BIOSTRATIGRAPHIC  REVISION  OF  HUNGARY’S  DEEPEST  BOREHOLE                                     475

GEOLOGICA CARPATHICA, 55, 6, BRATISLAVA, DECEMBER 2004

475–485

BIOSTRATIGRAPHIC REVISION OF THE HÓD-I WELL:

HUNGARY’S DEEPEST BOREHOLE FAILED TO REACH THE BASE

OF THE UPPER MIOCENE PANNONIAN STAGE

ANDREA SZUROMI-KORECZ

1

, MÁRIA SÜTÕ-SZENTAI

2

 and IMRE MAGYAR

1

1

MOL Hungarian Oil and Gas Co., Batthyány u. 45, 1039 Budapest, Hungary;  kaszuro@mol.hu;  immagyar@mol.hu

2

Natural History Collection of Komló, Városház tér 1, 7300 Komló, Hungary;  sutone@dpg.hu

(Manuscript received May 26, 2003; accepted in revised form December 16, 2003)

Abstract: Hungary’s deepest borehole, Hód-I, was drilled in 1969–71 SE of the town of Hódmezõvásárhely, in order to

explore one of the thickest Neogene basin fills of the entire Pannonian Basin (the Makó Trough). The final depth of the

well was 5842.5 m. According to earlier analyses of 45 core samples taken from the borehole, the lowermost 700 m was

thought to belong to the Middle Miocene (Badenian and, possibly, Sarmatian Stages), whereas the overlying part was

believed to belong to the Upper Miocene (deposits of Lake Pannon, Pannonian Stage), Pliocene, and Quaternary. In

order to establish a more precise position of the Neogene stage boundaries, we carried out micropaleontological investi-

gations on the 4100 to 5823 m interval (cores 25 to 45). Ostracods have been prepared by solution of the samples in

acetic acid. Dinoflagellates were investigated in palynological preparations and in petrographic thin sections. It was

found that core 34 (5070–5074 m), earlier thought to represent the base of the Pannonian Stage, in fact belongs to the

younger part of the Lake Pannon sequence (Spiniferites validus Zone). Downwards to the base of the borehole, the

Spiniferites paradoxus, Pontiadinium pecsvaradensis, and Spiniferites bentorii oblongus Zones were found, all belong-

ing to the Pannonian. Accordingly, ostracods indicated the younger part of the Upper Miocene lacustrine sequence for

the upper samples of the investigated interval, and older Upper Miocene down to core 44. Thus, the drilling failed to

reach the base of the Pannonian Stage. The huge thickness (>6 km) of the postrift sediments above the relatively thin

synrift stages (Badenian and ?Sarmatian) in the Makó Trough corroborates the notion that simple rifting models are not

sufficient to adequately describe basin evolution in the central part of the Pannonian Basin.

Key words: Upper Miocene, Pannonian Basin, Lake Pannon, biostratigraphy, Ostracoda, Dinoflagellata.

Introduction

Prior to the recognition of basin-centred gas plays in the late

1990’s, the central, deepest parts of sedimentary basins were

rarely  probed  by  drilling.  State-owned  oil  companies,  espe-

cially under the circumstances of a “planned economy”, how-

ever, may be governed by other factors than strictly commer-

cial ones in their decisions. The borehole Hódmezõvásárhely-I

(Hód-I)  was  drilled  by  the  Hungarian  Oil  and  Gas  Trust  in

1969–71 in order to explore the stratigraphic, sedimentologi-

cal,  tectonic,  petroleum  geological  and  organic  geochemical

conditions in one of the deepest Neogene subbasins of the en-

tire  Pannonian  Basin.  The  Makó  (or  Makó-Hódmezõvá-

sárhely)  Trough  is  a  northwest–southeast  trending,  slightly

asymmetric extensional graben in southeast Hungary (Grow et

al. 1994; Fig. 1). It was formed in the Middle Miocene as a re-

sult of metamorphic core complex style extension (Tari et al.

1997, 1999;  Fig. 2)  and  subsequently  filled  with  more  than

6000 m of Neogene and Quaternary sedimentary rocks (Mat-

tick et al. 1985, 1988; Bérczi & Phillips 1985; Bérczi 1988).

The  well  is  located  some  10 km  SE  of  the  town  of  Hód-

mezõvásárhely, close to the axis of the trough (Gajdos et al.

1983; Fig. 1).

The drilling had been planned to penetrate the entire Neo-

gene fill and to hit the Paleozoic metamorphic basement be-

fore reaching its final depth of 6000 m. The following unbro-

ken stratigraphic column was expected above the crystalline

basement: Lower Miocene (and possibly Paleogene), 1300 m;

Middle Miocene (including two Central Paratethyan regional

stages, the marine Badenian and the restricted marine Sarma-

tian),  600 m;  Upper  Miocene  (comprising  deposits  of  the

brackish Lake Pannon and the adjacent fluvial plains, and syn-

onymized  in  this  study  with  the  Pannonian  Stage),  2600 m;

Pliocene (predominantly fluvial and freshwater lacustrine sed-

iments), 700 m; Quaternary, 700 m. Each of the three Miocene

stages mentioned above has a characteristic fossil fauna and

flora, so in most cases they are easily distinguishable by pale-

ontological investigations (Table 1).

