overlying the

Karpatian  and  Lower  Badenian  sedimentary  succession  are

composed  of  stratified/cross-stratified  sandstone  and  minor

conglomerate  beds  with  normal-  to  reverse-graded  volcanic

clasts and minor pumice content. The Szívszakasztó locality in

Nagy Valley (Fig. 4a) and the E slopes of Boros Hill, as men-

tioned previously, expose the nonvolcanic, fossil-bearing un-

derlying sandstone and gravel beds as well. On the basis of

these  and  other  scattered  outcrops  from  Kismaros  through

Márianosztra and Diósjenõ to Hont villages, a continuous suc-

cession from non-volcanic to volcanogenic deposits can be in-

ferred in the entire Börzsöny. In this paper, the fine-grained

volcaniclastic deposits are collectively called Nagy Valley Vol-

canogenic Sandstone. In the marginal parts of the mountains,

it may be overlain and/or intercalated by the Kismaros and Ke-

mence Tuffs and the Nagy-Kõ Hill Volcaniclastic Breccia (see

below and logs a–c), whereas in the central areas, especially in

the High Börzsöny, its existence is only inferred by boreholes

under thick, subsequent volcanic formations.

Kismaros and Kemence Tuffs

Logs d–f in Fig. 4 have been selected to represent surface

outcrops and boreholes that contain moderate to large amount

328                                                                                          KARÁTSON et al.

Fig. 3. Simplified volcanological map of the Börzsöny Mts. with paleomagnetic division of volcanic rocks.

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      329

(20–30  %)  of  pumices  in  successive  beds  (see  Appendix).

These deposits — tuffs and lapilli tuffs, 5–10 m thick in indi-

vidual field exposures and up to 200 m thick in deep bore-

holes  —  are  characterized  by  commonly  graded/stratified,

rarely  massive  beds,  poor  sorting  of  small  (mm-cm-sized),

subangular  to  angular  pumices  and  moderate  amount  (10–

20 %) of lithics, lack of thick, well-sorted horizons, presence

of cm- and rarely dm-sized prismatically jointed clasts and,

in Királyrét (in the heart of the mountains: Fig. 3), the exist-

ence of an embedded lag breccia. Welding has been reported

(with some uncertainty) only in boreholes (Gyarmati 1976).

On the basis of borehole data, the pumiceous volcaniclastic

deposits  are  the  thickest  and  most  widespread  in  the

Börzsöny.  Characterized  by  an  overall  dacitic-rhyodacitic

composition (see Section 4 and Karátson & Németh in print),

these  sequences  are  ranging  in  mineral  assemblages  from

garnet-bearing pyroxene biotite amphibole dacite (e.g. at the

southern exposures: Kismaros Tuff, named first by Báldi &

Kókay 1970) to garnet-bearing pyroxene amphibole ± biotite

dacite (e.g. in the Kemence Valley: Kemence Tuff). However,

given the poor exposure conditions and no widespread mark-

er horizons, they are not divided in Fig. 3.

Nagy-Kõ Hill Volcaniclastic Breccia

In and around a large number of marginal ridges, the pumi-

ceous deposits give place to, or are interbedded with volca-

nic breccias totalling 50–100 m in thickness (see logs e and f

and upper sections of a, c and d in Fig. 4). These sedimento-

logically highly variable breccias (see Karátson & Németh in

print)  consist  of  dm-  to  m-sized  andesite  and  minor  dacite

clasts (occasionally with garnet), are frequently bedded and

graded,  and  have  a  fine-grained,  occasionally  stratified/

cross-stratified/laminated  matrix  sometimes  with  pumice

fragments. Not distinguished or named in previous studies,

this breccia is collectively called Nagy-Kõ Hill Volcaniclastic

Breccia in this paper.

The  three  above  mentioned  formations  are  proposed  to

have been deposited in close time-space relationship. As a

detailed  lithofacies  study  has  pointed  out  (Karátson  &

Németh in print), they represent a rapid evolution of a num-

ber of small- to medium-sized silicic volcanic centres infill-

ing the shallow submarine environment with pyroclastic and

volcaniclastic deposits.

Features  of  the  Kismaros  and  Kemence  Tuffs  suggest

small- to moderate-scale ignimbrite eruptions occurring in

the close vicinity. As for the depositional processes, howev-

er, the frequent intercalation of pumiceous and volcanogenic

sandy-clayey ±fossiliferous material in graded/stratified beds

argues for the existence of resedimented syn-eruptive volca-

niclastics (McPhie et al. 1993). These may have been depos-

ited mostly and initially subaqueously, partly subaerially by

gravity-driven  and/or  water-supported  volcaniclastic  mass

flows (Karátson & Németh in print).

How are these syn-eruptive volcaniclastics related to the proposed,

primary  ignimbritic  origin?  In  recent  literature  (e.g.  Cas  &  Wright

1991;  White  &  McPhie  1997),  there  are  three  criteria  for  identifying

ignimbrites:  1)  presence  of  pyroclasts;  2)  facies  characteristics  indi-

cating deposition from a density current; 3) evidence for gas-support-

ed  (i.e.  hot)  transport  of  pyroclasts.  Whereas  the  former  two  require-

ments (cf. Fig. 4) are met for the Börzsöny volcaniclastic deposits, the

third  one  (i.e.  welding,  segregation  pipes,  fiammes,  high-temperature

crystallization structures, etc.) is not or is uncertain. Nevertheless, the

significant  amount  of  fresh,  angular  pumice  (fragment)s,  the  radially

jointed blocks in many places (see logs in Fig. 4 and the E margin of

the Börzsöny), as well as the presence of the mentioned lag breccia at

Királyrét,  suggest  primary  (ignimbrite  eruption-fed)  origin  and  hot

conditions in situ or not too far away. Direct deposition from subaque-

ous (cf. Cas et al. 1998; Legros & Druitt 2000) and even subaerial py-

roclastic flows may also have occurred (e.g. Kismaros [upper section],

Királyrét,  Magyarkút).  Our  interpretation  is  in  accordance  with  the

“submarine  pumice  flows”  proposed  by  Koneèný  &  Lexa  (1994)  for

the  neighbouring  Burda  Mts.,  but  refines  it  and  also  all  the  former

views that regarded the first-stage deposits mostly as pyroclastics (e.g.
Korpás & Lang 1993; Karátson 1995; Korpás et al. 1998)

.

Further away from the eruptive vents, syn- and inter-eruptive

resedimentation resulted in deposition of the Nagy Valley Vol-

canogenic Sandstone. In the N, northward from Kemence Val-

ley, and in the SE, southeastward from Nagy-Kõ Hill, field ob-

servations show that the fine-grained volcanogenic deposits

are progressively better stratified, with pumice decreasing in

size and quantity and the strata are thinner and more graded.

These sedimentological features fit in with the existence of

evolved volcaniclastic aprons. In other words, the Kismaros

and Kemence tuffs and the Nagy Valley sandstone may repre-

sent end-member formations of proximal/more primary and

distal/more  reworked  facies,  respectively.  This  relation  is

more ambiguous in the central part of the mountains where

subsequent massive rocks overlie them.

Proximity  of  the  tuffs  seems  to  be  supported  by  certain

types of the Nagy-Kõ Hill breccia. This breccia is interpreted

as deposited from high-concentration mass flows (Karátson

& Németh in print), that is debris flows (both submarine/sub-

aerial), lahars and hyperconcentrated streamflows (see Fig.

4; cf. Pierson & Scott 1985; Smith & Lowe 1991). Debris av-

alanche deposits to the S have also been identified (Karátson

& Németh in print). The breccias may have been among the

final products of the emerging first-stage paleovolcanic com-

plex. For the primary origin of certain covering breccias in

an elevated position — those with monolithological compo-

sition and abundant pumices in the matrix — we propose ex-

plosive eruption-associated destructive processes (e.g. dome

or  sector  collapses)  resulting  in  small-  to  medium-sized

calderas (such as at Mt. Pinatubo, the Philippines, 1991: Ne-

whall  &  Punongbayan  1996;  also  see  Section  5).  In  other

breccia types, the Nagy Valley sandstone is interbedded up-

section by monolithological breccia and the matrix is free of

pumices but prismatically jointed blocks are frequent (e.g. at

Kámor and Gömbölyû-Kõ hills: see c in Fig. 4). These brec-

cias are interpreted as subaqueous volcaniclastic debris-flow

deposit originating from either minor dome collapses or hy-

aloclastite  formation.  A  more  detailed  study  may  identify

many types of syn- and post-eruptive debris flows, although

their mapping and correlation are highly complicated by the

lack of exposures. A part of the breccias (of more basic lithol-

ogy) may have originated from, or mixed with, the material of

the emerging, subsequent High Börzsöny edifice, for example

those exposed on its upper southern slopes (see point 3.3).

330                                                                                          KARÁTSON et al.

Fig. 4. Selected lithological logs of the first-stage volcaniclastics. Note scale differences. For locality, see Fig. 3. 

a:

  Szívszakasztó, Nagy

Valley  (simplified).  A  —  Non-volcanic  sand  and  conglomerate  (submarine).  B  —  Mixed  volcaniclastic  debris-flow  deposits  developing

from A. C — Mollusc-bearing volcanogenic sandstone (submarine). D — As C but without fossils. E — Volcanogenic mudstone (subma-

rine). F — Volcaniclastic debris-flow deposit (submarine? subaerial?). G — Debris-flow scour fill. H — Similar to E but probably subaerial.

K — Resedimented syn-eruptive debris-flow deposit (subaerial?) with scour fill. L — Sandy volcaniclastic bed originated probably from flu-

vial deposition. M — Volcaniclastic debris-flow deposit (subaerial). 

b:

  Lohanc, Nagy Valley. A — Volcaniclastic debris-flow deposit (sub-

marine?). B — Volcanogenic sandstone (submarine?). C — Volcaniclastic conglomerate (submarine?). D — Hyperconcentrated streamflow

deposit. E — Fluvial deposit. G — Hyperconcentrated streamflow deposit. F, H — Volcaniclastic debris-flow deposit (subaerial). 

c:

  Kámor

Hill E slope. A, B, C —  Volcanogenic sandstone intercalated with units of submarine volcaniclastic mass-flow deposits. D — Probably re-

sedimented syn-eruptive volcaniclastic debris-flow deposits (submarine). E — Volcanogenic sandstone beds with minor volcaniclastic mass-

flow deposits (submarine). F — Syn-eruptive volcaniclastic debris-flow deposits perhaps originated from block-and-ash flow deposits (sub-

marine? subaerial?). G — Amphibole pyroxene andesite lava flow. 

d:

  NW-SE gully W of Kismaros, the principal exposure of Kismaros

Tuff. A — volcanogenic sandstone (submarine). B — Flow units of pumiceous resedimented syn-eruptive volcaniclastics (submarine). C —

Pumiceous resedimented syn-eruptive volcaniclastics (submarine). D — Resedimented syn- or inter-eruptive volcaniclastics (submarine). E

— Volcaniclastic debris-flow deposit (submarine?). F — Volcanogenic sandstone (submarine). G — Debris-flow deposit (submarine?). L —

Pyroclastic-flow deposit or resedimented syn-eruptive volcaniclastics (subaerial?). 

e:

  Cicõke hillslope in Kemence Valley. A — Resedi-

mented syn-eruptive volcaniclastic mass-flow deposit (submarine). B — Flow unit of pumiceous resedimented syn-eruptive volcaniclastic

deposit (submarine). C, D — Volcaniclastic debris-flow deposits (submarine). E — Volcaniclastic debris-flow deposit (submarine? subaeri-

al?). F — Volcanogenic sandstone (lacustrine?). G — Volcaniclastic debris-flow deposit, i.e. lahar (subaerial?). H — Volcaniclastic debris-

flow deposit (subaerial). 

f:

 Nagy-Kõ Hill (compiled and simplified from two exposures). A — Volcaniclastic debris-flow deposit (subma-

rine).  B,  C  —  Volcanogenic  lapillistone  and  sandstone,  respectively,  redeposited  perhaps  from  pyroclastic  fall.  D  —  Pumiceous

resedimented  syn-eruptive  volcaniclastic  mass-flow  deposits  (submarine?  subaerial?).  E  —    Flow  units  of  pumiceous  resedimented  syn-

eruptive volcaniclastics (submarine? subaerial?). F — Volcaniclastic debris-flow deposit (subaerial?). G — Volcaniclastic debris-flow de-

posit interbedded with fluvial streamflow deposit (subaerial). H — Fluvial and hyperconcentrated streamflow deposit (subaerial).

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      331

3.3  Massive rocks

In  this  point,  we  distinguish  between  massive  lava-  and

subvolcanic rocks in the SW, S, SE and in part N Börzsöny

and principal constituents of the High Börzsöny.

Dacite and andesite lava domes

Although  some  early  workers  already  proposed  a  surficial  volcan-

ism  for  the  S  and  W  Börzsöny,  resulting  in  lava  domes  (e.g.  Papp

1933a,b),  most  later  authors  (e.g.  Balla  &  Korpás  1980;  Korpás  &

Lang 1993) used the terms “shallow intrusive body” and “vent core”

(or “vent infill”).

More  recently,  Korpás  et  al.  (1998)  refined  the  classification  de-

scribing  “subvolcanic  bodies  and  extrusions”.  The  rocks  in  question

crop out mostly in isolated hills, penetrating the volcaniclastics or the

underlying  sedimentary  deposits  (see  the  same  stratigraphy  in  the

nearby Burda Hills, Slovakia: Koneèný & Lexa 1994). The various al-

teration of these rocks in the W and central Börzsöny,  related to the

Nagybörzsöny hydrothermal ore mineralization, is not dealt with here,

since detailed works are available (e.g. Csillag-Teplánszky et al. 1983;
Korpás & Lang 1993).

According  to  our  thin  section  studies  (see  Appendix),  all

these rocks have porphyric texture. They have either more or

less oriented crystals in a glassy groundmass (ca. 2/3 of the

samples) or the groundmass is microholocrystalline (ca. 1/3).

Intrusive rock types have not been found; rarely, holocrystal-

line matrix occurs. At the same time, there are field observa-

tions  suggesting  an  extrusive  origin.  These  observations  in-

clude  coeval  volcaniclastic  rocks  at  same  topographic  level

(e.g. below Gömbölyû-Kõ Hill, see before) and glassy ground-

mass in thin sections around some hills otherwise character-

ized by microholocrystalline rock texture (e.g. Nagy-Koppány

and Nagy-Sas hills). In Pap Hill, one of the samples has micro-

holocrystalline,  another  (at  the  top)  glassy  groundmass.  All

these data suggest that the majority of these rocks belongs to

more or less eroded extrusions/lava domes (e.g. Nógrád Cas-

tle  Hill,  Nagy-Pogány  Hill,  Nagy-Sas  Hill,  Pap  Hill  lava

domes: see Fig. 3). Some holo- and microholocrystalline ma-

trix  could,  indeed,  indicate  shallow  subvolcanic  bodies,  but

even  in  these  cases  we  prefer  the  interpretation  of  exposed

roots of eroded lava domes consisting of the more crystallized,

resistant basal part. On the other hand, for the majority of the

domes, we have no data to give a paleogeographical evalua-

tion. However, as treated in point 3.2, the outer facies of some

first-stage domes are volcaniclastic and embedded in volcanic

sandstone (see c in Fig. 4). For at least these cases, the pale-

oenvironment may have been subaqueous.

The High Börzsöny andesitic lava dome complex

In  the  High  Börzsöny,  typical  facies  of  a  highly  eroded

subaerial lava dome complex have been identified (Karátson

1995, 1997; Karátson et al. 1999a). These include (a) coarse

pyroclastic breccias being the roots of collapsed domes, (b)

proximal facies of block-and-ash flow deposits and (c) hori-

zontal or subhorizontal beds of lava flows. (It is worth men-

tioning that a and b have been termed pseudo-agglomerate

and agglomerate in some previous Hungarian literature.) The

unsorted vent breccias are apparently matrix-free and contain

large, rounded boulders due probably to hot, in situ fragmen-

tation (Karátson et al. 1999b). In contrast, the block-and-ash

flow  deposits  have  more  angular  clasts  and  a  significant

amount of fine-grained matrix, and show typical features of

block-and-ash flows (monolithological composition, slightly

vesiculated clasts, interbedded tuff layers, frequent prismatic

jointing of blocks, occasional stratification and reverse grad-

ing). Their best localities, preserved as small radial paleoval-

ley-filling, now exhumed rock towers, are found mostly on

and around the rim of the High Börzsöny central depression

(Karátson 1999).

In certain places of these radial exposures, (a) and (b) show obvious

transitions. Transition between the two facies can be detected well by

investigating clast orientation (Karátson et al. 1999b): there is a rapid

improvement  in  orientation  from  vent  breccias  to  block-and-ash  flow
deposits.

The  lava  flows  of  the  High  Börzsöny  have  already  been

recognized by Pantó (1970), Balla (1978), Balla & Korpás

(1980) and others. They are commonly platy jointed, occa-

sionally with well-developed flowage structures (e.g. at Plés-

ka  ridge  in  the  NE  High  Börzsöny),  in  accordance  with  a

subaerial emplacement. The lava flows crop out differently

in the W and S-E Börzsöny. In the former, all lava flows are

interbedded with block-and-ash flow deposits; in the latter,

the N-exposed slopes are covered mostly with lavas whose

dip is largely identical with that of the slope (cf. Pantó 1970).

This  implies  the  northward  tilting  or  faulting  of  the  S-E

Börzsöny (also see Section 5). Along the S and E rim of the

High Börzsöny, alternating block-and-ash flow deposits and

lava flows crop out in similar topographic levels indicating

truncated, exposed paleovalley fillings.

Typical thin sections of the High Börzsöny rocks are de-

scribed in the Appendix. The absence of garnet and biotite as

well as their presence as xenoliths cearly indicates the subse-

quence of High Börzsöny relative to the biotite- and garnet-

bearing marginal (and probably underlying) volcanics. The

rather  uniform  rock  type  —  typically  amphibole  pyroxene

andesite — has some differences in the W and S-E parts: in

the  W  High  Börzsöny,  the  andesite  samples  are  more  am-

phibole rich and the hypersthene frequently occurs without

augite. This petrographic difference, some dip directions of

platy jointed lavas and the too large caldera diameter relative

to other simple erosion craters of the Carpathians (Karátson

1995, 1996) suggest more than one eruptive vent (also see

sections 5 and 6).

In addition to the above, there is a distinct type of massive

rocks in the High Börzsöny. These are up to 30 m narrow,

some  tens–some  hundreds  metres  long  dykes  (Balla  1978;

Csillag-Teplánszky et al. 1983; Korpás et al. 1998). Petro-

graphically,  they  are  mostly  amphibole  andesites.  The

groundmass in thin sections is more or less glassy so the ex-

posures  may  represent  the  near-surface  parts  of  the  dykes.

Repeated K/Ar dating of the Mt. Várbükk dyke (Fig. 3) has

given an older age (14.3–14.7 Ma) than the majority of the

High Börzsöny (Table 2). This older age may be explained

by an amphibole-rich early “dyke” magma later being com-

pleted by pyroxene during the High Börzsöny eruptions. This

explanation is in contrast to a previous concept that the am-

phibole andesite dykes are the final volcanic products (e.g.

Balla & Korpás 1980; Csillag-Teplánszky et al. 1983).

332                                                                                          KARÁTSON et al.

4. Geochemistry and petrogenesis

So  far,  no  detailed  geochemical  work  has  been  published  for  the

Miocene  volcanic  rocks  of  the  Börzsöny  Mts.  Downes  et  al.  (1995)

used  4  samples  from  the  Börzsöny  Mts.  in  the  discussion  of  the

geochemistry  and  petrogenesis  of  the  Miocene  volcanic  rocks  of  the

Inner  Carpathian  arc.  Among  them,  sample  #113  from  the  Nógrád

Castle  Hill  has  an  unusual  composition  and  deviates  from  the  trends

shown by the Börzsöny volcanic rocks. A new sample from the same

locality  (Table  1)  has  been  analysed  and  we  have  got  a  different

geochemical  composition  than  #113  (Table  2  in  Downes  et  al.  1995)

that  fits  better  with  the  geochemical  trends  of  the  Börzsöny  volcanic

rocks.

We  have  analysed  18  samples  selected  to  cover  the  petrographical

and assumed temporal range of the volcanic activity and to be as fresh

as  possible.  The  geochemical  analyses  were  carried  out  in  the

Geochemical Laboratories of the Royal Holloway University of Lon-

don (U.K.) and in the XRAL Laboratories, Toronto (Canada). The ma-

jor elements and some trace elements (Ni, Cr, V, Rb, Ba, Pb, Sr, Zr,

Nb,  Y,  Th)  were  determined  by  XRF  spectrometry  using  fused  discs

for  major  elements  and  pressed  pellets  for  trace  elements.  The  rare

earth elements were determined by neutron activation analysis (Cana-

da) and by ICP-AES (U.K.). The major element composition of glass-

es  (pumices  and  glass  shards)  was  analysed  by  a  JEOL  Superprobe

JXA-8600 WDS with an accelerating voltage of 15kV at a beam cur-

rent of 10 nA (beam diameter 5 mm) at the University of Florence (It-

aly).  Data  were  corrected  using  the  procedure  of  Bence  &  Albee

(1968).  More  details  about  the  analytical  conditions  can  be  found  in
Mason et al. (1996) and in Harangi (1999).