Although the drilling was abandoned due to technic prob-

lems at 5842.5 m without reaching the base of the Neogene

formations, it is still the deepest well ever drilled in Hungary.

Information obtained from this well is commonly referred to

in  sedimentological,  geochemical,  mineralogical,  structural

geological and geophysical studies (e.g. Szemethy 1977; Sza-

lay & Szentgyörgyi 1979, 1988; Sajgó 1980; Kõrössy 1981;

Gajdos et al. 1983; Bérczi & Phillips 1985; Sajgó et al. 1988;

Bérczi 1988; Dövényi & Horváth 1988; Horváth et al. 1988;

Mattick et al. 1985, 1988; Royden & Dövényi 1988; Szalay

1988; Hámor-Vidó & Viczián 1993; Clayton et al. 1994; van

Balen et al. 1999).

The Neogene sequence of the well has been sampled with

45 cores, numbered in descending order (Fig. 3). The samples

were  subjected  to  routine  biostratigraphic  investigations

(Csongrádi  et  al.  1971).  According  to  these  investigations,

476                                                           SZUROMI-KORECZ, SÜTÕ-SZENTAI and MAGYAR

Fig. 1. Thickness of the Neogene basin fill in the central Pannonian Basin with location of Hód-I well (asterisk) in the NW–SE trending ex-

tensional Makó Trough. V-pattern indicates Neogene volcanics at the surface. Location of the seismic profile presented in Fig. 2 is also in-

dicated.

Fig. 2. Line drawing of a seismic profile across the Algyõ High, Makó Trough, Battonya-Pusztaföldvár High, and Békés Basin. Location of

the profile in Fig. 1. According to the interpretation of Tari et al. (1999), the Makó Trough formed as the mass of the Battonya-Pusztaföldvár

High slid eastwards from above the emerging Algyõ metamorphic core in the Middle Miocene (from Tari et al. 1999, modified).

BIOSTRATIGRAPHIC  REVISION  OF  HUNGARY’S  DEEPEST  BOREHOLE                                     477

Table 1: The Middle and Upper Miocene regional stages of the Central Paratethys: their ages (according to Vakarcs et al. 1999 and Magyar

et al. 1999a) prevailing depositional environments, and characteristic fossils.

core 34 belonged to the Pannonian Stage, since it contained

the  endemic  Lake  Pannon  bivalve  Paradacna  abichi  (R.

Hörnes), whereas core 35 already represented the marine Bad-

enian  Stage  with  the  appearance  of  planktonic  foraminifers

(Fig. 3). Badenian foraminifers were washed from cores 35 to

45,  together  with  a  few  ostracod  fragments  which  were  too

poorly  preserved  for  determination.  Thin  sections,  mostly

made of hard sandstone layers, showed an increasing amount

of marine fossils indicating Badenian age from core 35 down-

wards; these included planktonic and benthic foraminifers and

fragments of red algae and echinoderms (Fig. 3). The majority

of the foraminifers were small, poorly preserved, and had py-

ritic incrustations. Palynological investigations had also been

carried out on several samples of this interval, but yielded no

conclusive biostratigraphic results. Although it was a widely

held view that there was no significant hiatus in the Neogene

sequence of the basin, the restricted marine Sarmatian Stage,

sandwiched between the marine Badenian and the lacustrine

Pannonian, was not identified in the borehole. The boundary

between  the  “Middle  Miocene”  and  the  Pannonian  was

marked at the top of core 35, at 5167 m. The final well report

did not even mention the apparent absence of the Sarmatian

Stage.

The conviction that the Sarmatian Stage must be present in

the well was strong. Royden & Dövényi (1988), for example,

re-evaluated  the  stratigraphy  of  the  well  (on  unknown

grounds)  so  that  the  upper  160 m  of  the  earlier  “Badenian”

represented the Sarmatian. To clarify the position of Neogene

stage boundaries, Báldi-Beke (1995) investigated nannoplank-

ton from cores 33 to 45. Only a few samples yielded strati-

graphically  interpretable  fossils.  Typical  Badenian  associa-

tions  with  Sphenolithus  heteromorphus  Deflandre,

Sphenolithus aff. moriformis (Brönnimann et Stradner), etc.,

were found in cores 44 and 43; an impoverished Badenian(?)