The studied samples are usually fresh as shown by the low

LOI. The more silicic volcanic rocks of the marginal parts,

however, usually have a higher LOI content partly because of

the abundance of hydrous minerals, such as biotite and am-

phibole and partly due to secondary alteration. Nevertheless,

their chemical compositions may reflect the original charac-

teristics  since  no  correlation  can  be  observed  between  the

LOI  content  and  the  mobile  low-field  strength  element

(LFSE, e.g. Rb, Ba, Pb, Sr) concentrations.

Geochemical compositions of representative samples from

lava flows and pumiceous volcaniclastics in marginal parts

of the mountains and lava flows and clasts from block-and-

ash flows of the High Börzsöny are presented in Table 1. As

Table 1: Representative chemical composition of volcanic rocks from the Börzsöny Mts. Numbers of localities are displayed in Fig. 3. 

α

 =

andesite, 

βα

 = basaltic andesite, 

δ

 = dacite, am = amphibole, py = pyroxene, bi = biotite.

1st  stage

2nd  stage

3rd  stage

glass composition

(Nagy-Kõ Hill)

Locality

1

Nagy-Kõ Hill

(am = breccia

clast)

2

Nógrád Castle

Hill

(biamhyp @ lava

dome)

3

Gömbölyû-kõ

Hill

(biam = breccia

clast)

4

Pap Hill

(biam = lava

dome)

5

Mt. Nagy

Hideg

(py >= lava

flow)

6

Visk-bérc

(ampy= lava

flow)

7

Inóc quarry

(ampy

= lava flow)

pumice

pumice

glass

shard

major elements (wt. %)

SiO

2

61.96

64.46

60.40

58.29

56.41

56.80

57.20

68.46

68.52

69.74

TiO

2

  0.71

 0.56

   0.768

  0.62

 0.92

  0.81

 0.82

  0.18

  0.15

  0.19

Al

2

O

3

18.28

18.56

17.90

17.93

18.53

18.70

17.80

13.92

14.01

13.42

Fe

2

O

3

  5.51

 3.82

 6.39

 7.04

 8.19

 8.30

 7.55

 2.36

 2.38

 1.91

MnO

 0.07

 0.04

 0.11

 0.16

 0.17

 0.14

 0.15

 0.04

 0.08

 0.12

MgO

 1.92

 0.91

 2.34

 2.60

 3.17

 2.76

 3.09

 0.34

 0.25

 0.24

CaO

 5.87

 5.64

 5.68

 6.96

 7.75

 7.11

 7.42

 1.91

 1.86

 1.90

Na

2

O

 2.89

 3.13

 2.76

 2.88

 3.13

 2.68

 2.92

 2.88

 2.75

 2.89

K

2

O

 2.49

 2.52

 2.40

 2.69

 1.77

 2.03

 2.25

 3.95

 4.09

 4.16

P

2

O

5

 0.18

 0.16

 0.23

 0.35

 0.23

 0.19

 0.21

LOI

1.19

 2.48

 1.10

 1.30

 0.48

 0.70

 0.50

trace elements (ppm)

Ni

    8

  6

    7

     7

 14

 9

 13

Cr

  17

 10

   45

   19

 40

42

 63

Sc

        9.70

       6.90

   17

       16.90

      19.10

18

 22

Rb

117

113

   91

  82

 70

88

 81

Ba

505

534

1050

1223

549

516

980

Pb

    22.8

    24.3

   30

        22.50

      13.50

8

 50

Sr

359

379

 460

  725

427

361

523

Zr

142

141

 146

  127

145

145

141

Nb

  10

  10

   10

   10

   8

9

   8

Y

  11

    5

  22

   22

  29

29

  26

Th       9.00

    10.9

      16.00

       12.60

       8.00

    10.00

       14.00

La

    24.31

  31

 45

      33.70

     22.11

28

35

Ce

    52.25

    58.7

 75

      64.80

     47.03

53

68

Nd

    23.70

 27

 32

      28.30

     21.80

24

25

Sm

      4.84

      6.10

      4.65

      5.00

     5.40

Eu

      1.41

      1.40

      1.39

      1.00

     1.20

Gd

      3.88

     5.01

Yb

      0.82

    2.1

    2.86

    2.8

   2.9

Lu

      0.13

   0.2

    0.48

    0.3

    0.31

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      333

Fig.  5. Classification of the volcanic rocks of Börzsöny Mts. us-

ing the TAS scheme (Le Bas et al. 1986) and the SiO

2

 vs. K

2

O dia-

gram (Gill 1981).

Fig.    6.    Comparison  of  glass  composition  of  pumices  and  glass

shard  from  the  pumiceous  volcaniclastic  deposit  of  Nagy-Kõ  Hill

with  glass  analyses  from  Early  to  Middle  Miocene  ignimbrites  of

Hungary  (a)  and  with  the  host  volcanic  compositions  of  the

Börzsöny Mountains (b). Glass compositions are normalized to 100

wt. % (data from Harangi unpublished). Symbols for b as in Fig. 5.

shown in Fig. 5, the volcanic rocks of the Börzsöny are pre-

dominantly andesites. Some garnet-bearing samples are clas-

sified as dacite and, in the High Börzsöny, there are a few

basaltic  andesite  occurrences.  It  is  worth  comparing  these

rocks to the similar-aged volcanic rocks of the nearby Viseg-

rád Mts. that are thought to have undergone similar evolution

(cf. Korpás et al. 1998). The Börzsöny volcanics have higher

total alkali content at a given SiO

2

. This difference is more

pronounced using the SiO

2

 vs. K

2

O diagram (Fig. 5 below).

The Börzsöny volcanic rocks belong to the high-K calc-alka-

line series and have systematically higher potassium content

than  those  of  the  Visegrád  Mts.  The  glass  composition  of

pumices and glass shard from the pumiceous volcaniclastic

deposit of Nagy-Kõ Hill shows higher SiO

2

 and K

2

O  con-

tents compared to the bulk volcanic rocks (Fig. 6b). They re-

semble the glasses of the Holdvilág Valley ignimbrite in the

Visegrád Mts. On the other hand, they are less silicic than

glasses from Early to Middle Miocene ignimbrites of Cserhát

and  Bükk  Foreland  regions  (Fig.  6a;  the  latter  regions  are

named in Fig. 1).

Major  and  trace  element  variations  with  increasing  SiO

2

  are  illus-

trated in Fig. 7. CaO, Fe

2

O

3

 and MgO are compatible throughout the

series.  These  trends  are  consistent  with  fractional  crystallization  of

olivine and clinopyroxene in the most basic magmas. Al

2

O

3

 does not

show a clear trend, it remains roughly constant suggesting that plagio-

clase  did  not  fractionate,  but  accumulated  heterogeneously  in  the

Börzsöny volcanics. Among the trace elements, the negative trend of Sc

and Y implies a strong control of amphibole and/or garnet during mag-

ma evolution. Some scatter can be observed in the distribution of Rb,

Ba and Sr. They show positive or constant trends indicating that they

behaved  incompatible,  that  is  no  significant  plagioclase  and  K-feld-

334                                                                                          KARÁTSON et al.

spar  fractionation  occurred.  The  scatter  in  the  variation  of  La  and  Th  suggests  that

other processes than fractional crystallization may have also operated, such as mag-

ma mixing and partial melting of heterogeneous source rocks.

N-MORB normalized trace element distribution of the Börzsöny volcanics is pre-

sented in Fig. 8. In general, they show fairly uniform trace element patterns charac-

terized by enrichment of LFS elements, negative Nb-anomaly and strong positive Pb

anomaly.  These  features  are  typical  of  subduction-related  volcanic  rocks.  The  only

significant difference can be observed in the Y-Yb-Lu range. The garnet-bearing vol-

Fig. 7.  Variation of some major and trace elements with increasing SiO

2

 content.

Symbols as in Fig. 5.

canics  show  a  strong  depletion  in  these  elements  sug-

gesting early garnet fractionation or residual garnet dur-

ing partial melting. In contrast, the garnet-free volcanic

rocks have very similar trace element signatures.

The geochemical composition of the volcanic

rocks  from  the  Börzsöny  indicates  only  slight

differences between the volcanic products of the

petrographically/volcanologically different parts

of the mountains, but they are not cogenetic. The

rocks of the volcaniclastic successions as well as

the  garnet-bearing  marginal  lava  domes  are

more  silicic  and  characterized  by  lower  Zr/Nb

ratio (12–14.6) than the rocks of High Börzsöny

and some other domes (Zr/Nb=16–19).

The  Zr/Nb  ratio  suggests  a  moderately  en-

riched mantle source for the primary magmas of

the Börzsöny volcanics. As far as subduction-re-

lated metasomatism is concerned, it is a subject

of debate whether the Middle Miocene volcanic

activity  in  the  W  segment  of  the  Carpathian

Neogene Volcanic Chain took place due to the

active subduction of the European plate beneath

the ALCAPA microplate of the Pannonian Basin

(e.g. Balla 1981; Szabó et al. 1992; Downes et

al. 1995) or it was a response of the overall ex-

tension  of  the  Pannonian  Basin  (e.g.  Lexa  &

Koneèný 1974; Lexa et al. 1993; Harangi et al.

1998; Harangi 1999). In the latter case, melt gen-

eration  occurred  in  the  metasomatized  lithos-

pheric mantle due to the thinning of the lithos-

phere  in  the  Middle  Miocene  syn-rift  phase  of

the Pannonian Basin.

5. Volcanic structure and  landforms

In this section, we attempt to correlate volcanic struc-

ture and gravimetry. Although there have been two rele-

vant contributions to structural geology [a photo-tecton-

ic  interpretation  by  Czakó  &  Nagy  (1976)  and  a

deep-structure  investigation  on  a  geophysical  basis  by

Balla  (1977)],  no  modern  correlation  of  tectonic  and

volcanic  structure  using  the  updated  gravimetric  data

base  has  been  carried  out.  Unfortunately,  large-scale

postvolcanic  tectonic  movements  (faults,  uplifting)  of

the  broad  vicinity  (e.g.  Fodor  et  al.  1999)  obviously

overprinted  the  original  situation;  in  addition,  interpre-

tation  can  hardly  be  supported  in  the  field  due  to  the
general lack of microtectonic features.

Gravitational  anomalies  of  the  Börzsöny  and

its surroundings contain significant regional ef-

fects not related to the Miocene volcanic activi-

ty. This is due to the high-density Lower Paleo-

zoic crystalline rocks to the N and low-density

Mesozoic carbonate rocks to the S, separated by

the already mentioned Diósjenõ line as a gradi-

ent zone. Anomalies are also caused by different

depths of the basement.

The regional effects, however, can be moder-

ated by filtering. The filtered residual gravime-

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      335

try  map  (Fig.  9)  is  more  free  from  regional  effects.  The

sources of the residual anomalies can be interpreted either as

small-scale  horizontal  changes  in  the  basement  (e.g.  the

maximum of Naszály Hill), or as relatively large, high-density

andesite bodies (lavas or subvolcanic rocks). These two fac-

tors may conspire in the central and SW part of the Börzsöny

where it is obvious that igneous/subvolcanic masses intruded

into the host rocks. When investigating the latter area in detail,

not only a single but also several individual bodies can be dis-

tinguished. These bodies largely correspond to topographic el-

evations located mostly in the SW Börzsöny (Fig. 3: e.g. Sas,

Só, Koppány, Csák, Hegyeshegy hills, interpreted as more or

less exposed lava domes: Karátson 1995). The topographically

most  prominent  Pap  Hill  lava  dome  is  located  obliquely

(northward) above the gravimetric maximum W of Szokolya.

Some other, assumed centres in the N and E are not supported

so well.

The other large concentric maximum zone can be seen un-

der the High Börzsöny area. This maximum may be related to

subvolcanic bodies under the High Börzsöny edifice. The ed-

ifice  itself  with  a  somewhat  rectangular-shaped  depression

(Figs. 2–3) was identified first by Balla (1978) who proposed

a  stratovolcanic  cone  with  an  erosion  caldera.  As  demon-

strated in point 3.3, the cone can be termed rather as a lava

dome complex with a number of eruptive vents. The large-

scale  identity  of  the  cone,  however,  is  well  supported  by

gravimetry.

When reconstructing the original form in more detail, it is

important that the S-E part of the edifice seems to be tilted

northward (see earlier, and Balla 1978, Karátson 1995): the

initial, pumiceous volcaniclastics crop out 650–700 m a.s.l.

on the S-SE slopes and ca. 300 m a.s.l. along the Kemence

Valley. Taking this into account, and according to (1) the cal-

culated 1300–1400 m absolute height (Karátson 1996, 1997),

(2) the ca. 800 m inferred relative height and (3) the 5.5 km

basal radius, the volume of the (simple) original cone could

be some 25 km

3

. Because the residual gravimetry map and

field observations show no trace of collapse, the erosional or-

igin of the central depression is very likely. On the basis of

the  classification  of  Karátson  et  al.  (1999c),  we  think  the

present depression has formed from a number of distinct cra-

ters/scarps by long-term fluvial erosion, whereas the western

sector may have avalanched to the W (Karátson 1995, 1997).

The  interpretation  of  the  volcanic  structure  is  much  more  difficult

when trying to infer larger-scale forms, that is calderas. Although sev-

eral  caldera-forming  mechanisms,  such  as  downsag,  plate-  or  piston-

like,  chaotic,  piecemeal,  etc.,  have  been  distinguished  (e.g.  Walker

1984;  Scandone  1990;  Lipman  1997;  Moore  &  Kokelaar  1998),  the

resulting gravimetry is largely similar (e.g. Rymer & Brown 1986; De-

plus  et  al.  1995):  characteristic  minima  zones  inside  and  outside  the

caldera rim, due to shattered rocks of the collapse and/or to the low-

density  infill  (e.g.  pumiceous  volcaniclastics,  lake  sediments).  In  the

Börzsöny  Mts.,  Balla  &  Korpás  (1980)  and  Korpás  &  Lang  (1993)

proposed a large number of calderas, whereas Karátson (1995, 1997)
argued for a single depression coalesced from three smaller ones.

In the residual gravimetric map of the Börzsöny Mountains,

instead  of  unambiguous  caldera  structures,  extended,  quiet

minima  areas  can  be  seen  outside  the  two  maxima  zones

which should correspond to low-density, pumiceous, volcano-

genic  material.  However,  in  the  SE  Börzsöny  around

Fig.  8.  N-MORB (Pearce & Parkinson 1993) normalized trace el-

ement distribution of representative samples from different stages

of the volcanism of Börzsöny. Symbols as in Fig. 5.

Table 2: K/Ar ages from the Börzsöny Mountains measured since the review paper by Korpás & Lang (1993). For locality, see Fig. 3. bi

= biotite; am = amphibole; py = pyroxene; w.r. = whole rock.

Locality

Lithology

Dated fraction

K (%)

40

Ar(rad) %

Age (Ma)

Reference

 I Bajdázó quarry lava dome

bi am dacite

biotite

5.49

28.9

15.4±0.9

Karátson 1995

 II Kopasz Hill lava dome

am py bi andesite

w. r.

1.91

23.4

15.2±1.0

Karátson 1995

 III Száraz-fa-bérc lava dome

am py andesite

w. r.

2.01

46.9

15.0±0.7

Karátson 1995

 IV Mt. Hollókõ pyroclastic breccia

am bi andesite

w. r.

1.99

11.8

14.3±1.4

Karátson 1995

 V Mt. Csóványos W pyroclastic breccia

am py andesite

w. r.

2.07

53.1

13.9±0.6

Karátson 1995

 VI Inóc quarry lava flow

am py andesite

w. r.

2.06

53.5

13.7±0.6

Karátson 1995

 VII Rózsa adit,                                        

 borehole 259 m

-

hydromuscovite

3.14

3.14

33.2

39.6

14.5±0.7

14.6±0.7

Pécskay & Nagy 1993

 VIII Kemence Valley central part breccia

py am andesite

w. r.

1.75

26.9

12.5±0.7

this paper

 IX Mt. Lófarú dyke

am andesite

w. r.

2.30

58.0

14.7±0.6

this paper

 X Nagy-Kõ Hill volcaniclastic breccia

bi am andesite

am

0.79

30.6

15.2±0.8

this paper

 XI Magyarkút ignimbrite

dacite lapilli tuff

am+bi

1.70

24.4

14.2±0.9

this paper

 XII Kámor Hill volcaniclastic breccia

py am andesite

am

0.76

31.4

16.4±0.9

this paper

XIII Perõcsény E lava dome/flow

bi am andesite

am+bi

1.12

42.9

16.8±0.8

this paper

XIV Kemence Valley W lava flow

am py andesite

w.r.

2.13

80.9

15.9±0.8

this paper

336                                                                                          KARÁTSON et al.

Szokolya village, a prominent local depression appears that

may be related to a fault-bounded caldera structure (Nagy-Kõ

Hill  caldera:  Karátson  1997;  in  part  corresponding  to  the

‘Szokolyahuta  centre’  of  Ferenczi  1936  and  the  ‘Börzsö-

nyliget stratocone’ of Balla & Korpás 1980). Although subse-

quently  formed  tectonic  lines  may  have  overprinted  it,  the

caldera structure seems to be supported by the presence of (a)

concentric, low topographic ridges in the E and S (see Fig 3:

Karátson 1995, 1997), (b) resistant, commonly monolithologi-

cal breccia cover on these ridges interpreted as primarily relat-

ed to caldera formation (Fig. 4f: Karátson 1997; Karátson &

Németh in print), (c) occurrence of lag breccia at Királyrét, (d)

radial flow directions of submarine pyroclastic flows at Kirá-

lyrét,  Nagy-Kõ  Hill  and  Kismaros  obtained  from  magnetic

anisotropy  measurements  (see  Fig. 3)  and  (e)  postvolcanic

lake sediment infill in the Szokolya basin (e.g. Ferenczi 1936).

In the N, along the Kemence Valley, the arcuate, flat ridge

of the valley (Balla & Korpás 1980) and the presence of sim-

ilar breccia with pumiceous matrix (Fig. 4e: Karátson 1997)

also suggest an (eroded, retreated) caldera rim section. In the

SW, in relation to the gravimetric maximum zone, geomor-

phic  features  (i.e.  radial  ridges  and  valleys,  presence  of

planèzes)  as  well  as  pumiceous  deposits  in  radial  valleys

have  been  proposed  to  represent  an  outer  caldera  slope

(Karátson 1997). These latter (N and SW) caldera rims, how-

ever,  are  not  seen  or  are  very  uncertain  in  the  gravimetric

map,  suggesting  that  dome/sector  collapse  rather  than

caldera collapse occurred.

6. Geochronology of the volcanism

6.1  K/Ar datings and their evaluation

During  the  last  decades,  over  100  K/Ar  determinations  have  been

carried  out  on  whole  rock  samples  and  mineral  fractions  from  the

Börzsöny Mts. The main purpose of K/Ar dating was to obtain abso-

Fig.  9. Residual gravimetry map of the Börzsöny. Gravity anomalies of the Börzsöny Mts. have been filtered to intensify the short wave-

lenght anomalies (less than 10 km) and to suppress those having longer wavelength (i.e. larger-scale regional effects). This procedure

does not mean that only anomalies smaller than 10 km (horizontally) are displayed, because the anomalies of the individual bodies are

not sinusoid in character (every anomaly has a Fourier spectrum), therefore the regional anomalies may also have harmonics (i.e. short

wavelenght components) that are not filtered. Density for correction: 2400 kg/m

3

. Symbols as in Fig. 3.

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      337

lute ages for the time and duration of volcanic activity and to date hy-

drothermal  processes  and  ore  mineralization.  Dating  was  carried  out

mainly in the Institute of Nuclear Research of the Hungarian Academy

of  Sciences  (ATOMKI),  Debrecen,  and  partly  in  the  Geological  Sur-

vey of Israel (GSI), Jerusalem. The first determinations from ATOMKI

were published by Balla et al. (1981); a summary with detailed results

of both laboratories was presented by Korpás & Lang (1993).

All  the  available  K/Ar  data,  arranged  in  three  volcanic

stages proposed by Karátson (1995), are shown in Fig. 10.

The K/Ar ages obtained since the publication of Korpás &

Lang (1993) are given in Table 2. Details of instruments and

methodology  as  well  as  calibration  were  published  by

Balogh  (1985).  Atomic  constants  suggested  by  Steiger  &

Jäger (1977) have been used for calibrating age.

Stratigraphic  considerations  (e.g.  Báldi  &  Kókay  1970)

and  paleomagnetic  investigations  (next  point)  suggest  a

Lower Badenian time for the beginning of volcanism. Many

K/Ar  ages  also  show  a  Lower  Badenian  earliest  activity.

Among those obtained on unaltered rocks are worth mention-

ing the 16.5 Ma average age of garnet-bearing dacite tuff in

Kóspallag-11 borehole (Hámor et al. 1980), fitting with the

16.4 Ma age of the Middle Rhyolite Tuff (Tar Dacite Tuff) of

the Pannonian Basin (Hámor et al. 1979) and the 16.4 Ma

age of the garnet-bearing volcanic breccia of Kámor Hill em-

bedded in the underlying volcanogenic sandstone (this paper:

Table 2, Fig. 4c).

However, a significant part of the K/Ar ages are younger.

On one hand, a younger age has been confirmed for the well-

known hydrothermal event: 15.1 ± 0.5 Ma was given in the

GSI by averaging K/Ar data on hydrothermally altered rocks

and  14.6  ±  0.5  Ma  in  ATOMKI  by  using  hydromuscovite

formed in the process (Pécskay & Nagy 1993). On the other

hand, the High Börzsöny andesite and basaltic andesite rocks,

which are not affected by hydrothermal alteration (cf. Korpás

& Lang 1993), systematically give K/Ar ages around or below

14.0 Ma. This Badenian/Sarmatian age poses a major strati-

graphic  problem  because  it  has  been  shown  that  the  South

Börzsöny cover deposits are also Lower Badenian in age (e.g.