flora  with  Cyclococcolithus  rotula  (Kamptner),  Cyclococco-

lithus  leptoporus  (Murray  et  Blackman),  Cyclicargolithus

floridanus (Roth et Hay), etc., in cores 40 and 42; and an asso-

ciation  of  eurytopic  species,  such  as  Coccolithus  pelagicus

Wallich,  Reticulofenestra  pseudoumbilica  (Gartner),  etc.,  in

core  35  (Fig. 3).  Báldi-Beke  (1995)  thought  that  the  latter

might have represented the Sarmatian Stage, although she as-

serted  that  this  stage  has  no  diagnostic  nannoflora.  Several

years later Kollányi (2000) published her results on Pannonian

nannoplankton  investigations  from  various  boreholes.  She

concluded that many species, which inhabited brackish waters

in the Badenian and Sarmatian ages, survived into the Pannon-

ian,  and,  consequently,  the  Badenian/Sarmatian  and  Sarma-

tian/Pannonian boundaries cannot be readily marked by nan-

noflora (although endemic Pannonian species do exist).

This was when we launched our search for the Sarmatian

Stage in the Hód-I well, invoking new methods of micropale-

ontological preparation. Our investigations led to an unexpect-

ed  result:  the  Sarmatian  Stage  is  missing  from  the  explored

succession, because the drilling failed to reach the bottom of

the Pannonian Stage.

Methods

Sampling

For  micropaleontological  investigations  we  sampled  the

lower  third  of  the  Hód-I  well,  from  core  25  downward

(Fig. 3). There was no recovery from cores 29 and 31, and we

had access to only a small chunk of core 42. In each core, the

most fine-grained intervals available were sampled and sandy

layers  rejected.  Where  quality  and  recovery  of  the  core  al-

lowed,  we  collected  larger  amounts  of  sediments  (500–

1000 g) for treatment with acetic acid.

Preparation of ostracods

Our investigation marks the first time that acetic acid treat-

ment has been applied to Pannonian rocks in order to obtain

calcitic fossils from them. The samples were broken into small

pieces and bathed in concentrated solution of acetic acid (96%

C

2

H

4

O

2

) until the sediment was entirely soaked and disinte-

grated (about two weeks). Acetic acid dissolves cement of the

rock  faster  than  it  does  the  crystalline  CaCO

3

  of  the  fossil

shells. With this method, we were able to free intact ostracod

shells even from the hardest sample. Traditional preparation

with  peroxide  of  hydrogen  from  the  same  samples  yielded

Stage 

Age 

(beginning) 

Prevailing 

environment 

Nannoplankton  Dinoflagellates 

Foramini-

fers 

Ostracods 

Molluscs 

Other characteristic

 

fossils 

Pannonian  ca. 12.0 Ma 

brackish 

lacustrine 

strongly 

impoverished 

relict with 

endemics 

caspibrackish,

 

endemic 

no 

caspibrackish,

 

endemic 

caspibrackish,

 

endemic 

 

Sarmatian  ca. 13.7 Ma 

restricted 

marine 

impoverished 

relict 

marine 

only 

benthic, 

with 

eurytopic 

genera 

eurytopic 

marine genera 

with endemic 

species 

eurytopic 

marine with 

endemics 

 

Badenian 

ca. 16.5 Ma 

normal 

marine 

normal 

marine 

marine 

normal 

marine, incl. 

planktonic 

normal marine  normal marine  echinoids, red algae 

 

478                                                           SZUROMI-KORECZ, SÜTÕ-SZENTAI and MAGYAR

Fig. 3. Stratigraphic column of the lower section of well Hód-I, showing the results of earlier biostratigraphic investigations (Csongrádi et

al. 1971; Báldi-Beke 1995; left side) and the results of our study (right side). Symbols of Badenian (marine) fossils are grey-filled, those of

Pannonian are empty.

only a few indeterminable fragments, so we soon abandoned

the latter method altogether.

Preparation of dinoflagellates

In  addition  to  traditional  palynological  preparations,  di-

noflagellates were also observed in normal (30 µm thick) pet-

rographical thin sections. During the first description of the

Hód-I core samples thirty years ago, paleontologist J. Kõváry

(in Csongrádi et al. 1971) recorded dinoflagellates in a thin

section from core 35. This thin section was reexamined now,

and a rich association of determinable dinoflagellates was rec-

ognized in it. Encouraged by this success, we systematically

investigated both old and freshly made thin sections of each

BIOSTRATIGRAPHIC  REVISION  OF  HUNGARY’S  DEEPEST  BOREHOLE                                     479

sample. Dinoflagellates have been found in many of the sec-

tions. Their size varied, however, and they were not always as

conspicuous as in the first section where they could be easily

recognized with 100 times magnification.

Traditional palynological preparations from cores 25 to 33

yielded only black, amorphous fragments and a few, poorly

preserved sporomorphs. Samples from cores 34 to 45, howev-

er, contained dinoflagellates.