Báldi & Kókay 1970; Báldi-Beke et al. 1980; Dulai 1996).

When determining the exact geological age and time span of volca-

nism, we have to consider the following difficulties of K/Ar dating:

1. The given analytical errors of K and radiogenic Ar determinations

are  necessarily  uncertain,  in  the  best  case  their  values  characterize  the

average accuracy of the laboratory; the real error of individual measure-

ments can be different.

2.  K/Ar  and  real  geological  ages  may  be  biased.  The  radiometric

age is older, when (i) the rock contains undegassed xenoliths, (ii) the

rock contains excess argon, for example in amphibole that crystallized

in a magma chamber; in addition, (iii) during hydrothermal processes,

radiogenic  argon  can  be  incorporated.  The  radiometric  age  will  be

younger,  if  (i)  a  long  time  after  rock  formation,  radiogenic  argon  is

lost in the course of alteration or heat effect, or (ii) when K is incorpo-
rated in the rock also a long time after its formation.

Some of the rocks from the assumed first volcanic stage con-

tain excess Ar and show strong rejuvenation (e.g. ages on sam-

ples from borehole Perõcsény-26 range from 16.8 Ma to 12.1

Ma). Thus, the mean age of the first-stage rocks cannot be used

for estimating the beginning of volcanic activity; there is no in-

dependent criterion for eliminating overprinted ages from the set

of data. In the next section, however, we present paleomagnetic

measurements that can better resolve this problem.

In  contrast,  unbiased  radiometric  age  can  be  calculated

for the end of volcanic activity by averaging K/Ar data from

rocks of the High Börzsöny, unaffected by hydrothermal al-

teration (Table 3). On the basis of volcanological and petro-

graphical  considerations  (see  before),  samples  from  the  W

and S-E part of High Börzsöny have been treated separately.

Six ages are available from the W High Börzsöny, all ob-

tained  in  the  ATOMKI.  The  14.08  ±  0.81  Ma  mean  age

shows that the estimated average age in any further measure-

ments would fall within the ± 0.81 Ma range in a 95 % confi-

dence interval. On the other hand, the weighted mean and its

standard deviation is 14.41± 0.71 Ma. This can be regarded

as the geological age for the W High Börzsöny.

Seventeen  ages  are  available  from  the  S-E  part  of  High

Börzsöny, of which 3 were dated in the GSI. Of the 14 ages of

ATOMKI, 2 data are omitted: the amphibole from Godóvár

Fig. 10. Summary histogram of K/Ar ages measured on rocks from

the Börzsöny Mts. 1, 2, 3: volcanic stages corresponding to Fig. 3.

Table  3:  Statistical  evaluation  of  K/Ar  ages  from  the  High

Börzsöny. Values in Ma. In brackets the number of performed dat-

ings.

western part

eastern part

ATOMKI (6)

ATOMKI (14)

GSI (3)

14.08±0.81

13.83±0.12

13.43±2.61

Mean age (± confidence

interval)

weighted average: 13.75±0.32

Mean error

1.22

0.70

0.30

Standard deviation

0.77

0.42

1.05

Weighted mean

14.41

            13.88

 13.54

average:  13.71±0.24

Standard deviation

of the weighted mean

0.71

0.44

1.10

338                                                                                          KARÁTSON et al.

(17.8  Ma)  contains  excess  Ar;  the  age  of  Mt.  Magas-Tax

(15.7 Ma) is too old both on the basis of petrography and lo-

cality  of  the  sample  and  statistical  considerations.  Error  as-

sessment is different in the two laboratories, but the 2 mean

ages and the weighted means agree acceptably well. The (un-

weighted) mean of the weighted means, 13.71 ± 0.24 Ma, can

be  accepted  as  the  time  when  volcanic  activity  most  likely

ceased in the Börzsöny Mts. Can we distinguish geochrono-

logically  between  older  and  younger  parts  of  the  High

Börzsöny? The several hundred ka lifetime of a dome complex

is realistic (cf. Davidson & de Silva 2000) and, as we present-

ed, there are both petrographical and volcanological differenc-

es. However, the mean age errors overlap, and the Kolmogor-

ov-Smirnov  tests  show  that  the  two  data  populations  are

statistically  not  different,  so  further  radiometric  datings  are

necessary.

It is more certain that the K/Ar ages support the view that

volcanic activity did not finish in the Early Badenian. It oc-

curred more or less continuously and lasted up to the Bade-

nian/Sarmatian boundary. We think that this duration of vol-

canic activity does not necessarily contradict the existence of

the above-mentioned Lower and Middle Badenian cover sed-

iments in the S and W Börzsöny. As we presented in point

3.3, the volcanic activity of both the S and High Börzsöny

was characterized by lava dome extrusions. Their effusive or

low-explosivity eruptions at around 15–14 Ma, producing no

widespread  pyroclastics,  may  have  allowed  a  coeval,  non-

volcanic shallow-marine sedimentation in the Badenian ar-

chipelago.

6.2  Paleomagnetic measurements and their evaluation

The paleomagnetic results we are using in this synthesis come from

different sources. A substantial amount of data were obtained in the six-

ties and finally published by Andó et al. (1977). Another set was mea-

sured  in  the  late  seventies  and  published  by  Balla  &  Márton  (1978,

1980). In the latter papers, the earlier data were also tabulated and the

interpretation of all the available data led to the following conclusions:

(1)  The  overall  mean  paleomagnetic  direction  (based  on  the  site-

mean  directions)  indicates  that,  at  the  time  of  volcanic  activity,  the

Börzsöny Mts. were at the present latitude and in the same orientation

as today.

(2) The Börzsöny Mts. are the product of brief  volcanic activity that

took  place  during  three  magnetic  polarity  intervals  (normal–reverse–
normal).

In recent years, systematic paleomagnetic studies of the ig-

nimbrites of the Bükk Foreland, the area N of the Mátra Mts.

and the Salgótarján Basin have revealed that rotations must

have occurred in the named areas after the emplacement of

ignimbrites (Márton & Márton 1995).

On the basis of volcanological and K/Ar radiometric consid-

erations,  the  pumiceous  volcaniclastic  deposits  in  the

Börzsöny, overlying the Karpatian-Lower Badenian sedimen-

tary formations, have been assumed to belong to the Middle

Rhyolite Tuff or Tar Dacite Tuff (more or less equivalent in

age to the Upper Ignimbrite of the Bükk Foreland: Márton &

Pécskay  1998).  This  volcanic  complex  exhibits  about  30°

counterclockwise  (CCW)  rotation.  For  this  reason,  and  be-

cause K/Ar ages have been found inappropriate to define the

exact beginning of volcanism, we performed additional paleo-

magnetic  measurements  on  the  volcaniclastic  deposits  (Kis-

maros and Kemence tuffs and Nagy Valley sandstone).

Although the number of suitable new outcrops of the volca-

niclastic deposits is limited,  the results obtained on them are

significant (Fig. 11). All but one site exhibit moderately CCW

rotated declinations with normal polarity. These sites, along

with previous data also showing CCW rotation and normal po-

larity, are indicated with red circle in the volcanological map

(Fig.  3).  One  site  (Magyarkút)  is  characterized  by  easternly

declination and reversed polarity. The former rock group of

sites is interpreted as deposited mostly subaqueously, but that

of Magyarkút subaerially, thus the latter must be younger. This

is supported by K/Ar dating (Table 2).

The new results call for the reconsideration of the earlier

interpretation concerning conclusion (1): the volcaniclastics

were  affected  by  a  CCW  rotation  which  necessarily  post-

dates their deposition, so the rotation should occur before or

during the emplacement of the subsequent massive andesitic

rocks. Indeed, some of the individual site means of massive

rocks of the previous measurements possess westernly, while

others have easternly declinations; declinations close to the

present N also occur. The earlier treatment of data, that is the

combination of all data (Balla & Márton 1980), averaged out

the differences. This treatment implied that the differences in

individual site mean directions are all due to secular varia-

tions of the Earth magnetic field, since there was no reason

to split the data into different groups.

In both groups that have westernly and easternly declina-

tions, there are sites with normal and with reversed polarity.

Fig. 11. New paleomagnetic site-mean directions with confidence

circles for volcaniclastic rocks of the Börzsöny Mts. For localities,

see  Fig.  3.  Coeval  paleomagnetic  direction  in  a  stable  European

framework is shown for comparison. Stereographic projection.

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      339

Thus four paleomagnetic groups can be defined (Fig. 12):

1. CCW  declination  +  normal  polarity  (including  new  re-

sults), 2. CCW declination + reversed polarity, 3. CW dec-

lination  +  reversed  polarity,  4.  CW  declination  +  normal

polarity. Since the garnet-bearing subaqueous volcaniclas-

tics overlying the Karpatian-Lower Badenian sedimentary

deposits are definitely among the oldest volcanics, group 1

exhibiting  CCW  rotation  +  normal  polarity  must  be  the

oldest. What is more, group 1 also includes massive garnet-

bearing dacitic rocks suggesting that this rock composition

is indicative for age. Groups 2, 3, 4 are proposed to be suc-

cessively younger. Although such a subdivision of the pale-

omagnetic directions may seem arbitrary, volcanology and

K/Ar data broadly agree with the above succession of the

volcanic formations.

Naturally, there are a few problematic sites. The problems, from the

paleomagnetic side, arise from the fact that some of the magmatic bod-

ies,  for  example  narrow  dykes  and  thin  lava  flows,  may  be  the  point

readings of the magnetic field, thus their directions are influenced more

by the secular variation of the Earth magnetic field than the post-cool-

ing  large-scale  tectonic  movement  of  the  area  itself.  Another  problem

may  be  that  the  sampled  site  is  not  strictly  in  situ.  Both  mechanisms

may  be  invoked  to  explain  the  paleomagnetic  outliners  in  the  W  High

Börzsöny, where apart from non-rotated samples, two earlier data sug-

gested  CCW  rotation.  “Repeated  experiment”,  that  is  sampling  and

measuring four new sites in a limited area near Mt. Magyar (see Fig. 3),

has shown that two of the sites exhibit no rotation, one is characterized

by about 30° westernly declination, the last (this one with very poor sta-

tistical  parameters)  with  easternly  rotated  declination:  that  is  the  aver-

age rotation is zero. Moreover, the last one has reversed polarity, while

the  others  have  normal  polarity,  indicating  that  in  this  part  of  the

Börzsöny,  we  have  to  calculate  with  a  number  of  small  fast-cooling

magmatic bodies (lava flows), each of them being point readings of the

magnetic field rather than individually useful for tectonic interpretation.