Results of paleontological investigations

Dinoflagellata

Thin sections from cores 28 and 34 contained dinoflagellate

associations  including  the  species  Spiniferites  validus,  indi-

cating the Spiniferites validus Zone (Table 2, Figs. 3, 4). This

zone belongs to the upper part of the Lake Pannon sequence;

core 34 was thus far too young to represent the base of the

Pannonian, as the stratigraphic position of the core had been

interpreted originally (Fig. 3).

Samples from the top of core 35 (35a) yielded Spiniferites

paradoxus  in  both  thin  sections  and  palynological  prepara-

tions,  indicating  the  Spiniferites  paradoxus  Zone  (Table 2,

Fig. 3);  dinoflagellates  from  this  sample  are  depicted  in

Figs. 5 and 6A–C. Thin sections from deeper parts of the core

(35b) contained Pontiadinium pecsvaradensis, indicating the

Pontiadinium  pecsvaradensis  Zone  (Table 2,  Fig. 3).  The

boundary between the  paradoxus and pecsvaradensis Zones

is thus interpreted to run within core 35.

Palynological preparations from cores 37 and 44 gave di-

noflagellate associations that indicate the Spiniferites bentorii

oblongus Zone. In accordance with these results, thin sections

Table 2: Dinoflagellates from cores of well Hód-I. For depth intervals of cores, see Fig. 3.



28 

34 

35a 

35b 

36 

37 

38 

39 

40 

44 

45 

Spiniferites sp. 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

 

 

 

 

 

Spiniferites balcanicus (Baltes) 

´

 

 

´ 

 

 

 

 

 

 

 

 

Spiniferites validus Sütõ-Szentai 

´

 

´ 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Spiniferites maisensis Sütõ-Szentai 

 

 

 

 

´ 

 

 

 

 

 

 

Spiniferites bentorii (Rossignol) 

 

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

Spiniferites bentorii pannonicus Sütõ-Szentai 

 

 

´ 

 

 

´ 

 

 

 

´

 

 

Spiniferites bentorii oblongus Sütõ-Szentai 

 

 

 

´ 

 

 

 

 

´ 

´

 

´ 

Spiniferites bentorii coniunctus Sütõ-Szentai 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Spiniferites paradoxus (Cookson et Eisenack) Sarjeant 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Pontiadinium sp. 

 

´ 

 

´

 

 

´ 

 

 

 

´

 

´

 

cf. Pontiadinium sp. 

 

 

 

´

 

´ 

 

 

 

 

 

 

Pontiadinium obesum Sütõ-Szentai 

 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

Pontiadinium pecsvaradensis Sütõ-Szentai 

 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

Pontiadinium inequicornutum (Baltes) 

 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

´ 

Impagidinium sp. 

´ 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Gonyaulax digitalis (Pouchet) 

 

 

´

 

 

´

 

´

 

 

 

 

´

 

´

 

Romanodinium areolatum Baltes 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Nematosphaeropsis balcombiana (Deflandre et Cookson) 

 

 

 

´ 

 

´ 

 

 

 

 

 

Millioudodinium sp. 

´ 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Millioudodinium pelagicum Sütõ-Szentai 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Chytroeisphaeridia sp. 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

Chytroeisphaeridia cariacoense Wall 

 

 

´

 

 

´ 

 

 

 

 

 

 

 

of cores 36, 37, 40, 44, and 45 also yielded fossils belonging

to the oblongus Zone (Table 2, Figs. 3, 6D).

The two lowermost dinoflagellate zones of the Pannonian

Stage, that is the Mecsekia ultima and the Spiniferites bentorii

pannonicus Zones, have not been identified in the core sam-

ples; the well did not reach the base of the Pannonian Stage.

Ostracoda

The  interval  between  cores  25  and  35  yielded  relatively

poorly preserved and low-diversity ostracod associations (Ta-

ble 3;  Fig. 3).  This  fauna  consisted  of  various  subgenera  of

the  genus  Candona,  such  as  Hastacandona,  Caspiolla,

Bakunella, and Thaminocypris. Only a single specimen from

core  25  could  be  identified  on  the  species  level:  Candona

(Bakunella)  dorsoarcuata.  According  to  Krstiæ  (1972)  and

Sokaæ  (1990),  this  species  is  characteristic  of  the  “Pontian”

(corresponding  to  the  upper  part  of  the  Lake  Pannon  se-

quence, latest Miocene).

Samples from the deeper part of the well (cores 36 to 44)

responded  more  favourably  to  solution  in  acetic  acid,  and

yielded  better  preserved  and  richer  associations  (Table 3;

Fig. 7A–G). The fauna is dominated again by Candona: C.

(Thaminocypris),  C.  (Thyphlocypris),  C.  (Cryptocandona),

and  C.  (Lineocypris).  Apart  from  Candona,  specimens  of

Amplocypris  sp.,  Hungarocypris  sp.,  and  Xestoleberis  sp.

occurred.  The  following  taxa  could  be  determined  on  the

species level (all from cores 39 to 41): Candona (Typhlocyp-

ris) alpherovi, Candona (Typhlocypris) cf.  fossulata, Can-

dona  (Thaminocypris) cf.  improba,  Candona  (Lineocypris)

cf. dorsobrevis.