Another problematic area is the Kemence Valley. Similarly to other

N  Börzsöny  locations,  the  base  of  Cicõke  locality  (Fig. 3)  shows  a

CCW rotation. This is in accordance with the pumiceous matrix of the

proposed Kemence caldera wall and the 15.9 Ma K/Ar age of a caldera

rim  lava  flow  (see  Fig.  4e  and  Table  2).  On  the  other  hand,  we  ob-

tained  a  12.5  Ma  exceptionally  young  K/Ar  age  from  an  embedded

andesite block at Cicõke and, in addition, some of the cover breccias

and lava flows along the Kemence Valley are pyroxene andesites simi-

lar  to  the  S-E  High  Börzsöny  lavas.  If  the  young  age  is  right,  it  can

only  be  explained  by  assuming  an  old  caldera  in  the  N  that  subse-

quently became buried by the High Börzsöny distal products; later on,

the caldera rim could be exhumed by postvolcanic tectonism and nor-
mal erosion that have revealed the original structure again.

To summarize, the recently obtained and previously published

paleomagnetic  results  suggest  that  the  older  suites  of  the

Börzsöny (group 1 and 2) were formed prior to the CCW rota-

Fig. 12. Paleomagnetic groups in the Börzsöny Mts. (displaying all existing data) with CCW rotated declinations + normal polarity (I),

CCW rotated declinations + reversed polarity (II), CW rotated declinations + reversed polarity (III) and CW rotated declinations + nor-

mal polarity (IV). Symbols as in Fig. 3. Stereographic projections.

340                                                                                          KARÁTSON et al.

tion that affected the Middle Rhyolite Tuff Complex in the north-

ern part of the Pannonian Basin. The rotation must have oc-

curred during a reversed polarity interval (= end of group 2).

Prior to this reversed polarity zone, the CCW rotated sites

of the Börzsöny Mts. are of normal polarity. What is their ex-

act age? The Upper Ignimbrites of the Bükk Mts. (K/Ar ages

17.5–16.0 Ma), which are the products of more than one vol-

canic pulse (Szakács et al. 1998), are all reversely magne-

tized. Thus, they cannot be strictly of the same age as the ini-

tial volcaniclastics of the Börzsöny Mts. We think that the

latter are younger and so must have formed during the domi-

nantly normal polarity zone ending at 16 Ma (Fig. 13). The

reversely  magnetized  paleomagnetic  groups  2  and  3  may

have erupted between ca. 16 and 14.5 Ma. The age of group 4

(with normal polarity) cannot be placed with certainty in any

of the younger than 15 Ma polarity zones, thus the termination

of the volcanism is more constrained by K/Ar than paleomag-

netic data.

7. Summary: volcanic evolution and stratigraphy

The  volcanic  evolution  and  stratigraphy  of  the  Börzsöny

Mountains can be well established correlating volcanology, pe-

trology and geochemistry with K/Ar and paleomagnetic results

(Fig. 13). Whereas for the beginning of the eruptive activity, pa-

leomagnetism could yield reliable information, the termination

of volcanism could only be dated by the K/Ar method.

Products  of  the  first  volcanic  stage,  garnet-bearing  pre-

dominantly dacitic rocks, were deposited in a shallow sub-

marine  environment  ca.  16.5–16.0  Ma  ago,  as  part  of  the

Middle Rhyolite Tuff (Tar Dacite Tuff) of the Pannonian Ba-

sin. This stage was dominated (1) by explosive dacitic erup-

tions  originating  probably  from  a  small  number  of  silicic,

medium-sized  paleovolcanoes  located  in,  and  emerging

from, the coeval archipelago, and (2) by shallow submarine

lava-dome extrusions. As for the volcanic-sedimentary pro-

cesses,  resedimented  syn-eruptive  volcaniclastic  mass-flow

deposits, in part shallow submarine pyroclastic-flow depos-

its, have been identified. We propose to divide the resulting

volcaniclastics  into  more  proximal  and  more  distal  facies.

The near-source origin of the former deposits (directly relat-

ed to explosive eruptions) is suggested by (a) abundant lithic

content,  (b)    dm-sized  clasts  showing  frequent  prismatic

jointing,  (c)  a  lag  breccia  occurrence  and  (d)  quasi-radial

flow directions (relative to supposed calderas) obtained from

magnetic anisotropy measurements.

Later on, when the submarine basin gradually infilled, sed-

imentation became more complex resulting also in a small

volume of subaerial ignimbrites and different genetic types

of mostly subaerial debris-flow deposits. One type of the lat-

ter may have been related primarily to destructional process-

es resulting in small- to medium-sized calderas.

In the second stage (ca. 16.0–14.5 Ma based on paleomag-

netism and K/Ar datings), lava dome formation was going

on. During the first half of this period, a major ca. 30° CCW

rotation  event  occurred.  The  commonly  andesitic  rocks

formed at this stage have varied lithology, but do not contain

garnet. At present, due to selective erosion, the more crystal-

lized basal parts of lava domes are often exposed forming in-

verse morphology. The K/Ar age and paleomagnetic data of

the Magyarkút ignimbrite exposure imply that explosive ac-

tivity may have been rejuvenated and taken place on land.

The source of this ignimbrite, due to limited ocurrence, is un-

certain. A major, late event of the second stage was a hydro-

thermal polymetallic ore mineralization in the W that result-

ed in intense alteration of the coeval and older rocks.

The  final,  third  stage  was  the  build-up  of  the  High

Börzsöny andesitic edifice erupted during a normal polarity

zone  up  to  the  Badenian/Sarmatian  boundary  (ca.  13.7 Ma

based on K/Ar data). In fact, the reverse polarity of a single

site at Mt. Magyar indicates that the normal polarity zone was

interrupted  by  a  reverse  zone  (see  Fig. 13).  The  High

Börzsöny volcano was a subaerial dome complex producing

block-and-ash flows and lava flows probably from a few cra-

ters. At present, however, due to intense erosion, the exposed

near-vent facies of collapsed domes are more common than

real block-and-ash flow deposits. A proposed distinction be-

tween the older W and the younger S-E parts of the edifice is

supported by volcanology, petrography and in part K/Ar geo-

chronology.  Mostly  in  the  S  and  W  Börzsöny,  nonvolcanic

marine sedimentation (that may have been continuous in plac-

es) was simultaneous with the final stage.

Due  to  tectonic  movements  and  erosion,  the  majority  of

the  original  volcanic  successions  and  primary  landforms

Fig.  13.  Proposed  stratigraphy  of  the  volcanic  activity  of  the

Börzsöny Mts. with the magnetic polarity time scale (adopted from

Cande & Kent 1995) displaying suggested positions of the four pa-

leomagnetic groups in Fig. 12 (symbols the same as in Fig. 3), se-

lected, representative K/Ar data and major volcanic events.

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      341

have degraded (Karátson 1995, 1997). Given their resistant

texture, the massive rocks and breccias are those forming the

majority of cover strata at present. The fine matrix of debris-

flow  and  block-and-ash  flow  deposits  prevents  significant

erosion, so they frequently form inverse morphology (Karát-

son 1999). In contrast, the massive rocks, especially the hy-

drothermally altered subvolcanic levels and the platy-jointed

lava  rocks,  have  experienced  more  intense  weathering  and

frost shattering. The probable pyroclastic-fall deposits of the

first stage, except for local accumulation pods, have been de-

graded.

Acknowledgements: Research work was supported by Hun-

garian Scientific Research Funds (OTKA) F015629, F014122,

F25556,  T032774  and  FKFP-0175/2000.  The  geochemical

work  belongs  to  a  research  project  funded  by  the  OTKA

T025833. Additional K/Ar datings and part of the geochemical

measurements were supported by DK’s Magyary Postdoctoral

Scholarship.  New  paleomagnetic  measurements  on  volcani-

clastics  were  carried  out  by  G.  Imre,  A. Stankóczi  and  Á.

Tichy in the Paleomagnetic Laboratory of Eötvös Loránd Geo-

physical Institute under the supervision of E. Márton. Discus-

sions with P. Müller helped to clarify important stratigraphical

and  paleoenvironmental  problems.  We  appreciate  that  L.

Korpás gave us much information prior to the publication of

his map, and we thank K. Németh, G. Redl, B. Székely and B.

van Wyk de Vries for valuable comments on an early draft of

the manuscript. Thorough reviews by J. Lexa, L. Korpás and

D. Vass improved the paper. Additional computer work by J.

Lazányi and field assistance by the Nagymaros Forest Compa-

ny of the Ipoly Forest Ltd. are gratefully acknowledged.

References

Andó J., Kis K., Márton E. & Márton P. 1977: Palaeomagnetism of

the Börzsöny Mountains, Hungary.  Pure  Appl.  Geophys.  115,

979–987.

Badics B., Bendõ Zs., Gméling K., Ízing I. & Harangi Sz. 2000: An

ignimbrite  deposit  from  the  Holdvilág  Creek,  Visegrád  Mts,

Hungary.  Suppl.  Acta  Mineral.  Petrogr.  Minerals  of  the  Car-

pathians Int. Conf., XL, Szeged, 8.

Báldi T. & Kókay J. 1970: The fauna of the Kismaros tuffite and the

age  of  the  Börzsöny  andesitic  volcanism.  Bull.  Hung.  Geol.

Soc. 100, 274–283 (in Hungarian with German abstract).

Báldi-Beke M. 1980: The nannoplankton of the Oligocene-Miocene

sediments  underlying  the  Börzsöny  Mts.  (Northern  Hungary)

andesites. Bull. Hung. Geol. Inst. 110, 159–179 (in Hungarian

with English abstract).

Báldi-Beke M., Bohn-Havas M., Korecz-Laky I., Nagy-Gellai Á. &

Nagy  E.  1980:  Recent  paleontological  and  stratigraphical  re-

sults  on  the  Oligocene  and  Miocene  of  the  Börzsöny  Moun-

tains and its surroundings. Discuss. Palaeont. 26, 61–103.

Balla Z. 1977: Complex interpretation of data on geology and min-

eralization  of  the  Börzsöny  Mts.  Ann.  Rep.  Hung.  Geophys.

Inst., 20–37 (in Hungarian).

Balla Z. 1978: Reconstruction of the High Börzsöny paleovolcano.

Bull. Hung. Geol. Soc. 108, 119–136 (in Hungarian).

Balla Z. 1981: Neogene Volcanism of the Carpatho-Pannonian Re-

gion. Earth Evol. Sci. 3–4, 240–248.

Balla  Z.,  Csongrádi  J.,  Havas  L.  &  Korpás  L.  1981:  Age  of  the

Börzsöny volcanics and accuracy of K-Ar dating. Bull. Hung.

Geol. Soc. 111, 307–324 (in Hungarian with English abstract).

Balla Z. & Korpás L. 1980: Volcano-tectonics and evolution of the

Börzsöny Mts. Ann. Rep. Hung. Geol. Inst. on the year 1978,

75–101 (in Hungarian with English abstract).

Balla  Z.  &  Márton  E.  1978:  The  palaeomagnetic  sequence  in  the

Börzsöny volcanic area. Geophys. Hungarica 19/2, 51–59, 19/

3, 114–120 (in Hungarian).

Balla  Z.  &  Márton  E.  1980:  Magnetostratigraphy  of  the  Börzsöny

and  Dunazug  Mts.  Rep.  Hung.  Geophys.  Inst.  26,  57–77  (in

Hungarian with English abstract).

Balogh K. 1985: K/Ar dating of Neogene volcanic activity in Hun-

gary.  Experimental  technique,  experiences  and  methods  of

chronological studies. ATOMKI Rep. D/1, 277–288.

Bence A.E. & Albee A.L. 1968: Empirical correction factors for the

electron  microanalysis  of  silicates  and  oxides.  J.  Geol.  76,

382–403.

Borza T. 1973: Stratigraphical and paleontological investigations in

the  vicinity  of  Hont  (northern  Börzsöny  Mountains).  Bull.

Hung. Geol. Soc. 103, 27–40.

Cande S.C. & Kent D.V. 1995: Revised calibration of magnetic po-

larity timescale for the Late Cretaceous and Cenozoic. J. Geo-

phys. Res. 100, B4, 6093–6095.

Cas R.A.F. & Wright J.V. 1991: Subaqueous pyroclastic flows and

ignimbrites: an assessment. Bull.Volcanol. 53, 357–380.

Cas R.A.F., Monagham J.J. & Kos A. 1998: Simulating the entry of

pyroclastic  flows  into  the  sea.  Particulate  Gravity  Currents

conference, University of Leeds, UK, Abstract Volume, 22.

Császár  G.  (Ed.)  1997:  Basic  lithostratigraphic  units  of  Hungary.

Hung. Geol. Inst. 114.

Csillag-Teplánszky  E.,  Csongrádi  J.,  Korpás  L.,  Pentelényi  L.  &

Vetõ-Ákos É. 1983: Geology and mineralization of the central

area in the Börzsöny Mts. Ann. Rep. Hung. Geol. Inst. on the

year 1981, 77–127 (in Hungarian with English abstract).

Csillag-Teplánszky E. & Korpás L. 1982: Explanations to the geo-

logical maps of Börzsöny and Dunazug Mts. I-II. Archives of

the Hung. Geol. Inst. (in Hungarian).

Czakó T. & Nagy B. 1976: Correlation between the data of photo-

tectonic map and prospecting for ore deposits in the Börzsöny

Mts.  (N  Hungary).  Ann.  Rep.  Hung.  Geol.  Inst.  on  the  year

1974, 47–60 (in Hungarian with English abstract).

Davidson J. & de Silva S. 2000: Composite volcanoes. In: Sigurds-

son H. (Ed.): Encyclopedia of Volcanoes. Academic Press, San

Diego, 663–681.

Deplus  C.,  Bonvalot  S.,  Dahrin  D.,  Diament  M.,  Harjono  H.  &

Dubois J. 1995: Inner structure of the Krakatau volcanic com-

plex (Indonesia) from gravity and bathymetry data. J. Volcanol.

Geotherm. Res. 64, 23–52.

Downes  H.,  Pantó  Gy.,  Póka  T.,  Mattey  D.P.  &  Greenwood  P.B.

1995:  Calc-alkaline  volcanics  of  the  Inner  Carpathian  arc,

Northern  Hungary:  new  geochemical  and  oxygen  isotopic  re-

sults. In:  Downes H. & Vaselli O. (Eds.): Neogene and related

magmatism in the Carpatho-Pannonian Region. Acta Vulcanol.

7, 29–41.

Dulai  A.  1996:  Taxonomic  composition  and  palaeoecological  fea-

tures of the Early Badenian (Middle Miocene) bivalve fauna of

Szob  (Börzsöny  Mts.,  Hungary).  Ann.  Hist.  Nat.  Mus.  Nat.

Hung. 88, 31–56.

Ferenczi  I.  1936:  Contributions  to  the  geology  of  Börzsöny  Mts.

Ann. Rep. Hung. Geol. Inst. on the year 1925–28, 131–142 (in

Hungarian with German abstract).

Fodor L., Csontos L., Bada G., Györfi I. & Benkovics L. 1999: Ter-

tiary  tectonic  evolution  of  the  Pannonian  Basin  system  and

neighbouring orogens: a new synthesis of palaeostress data. In:

Durand  B.,  Jolivet  L.,  Horváth  F.  &  Séranne  M.  (Eds.):  The

Mediterranean  Basins:  Tertiary  extension  within  the  Alpine

Orogen. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 156, 295–334.

342                                                                                          KARÁTSON et al.

Gill  J.B.  1981:    Orogenic  andesites  and  plate  tectonics.  Springer

Verlag, Berlin-Heidelberg-New York, 1–390.

Gyarmati  P.  1976:  Volcanological  history  and  petrogenesis  in  the

Börzsöny Mts. Ann. Rep. Inst. Geol. Hung. from the year 1973,

57–62 (in Hungarian with English abstract).

Hámor G., Ravasz-Baranyai L., Balogh K. & Árva-Sós E. 1979: K/

Ar dating of Miocene pyroclastic rocks in Hungary. Ann. Géol.

Pays Hellén. 2, 491–500.

Harangi Sz. 1999: Geochemistry and petrogenesis of the volcanic

rocks of Csód Hill, Visegrád Mts., Northern Hungary. Topogr.

Miner. Hungariae VI, 59–85 (in Hungarian with English ab-

stract).

Harangi  Sz.,  Downes  H.  &  Thirlwall  M.  1998:  Geochemistry  and

petrogenesis  of  Miocene  volcanic  rocks  in  the  Northern  Pan-

nonian  Basin  and  Western  Carpathians.  Carpatho-Balkan

Geol. Assoc. XVI Congress, Abstract Volume, 203.

Jankovich I. 1974: Contributions to the stratigraphy of the SE mar-

gin of Börzsöny Mts. Ann. Rep. Inst. Geol. Hung. from the year

1972, 33–37 (in Hungarian with English abstract).

Karátson  D.  1995:  Ignimbrite  formation,  resurgent  doming  and

dome  collapse  activity  in  the  Miocene  Börzsöny  Mountains,

North Hungary. Acta Vulcanol. 7, 2, 107–117.

Karátson D. 1996: Rates and factors of stratovolcano degradation in

a  continental  climate:  a  complex  morphometric  analysis  for

nineteen  Neogene/Quaternary  crater  remnants  in  the  Car-

pathians. J. Volcanol. Geotherm. Res. 73, 65–78.

Karátson D. 1997: Volcanic activity of the Börzsöny Mts., and its

relationship to the caldera problem.  Bull. Hung. Geogr. Soc.

CXXI (XLV), 3–4, 151–172 (in Hungarian with English ab-

stract).

Karátson  D.  1999:  Erosion  of  primary  volcanic  depressions  in  the

Inner Carpathian Volcanic Chain. Z. Geomorphol.,  Suppl.-Bd.

114, 49–62.

Karátson D., Harangi Sz., Szakmány Gy., Pécskay Z., Márton E.,

Balogh K., Józsa S. & Kovácsvölgyi S. 1999a: 1:50,000 scale

volcanological map of the Börzsöny Mts, North Hungary. 10

th

EUG  Congress,  Strasbourg,  Abstract  Volume,  Session  D07,

320.

Karátson D., Telbisz T. & Sztanó O. 1999b: Change in particle ori-

entation and shape in volcanic breccias as a function of trans-

port  distance:  a  photo-statistical  method.  International  Union

of  Geodesy  and  Geophysics  22

nd

  General  Assembly,  Birming-

ham, Abstract Volume, B, 168.

Karátson D., Thouret J.-C., Moriya I. & Lomoschitz A. 1999c: Ero-

sion  calderas:  origins,  processes,  structural  and  climatic  con-

trol. Bull. Volcanol. 61/3, 174–193.

Karátson  D.  &  Németh  K.  in  print:  Lithofacies  associations  of  an

emerging volcaniclastic apron in a Miocene volcanic complex:

an  example  from  the  Börzsöny  Mountains,  Hungary.  Int.  J.

Geosci.

Koneèný V. & Lexa J. 1994: Processes and products of shallow sub-

marine andesite volcanic activity in southern Slovakia. IAVCEI

Congress, Ankara, Abstract Volume, Session 4.

Korpás L. & Lang B. 1993: Timing of volcanism and metallogenesis

in the Börzsöny Mountains, Northern Hungary. Ore Geol. Rev.

8, 477–501.

Korpás L., Csillag-Teplánszky E., Hámor G., Ódor L., Horváth I.,

Fügedi U. & Harangi Sz. 1998: Explanations for the geological

map of the Börzsöny-Visegrád Mts. Hung. Geol. Inst., 1– 216.

Korpás  L.  &  Csillag-Teplánszky  1999:  Geological  map  of  the

Börzsöny-Visegrád Mts. and their surroundings. Hung. Geol.

Inst.

Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A. & Zanettin B. 1986: A

chemical classification of volcanic rocks based on the total al-

kali-silica diagram. J. Petrology 27, 745–750.

Legros F. & Druitt T. 2000: On the emplacement of ignimbrite in

shallow-marine environments. J. Volcanol. Geotherm. Res. 95,

9–22.

Lexa J. & Koneèný V. 1974: The Carpathian Volcanic Arc: a discus-

sion. Acta Geol. Acad. Sci. Hung. 18, 279–294.

Lexa J., Koneèný V., Koneèný M. & Hojstrièová V. 1993: Distri-

bution  of  volcanics  of  the  Carpatho-Pannonian  region.  In:

Rakús M. & Vozár J. (Eds.): Geodynamical model and deep

structure of the Western Carpathians. GÚDŠ, Bratislava, 57–

69 (in Slovak).

Lipman  P.W.  1997:  Subsidence  of  ash-flow  calderas:  relation  to

caldera size and magma-chamber geometry. Bull. Volcanol. 59,

198–218.

Marczel F. (Ed.) 1977: Deep borehole data of Hungary from 1974.

Hung. Geol. Inst. 1–860 (in Hungarian).

Márton E. & Márton P. 1995: Large scale rotations in North Hunga-

ry during the Neogene as indicated by palaeomagnetic data. In:

Morris  A.  &  Tarling  D.H.  (Eds.):  Palaeomagnetism  and  Tec-

tonics of the Mediterranean Region. Geol. Soc. London, Spec.

Publ. 105, 153–173.

Márton  E.  &  Pécskay  Z.  1998:  Correlation  and  dating  of  the  Mi-

ocene  ignimbritic  volcanics  in  the  Bükk  foreland,  Hungary:

complex  evaluation  of  paleomagnetic  and  K/Ar  isotope  data.

Acta Geol. Hung. 41, 4, 467–476.

Mason  P.R.D.,  Downes  H.,  Thirlwall  M.,  Seghedi  I.,  Szakács  A.,

Lowry D. & Mattey D. 1996: Crustal assimilation as a major

petrogenetic process in East Carpathian Neogene to Quaterna-

ry continental margin arc magmas. J. Petrology 37, 927–959.