According to Krstiæ (1972, 1985), these species indicate the

lower  part  of  the  Lake  Pannon  sequence  (Slavonian  Sub-

480                                                           SZUROMI-KORECZ, SÜTÕ-SZENTAI and MAGYAR

Fig. 4. A — Spiniferites validus Sütõ–Szentai, 1982. Thin section

from core 28 (4538–4546 m). B — Pontiadinium sp. (Dinoflagel-

lata  form  29).  Thin  section  from  core  34  (5070–5074 m).  C  —

Spiniferites  validus  (a  process).  Thin  section  from  core  34

(5070–5074 m). All scale bars = 10 µm.

stage), more precisely the “Hemicytheria” tenuistriata Zone.

Fossils  characteristic  of  the  basal  Pannonian  ostracod  bio-

zones of Krstiæ (1985), however, have not been found. Core

45 did not yield ostracods.

Foraminifera

In 1971, core 35 was considered to indicate the top of the

Badenian  Stage  because  some  planktonic  foraminifers  were

found in the washing residue. We found planktonic foramini-

fers  (Globigerina  (?)  sp.)  as  high  as  core  33  (Fig. 3).  The

amount of reworked marine (Badenian) fossils increases from

here towards the bottom of the borehole. They include worn

specimens of planktonic and benthic foraminifers (Fig. 7H),

red  algae,  and  echinoids,  and  usually  appear  in  coarse-

grained, sandy layers.

Mollusca

In addition to micropaleontological investigations, we care-

fully searched for shells of molluscs, but with poor success.

Only  in  core  25  we  found  poorly  preserved  specimens  of

“Pontalmyra” otiophora (Brusina), Dreissenomya digitifera(?)

(Andrusov), and Valenciennius sp., indicating a typical deep-

water association of Lake Pannon (Magyar 1995). The fossils

are small in size, partly because they are fragmentary, partly

because they represent juvenile individuals; their determina-

tion is therefore somewhat uncertain.

Discussion

Lithospheric extension and formation of the Pannonian Ba-

sin system is thought to have started in the early Middle Mio-

cene (Badenian) or somewhat earlier, in the late Early Mio-

cene  (Ottnangian  and  Karpatian  ages).  Various  rifting

models were proposed for the different basin types. The “pe-

ripheral basins”, such as the Vienna and Transcarpathian Ba-

J F

BIOSTRATIGRAPHIC  REVISION  OF  HUNGARY’S  DEEPEST  BOREHOLE                                     481

Fig. 5. Dinoflagellates in thin sections from core 35a (5167–5183 m, upper part). A — Impagidinium sp. (Dinoflagellata form 72). B —

Spiniferites balcanicus (Baltes, 1971) Sütõ-Szentai, 2000. C — Spiniferites bentorii (Rossignol, 1964) Wall et Dale, 1970 ssp. coniunctus

Sütõ-Szentai, 1990. D — Spiniferites paradoxus (Cookson et Eisenack, 1968) Sarjeant, 1970.

 

25 

26 

28 

33 

34 

35 

36 

37 

38 

39 

40 

41 

43 

44 

Candona sp. 

´ 

´ 

´ 

´ 

 

´ 

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

 

´

 

C. (Hastacandona) sp. 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

 

´

 

C. (Caspiolla) sp. 

´

 

 

´ 

 

 

´ 

 

 

 

 

 

 

 

 

C. (?Caspiolla) sp. 

 

 

 

´ 

´ 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

C. (Thaminocypris) sp. 

 

 

 

 

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

´

 

 

´ 

C. (?Thaminocypris) sp. 

 

 

 

´ 

´ 

´

 

 

 

 

 

 

 

 

 

C. (Thaminocypris) cf. improbus Krstiæ 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

 

 

C. (Typhlocypris) sp. 

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

 

 

´ 

 

´ 

C. (Typhlocypris) cf. alpherovi (Schneider) 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´

 

 

 

 

C. (Typhlocypris) cf. fossulata Pokorný 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´

 

 

 

 

C. (Zalanyiella) sp. 

 

 

 

 

 

 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

C. (Lineocypris) sp. 

 

 

 

 

 

 

 

 

´

 

 

 

 

 

 

C. (Lineocypris) cf. dorsobrevis Krstiæ 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

´ 

 

 

C. (Pseudocandona) sp. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´

 

C. (Cryptocandona) sp.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´

 

C. (Bakunella) cf. dorsoarcuata Zalányi 

´ 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Amplocypris sp. 

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

 

´

 

´

 

´

 

´

 

Xestoleberis sp.  

 

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

 

 

 

 

Hungarocypris sp. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

´ 

 

 

 

Table 3: Ostracods from cores of well Hód-I. For depth intervals of cores, see Fig. 3.