McPhie J., Doyle M. & Allen R. 1993: Volcanic textures: a guide to

the  interpretation  of  textures  in  volcanic  rocks.  University  of

Tasmania, CODES Hobart, 1–196.

Moore  I.  &  Kokelaar  P.  1998:  Tectonically  controlled  piecemeal

caldera  collapse:  A  case  study  of  Glencoe  volcano,  Scotland.

Bull. Geol. Soc. Amer. 110, 11, 1448–1466.

Newhall  C.G.  &  Punongbayan  R.S.  (Eds.)  1996:  Fire  and  Mud.

Eruptions  and  lahars  of  Mount  Pinatubo,  Philippines.  Philip-

pine  Institute  of  Volcanology  and  Seismology,  University  of

Washington Press, Quezon City/Seattle, 1–1126.

Pantó  Gy.  1970:  Tertiary  volcanism  of  the  northern  part  of  the

Börzsöny Mts. In: Kubovics I. & Pantó Gy. (Eds.): Volcano-

logical  studies  in  the  Mátra  and  Börzsöny  Mountains.

Akadémiai Kiadó, Budapest, 163–302 (in Hungarian with En-

glish abstract).

Papp F. 1933a: On the petrological and geological buildup of the vi-

cinity  of  Márianosztra  and  Nagyirtás.  Bull.  Hung.  Geol.  Soc.

63, 62–95 (in German with Hungarian abstract).

Papp F. 1933b: Petrographical and geological observations near Ki-

sirtás and Bányapuszta. Bull. Hung. Geol. Soc. 63, 201–215 (in

German with Hungarian abstract).

Pearce J.A. & Parkinson I.J. 1993: Trace element models for mantle

melting:  application  to  volcanic  arc  petrogenesis.  In:  Prichard

H.M., Alabaster T., Harris N.B.W. & Neary C.R. (Eds.): Mag-

matic Processes and Plate Tectonics. Geol. Soc. London, Spec.

Publ. 76, 373–403.

Pécskay Z. & Nagy B. 1993: New K-Ar data for hydrothermal activ-

ity in the Neogene volcanic region of Nagybörzsöny, NE Hun-

gary.  Ann.  Rep.  Hung.  Geol.  Surv.  on  the  year  1991,  II,

367–371.

Pierson T.C. & Scott K.M. 1985: Downstream dilution of a lahar:

transition  from  debris  flow  to  hyperconcentrated  streamflow.

Water Resour. Res. 21/10, 1511–1524.

Rymer H. & Brown G.C. 1986: Gravity fields and the interpretation

of volcanic structures: Geological discrimination and temporal

evolution. J. Volcanol. Geotherm. Res. 27, 229–254.

Scandone R. 1990: Chaotic collapse of calderas. J. Volcanol. Geo-

therm. Res. 42, 285–302.

Smith G.A. & Lowe D.R. 1991: Lahars: volcano-hydrologic events

VOLCANIC  EVOLUTION  AND  STRATIGRAPHY OF  THE  BÖRZSÖNY MTS.                                      343

Petrography of rocks from the Börzsöny Mts.

A) 1

st

 stage: pumiceous volcaniclastics

Emphasizing  the  limits  of  petrography  in  classifying  volcani-

clastic  rocks,  25  selected  thin  sections  of  pumiceous  volcaniclas-

tics  are  summarized  below.  Approximate  rock  compositions  are

shown in Fig. 3.

The rock texture is moderately to highly clastic. Mm-sized pum-

ices and pumice fragments have a proportion up to 20–30 %. Their

margins are not sharp, their shape is commonly irregular, isomet-

ric, subangular or subrounded. Pore size is constant. In some sam-

ples, the matrix also has a pumiceous character. Lithics, similar to

pumices  in  size,  include  porphyric  andesite  and,  rarely,  dacite

clasts. Groundmass of the lithics contains usually more than 50 %

glass.  Infrequently,  holocrystalline  rocks  also  occur.  The  crystals

include,  first  of  all,  small,  thin,  sometimes  oriented  plagioclases.

Amphibole (brown or green), sometimes with hypersthene and pla-

gioclase  transformation  zone,  is  frequently  opacitized.  Typically

large  crystals  of  fresh  biotite  are  also  abundant,  often  adjoining

fragments  or  phenocrysts  of  garnet.  The  latter  mineral,  that  is

found in ca. 1/2 of samples but due to large crystal size, the occur-

rence  is  naturally  accidental,  can  be  regarded  common.  Hyper-

sthene  is  more  frequent  than  augite  that  is  missing  from  many

samples.

B) 1

st

 and 2

nd

 stage: massive rocks

A summary of 20 selected, representative thin sections is given

below. Rock compositions are shown in Fig. 3.

The  rock  texture  is  porphyric.  1/3  of  the  samples  have  micro-

holocrystalline  groundmass  (e.g.  Nógrád  Castle,  Pap,  Kis-Sas,

Széles, Kopasz hills), the remaining 2/3 (e.g. Nagy-Pogány, Nagy-

Sas,  Ruzsás,  Galla  hills,  Rustok  saddle)  has  5–80  %  glass  in  the

matrix. Crystal size, 1–2 mm in average, is predominatly uniform.

Definite crystal orientation is limited (e.g. Széles Hill, Rustok sad-

dle, E of Perõcsény quarry). Mineral assemblages and mineral dis-

tribution in the matrix vary to a great extent. The most abundant

mineral  is  plagioclase:  its  single  or  compound  crystals  are  cycli-

cally  zoned.  Mostly  opacitized,  amphibole  (hornblende)  is  also

abundant;  unaltered  crystals  occur  mostly  in  garnet-bearing  sam-

ples.  Commonly  unaltered  biotite  of  significant  quantity  (10–30

%) is missing from only the Börzsönyliget and Széles Hill types.

In turn, augite occurs in only these latter biotite-free types. Hyper-

sthene is always associated with augite, but also occurs alone; it is

missing from Nagy-Pogány and Pap hill types and also from some

samples of the combined Nagy-Sas Hill group. Various endogenic

xenoliths can be found, mostly in garnet-bearing rocks.

and  deposition  in  the  debris  flow  —  hyperconcentrated  flow

continuum. SEPM Spec. Publ. 45, 59–69.

Steiger R.H. & Jager E. 1977: Subcommission on Geochronology:

Convention on the use of decay constants in geology and geo-

chronology. Earth Planet. Sci. Lett. 36, 3, 359–362.

Szabó Cs., Harangi Sz. & Csontos L. 1992: Review of Neogene and

Quaternary volcanism of the Carpathian-Pannonian region. In:

Ziegler P.A. (Ed.): Geodynamics of rifting. Vol. I. Case studies

on rifts: Europe and Asia. Tectonophysics 208, 243–256.

Szakács A., Seghedi I., Zelenka T., Márton E., Pécskay Z. & Póka T.

1998:  Miocene  acidic  explosive  volcanism  in  the  Bükk  Fore-

land,  Hungary:  identifying  eruptive  sequences  and  searching

for source location. Acta Geol. Hung. 41, 4, 413–435.

Vass  D.  &  Marková  E.  1966:  Comments  on  delimiting  the  lower

boundary of the South Slovakian and North Hungarian Torto-

nian  formations.  Bull.  Hung.  Geol.  Soc.  96,  4,  414–420  (in

Hungarian with German abstract).

Walker  G.P.L.  1984:  Downsag  calderas,  ring  faults,  caldera  sizes,

and  incremental  caldera  growth.  J.  Geophys.  Res.  89,  B10,

8407–8416.

White  M.J.  &  McPhie  J.  1997:  A  submarine  welded  ignimbrite-

crystal-rich sandstone facies association in the Cambrian Tyn-

dall  Group,  western  Tasmania,  Australia.  J.  Volcanol.

Geotherm. Res. 76, 277–295.

Appendix

Representative thin section descriptions:

1st stage. Bajdázó quarry: garnet-bearing bi am 

δ

 (quartz-free;

“dacite” classification based on geochemistry). Groundmass is mi-

croholocrystalline and contains apatite. Crystals of 2 mm in aver-

age size are relatively scattered. They include plagioclase (45 %),

biotite (33 %), amphibole (22 %) and garnet (few crystals). Am-

phibole is opacitized (25 %). An endogenous xenolith with holoc-

rystalline texture containing plagioclase and totally opacitized am-

phibole occurs.

2nd stage. Kis-Sas Hill: bi am 

α

. Fine-grained groundmass con-

tains ca. 70 % glass, frequent zeolithic vesicles and banded apatite.

Moderately abundant crystals, 1 mm in average size, include plagio-

clase (60 %), opacitized amphibole and biotite (together 40 %).

C) 3

rd

 stage: lava rocks and clasts from block-and-ash flow

deposits of the High Börzsöny dome complex

Summary  of  17  selected,  representative  thin  sections  is  given

below. Rock compositions are shown in Fig. 3.

The rock texture is porphyric, the groundmass contains 40–100 %

glass,  except  for  one  sample  (10  %).  Abundant  crystals  have  1–2

mm average size. Some samples have two size populations. Rough-

ly  1/2  of  the  samples  shows  strong  crystal  orientation.  The  most

abundant mineral is plagioclase, then — mostly opacitized — am-

phibole  (hornblende;  more  than  10  %).  In  the  W  High  Börzsöny

samples, except for one, amphibole content well exceeds pyroxene

content  and  may  equal  plagioclase  content.  Hypersthene  occurs  in

all samples but one; augite is missing from 1/2 of the samples. Hy-

persthene is frequent without augite in the W High Börzsöny, and

occurs both alone and with augite in the E and S part. It is common

that  hypersthene  has  augite  overgrowth.  Biotite  is  present  in  only

xenoliths in vent breccias of collapsed domes (W part: Mt. Hollókõ,

along with garnet; SE part: Vilma-pihenõ rock tower). (The xenolith

origin of the Hollókõ biotite, however, is questionable and the rock

type needs a more detailed study.) Garnet has also been found as xe-

nolith in lava flows (Inóc quarry).

Representative thin section descriptions:

Mt.  Kövirózsás  S  (W  part,  platy  jointed  lava  flow):  hyp  am 

α

.

Groundmass is totally glassy and contains some large opaque miner-

als. Crystals, 1.5 mm in average size, are slightly oriented and include

plagioclase (60 %) brown amphibole (25 %), and hypersthene (15 %).

Mt.  Csóványos  W  (SE  part,  clast  from  proximal  facies  of  block-

and-ash  flow  deposit):  am  py 

α

.  Fine-grained  groundmass  contains

ca. 70 % glass. Smaller crystals are densely, while larger (1 mm in av-

erage  size)  are  rarely  spaced.  They  are  plagioclase  (55  %),  hyper-

sthene (30 %), totally opacitized amphibole (10 %) and augite (5 %).