482                                                           SZUROMI-KORECZ, SÜTÕ-SZENTAI and MAGYAR

sins, seem to have obeyed the model of uniform lithospheric

stretching  (Sclater  et  al.  1980).  The  thermal  subsidence  of

most parts of the Pannonian Basin system can be satisfactorily

explained  by  mid-Miocene  regional  rifting  and  subsequent

cooling of the lithosphere (Tari et al. 1999). In the deep sub-

basins  of  the  central  Pannonian  Basin,  including  the  Makó

Trough,  however,  unrealistically  excessive  stretching  would

have been required to cause the observed thermal subsidence

(Sclater et al. 1980). Additional subcrustal thinning (Horváth

et al. 1988) and intraplate stress associated with a recent com-

pressional inversion of the Pannonian Basin (Horváth & Clo-

etingh 1996) were considered as possible explanations for this

subsidence  anomaly.  Tari  et  al.  (1999)  suggested  that  basin

evolution in the area started with a metamorphic core complex

extension  in  the  Karpatian  as  the  modern  Battonya-Pusz-

taföldvár High slid eastwards from above the modern Algyõ

High along a NE-dipping detachment fault (Figs. 1, 2). This

initial stage was followed by a wide rift style extension in the

Badenian  and  eventually  by  local  rifting  (narrow  rift  style)

that extended well into the Sarmatian and Pannonian (Tari et

al.  1997, 1999).  However,  our  results  indicate  that  old

Fig. 6. A — Spiniferites bentorii (Rossignol, 1964) Wall et Dale, 1970 ssp. pan-

nonicus  Sütõ-Szentai,  1986.  Thin  section  from  core  35a  (5167–5183 m,  upper

part). B–C — Spiniferites bentorii (Rossignol, 1964) Wall et Dale, 1970. Thin

section  from  core  35a  (5167–5183 m,  upper  part).  D  —  Gonyaulax  digitale

(Pouchet,  1883)  Kofoid,  1911.  Thin  section  from  core  36  (5250.0–

5267.0 m). All scale bars = 10 µm.

(though not basal) Pannonian strata are not tilted

and  thus  apparently  were  not  affected  by  exten-

sion. We also found that the postrift sedimentary

cover  is  even  thicker  here  than  was  thought  be-

fore; future models have to accomodate a >6 km

postrift sedimentary pile in the centre of the Makó

Trough.

The  statement  that  thin  synrift  sediments  have

been deposited in locations of the Pannonian Ba-

sin situated far from the Carpathian thrust belt and,

consequently, far from sediment sources (Royden

1988; Grow et al. 1994), applies particularly well

to the Makó Trough. Supposing an unbroken sedi-

mentary cycle beginning as early as the Badenian,

the Badenian and Sarmatian Stages as well as the

two  lowermost  Pannonian  dinoflagellate  zones

must exist in the <800 m gap between the meta-

morphic  basement  and  the  bottom  of  the  Hód-I

well (Fig. 2). This arrangement allows only rela-

tively  thin  synextensional  Badenian  and  Sarma-

tian  sediments  to  be  present  in  the  axis  of  the

trough (although tilted synrift strata may be some-

what  thicker  to  the  east,  in  the  Middle  Miocene

axis of the basin; Fig. 2). Thus, the Makó Trough

was  probably  a  starved  basin  during  the  Middle

Miocene.

Sediment  supply  from  outside  the  basin  was

scarce even during the Early Pannonian. The in-

vestigated  interval  of  Hód-I  was  interpreted  by

Bérczi (1988) as a superposition of three main fa-

cies,  such  as  “coarse-grained  basal  turbidites,

deep-basin  fine-grained  sediments,  and  distal

prodelta  sediments”.  The  lower  part  of  the  well

contains a quantity of reworked Badenian fossils

and  pebbly  horizons  (Fig. 3).  This  is  in  accord

with the sedimentological interpretation of Bérczi

(1988), who thought that the >300 m basal series

in  Hód-I  consisted  of  sediment  gravity  flow  de-

posits.  Patchy  occurrences  of  the  Badenian  and  Sarmatian

Stages (erosional fragments?) have been explored by drillings

on the eastern flank of the Makó Trough, whereas they are not

known  on  the  western  flank.  Heavy  reworking  of  Badenian

sediments indicates steep slope morphology.

The original goal of the study, that of determining Sarma-

tian boundaries, was not achieved; however, Pannonian bio-

zones  were  identified  in  the  Hód-I  sequence.  Chronostrati-

graphic interpretation of these biozones, according to Magyar

et al. (1999a), is given in Table 4. The thickness of the bio-

zones (Table 4) reflects various stages of sedimentation. The

Spiniferites bentorii oblongus Zone is at least 600 m thick in

the Hód-I well, whereas it rarely exceeds 100 m in other areas

of the Pannonian Basin. During the deposition of this zone,

the shoreline of Lake Pannon ran close to the margins of the

Pannonian  Basin  (Magyar  et  al.  1999b),  thus  no  significant

fluvial sediment transport could reach the Makó Trough from

the basin margins. The sources of the anomalously thick sedi-

ment pile in the Makó Trough must have been the surround-

ing highs (islands), as indicated by the high ratio of reworked

material in these deposits.

BIOSTRATIGRAPHIC  REVISION  OF  HUNGARY’S  DEEPEST  BOREHOLE                                     483

Fig. 7.  A  —  Candona  (Zalanyiella)  sp.  Core  38  (5405.5–5418.0 m).  Lv,  outside.  B  —  Candona  (Hastacandona)  sp.  Core  40  (5468.0–

5486.0 m). Rv, outside. C — Candona (Thaminocypris) sp. Core 40 (5468.0–5486.0 m). Lv, outside. D — Candona (Typhlocypris) cf. fos-

sulata  Pokorný.  Core  40  (5468.0–5486.0 m).  Rv,  outside.  E  —  Candona  (Typhlocypris)  cf.  alpherovi  (Schneider).  Core  40  (5468.0–

5486.0 m). Lv, outside. F — Amplocypris sp. Core 41 (5486.0–5489.0 m). Rv, outside. G — Candona (Thaminocypris) cf. improba Krstiæ.

Core  40  (5468.0–5486.0 m).  Rv,  outside.  H  — Globigerina  (?)  sp.  Core  40  (5468.0–5486.0 m).  I  —  A  charophyte  gyrogonite.  Core  44

(5727.0–5738.0 m). All scale bars = 100 µm.

On  the  contrary,  the  Spiniferites  paradoxus  Zone,  repre-

senting  more  than  1 million  years,  is  surprisingly  thin  (less

than 100 m) in the Hód-I sequence. Coeval sediments in NW

Hungary may exceed 500 m, and have a strong transgressive

character in many parts of the Pannonian Basin (Sütõ-Szentai

1991; Szilaj et al. 1999). Seismic sequence stratigraphic stud-

ies also established a rising lake level for much of this interval

in various parts of the basin (Vakarcs et al. 1994; Sacchi et al.

484                                                           SZUROMI-KORECZ, SÜTÕ-SZENTAI and MAGYAR

1999).  According  to  Magyar  et  al.  (1999b),  Lake  Pannon

reached its largest geographic extension at about the end of

this biochron. The rise of relative lake level and inundation of

vast areas in the basin margins as well as in the surrounding

highs  may  have  caused  a  decrease  in  sediment  supply  and

sedimentation rate in the deep Makó Trough.

Conclusions

Preparation of ostracods with acetic acid and investigation

of  dinoflagellates  in  thin  sections  revealed  that  the  deepest

borehole  in  Hungary,  Hód-I,  failed  to  reach  the  base  of  the

Lake Pannon sediments (= Pannonian Stage, Upper Miocene)

in one of the deepest subbasins of the entire Pannonian Ba-

sin system. This subbasin, the Makó Trough, was considered

to be Middle Miocene in age; however, much of the basin is

filled  with  horizontal,  relatively  undisturbed  Lake  Pannon

sediments, whereas synrift sediments are relatively thin be-

tween  the  base  of  the  well  and  the  supposedly  Paleozoic

metamorphic basement. The vast thickness of the postrift se-

quence indicates that mechanisms other than pure shear must

be invoked to assess basin evolution in the central Pannonian

Basin.

In the beginning of Pannonian sedimentation, Middle Mio-

cene  marine  deposits  and  the  metamorphic  basement  were

eroded and reworked — probably by wave action — in the

steep  flanks  of  the  basin  and  redeposited  in  the  axis  of  the

trough (Spiniferites bentorii oblongus and Pontiadinium pecs-

varadensis Zones). Although a better understanding of paleo-

bathymetry would be crucial for structural evolution interpre-

tations, neither the lithology nor the fossils provide conclusive

evidence  concerning  the  paleo-waterdepth  of  the  Makó

Trough in the Early Pannonian. Later the rate of sedimenta-

tion decreased, probably due to a relative lake level rise (Spini-

ferites paradoxus Zone). Reworked Badenian fossils and peb-

ble layers disappear from the stratigraphic column of Hód-I

within the overlying Spiniferites validus Zone.

Acknowledgments: We thank our colleagues, Attila Fogara-

si, István Révész, and Éva Margitics-Sipõtz, at MOL Hungari-

an Oil and Gas Co., for supporting our work in various ways.

Györgyi Juhász is thanked for support from OTKA T035168.

We are also grateful to Dana H. Geary, Frank Horváth, Rado-

van Pipík, Natália Hudáèková, Johan E. Meulenkamp, and an

anonymous  reviewer  for  their  corrections  and  comments  on

earlier versions of the paper.

References

Báldi-Beke M. 1995: Nannoplankton investigations on core samples

of Derecske-I and Hódmezõvásárhely Hód-I wells. MS OGIL,

1–22 (in Hungarian).

Bérczi  I.  1988:  Preliminary  sedimentological  investigation  of  a

Neogene depression in the Great Hungarian Plain. In: Royden

L. & Horváth F. (Eds.): The Pannonian Basin: A study in ba-

sin  evolution.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geologists,  Memoir  45,

107–116.

Bérczi  I.  &  Phillips  R.L.  1985:  Process  and  depositional  environ-

ments within Neogene deltaic-lacustrine sediments, Pannonian

Basin, Southeast Hungary. Geophys. Transactions 31, 55–74.

Clayton  J.L.,  Koncz  I.,  King  J.D.  &  Tatár  É.  1994:  Organic

geochemistry of crude oils and source rocks, Békés basin. In:

Teleki P.G., Mattick R.E. & Kókai J. (Eds.): Basin analysis in

petroleum  exploration.  A  case  study  from  the  Békés  basin,

Hungary. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, 161–185.

Csongrádi I., Széles M., Bérczi-Makk A., Sztrákos K., Kõváry J. &

Hutter E. 1971: Core analysis report on exploration well Hód-I.

MS OGIL, 1–30 (in Hungarian).

Dövényi P. & Horváth F. 1988: A review of temperature, thermal

conductivity,  and  heatflow  data  for  the  Pannonian  basin.  In:

Royden L. & Horváth F. (Eds.): The Pannonian Basin: A study

in  basin  evolution.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geologists,  Memoir

45, 195–233.

Gajdos I., Pap S., Somfai A. & Völgyi L. 1983: Lithostratigraphic

units  of  the  Pannonian  (s.l.)  Stage  in  the  Great  Hungarian

Plain. Magy. Áll. Földt. Intéz., Budapest, 1–70 (in Hungarian).

Grow J.A., Mattick R.E., Bérczi-Makk A., Péró Cs., Hajdú D., Pogá-

csás Gy., Várnai P. & Varga E. 1994: Structure of the Békés Ba-

sin  inferred  from  seismic  reflection,  well  and  gravity  data.  In:

Teleki P.G., Mattick R.E. & Kókai J. (Eds.): Basin analysis in

petroleum exploration. A case study from the Békés basin, Hun-

gary. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, 1–38.

Hámor-Vidó M. & Viczián I. 1993: Vitrinite reflectance and smec-

tite content of mixed-layer illite/smectites in Neogene sequenc-

es  of  the  Pannonian  Basin,  Hungary.  Acta  Geol.  Hung.  36,

197–209.

Horváth F. & Cloetingh S. 1996: Stress-induced late-stage subsid-

ence  anomalies  in  the  Pannonian  basin.  Tectonophysics  266,

287–300.

Horváth  F.,  Dövényi  P.,  Szalay  Á.  &  Royden  L.H.  1988:  Subsid-

ence,  thermal,  and  maturation  history  of  the  Great  Hungarian

Plain. In: Royden L. & Horváth F. (Eds.): The Pannonian Ba-

sin:  A  study  in  basin  evolution.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geolo-

gists, Memoir 45, 355–372.

Kollányi K. 2000: New data to the distribution of Pannonian nanno-

planctonic flora. Földt. Közl. 130, 497–527 (in Hungarian with

English abstract).

Kõrössy L. 1981: Regional geological profiles in the Pannonian ba-

sin. Earth Evolution Sci. 3–4, 223–231.

Krstiæ N. 1972: Genus Candona (Ostracoda) from Congeria Beds of

Southern Pannonian Basin. Serb. Acad. Sci. Arts, Monographs,

CDL, 39, 1–146.

Krstiæ N. 1985: Ostracoden im Pannonien der Umgebung von Bel-

grad. In: Papp A., Jámbor Á. & Steininger F.F. (Eds.): Chro-

nostratigraphie  und  Neostratotypen,  Miozän  der  Zentralen

Paratethys,  VII,  M6  Pannonien  (Slavonien  und  Serbien).

Akadémiai Kiadó, Budapest, 103–143.

Magyar I. 1995: Late Miocene mollusc biostratigraphy in the east-

ern  part  of  the  Pannonian  basin  (Tiszántúl,  Hungary).  Geol.

Carpathica 46, 29–36.

Magyar  I.,  Geary  D.H.,  Sütõ-Szentai  M.,  Lantos  M.  &  Müller  P.

1999a:  Integrated  biostratigraphic,  magnetostratigraphic  and

Zone 

Age 

(beginning) 

Estimated depth (m) 

in Hód-I 

Spiniferites validus 

  9.2 Ma 

5100 

Spiniferites paradoxus 

10.5 Ma 

5170 

Pontiadinium pecsvaradensis 

10.8 Ma 

5250 

Spiniferites bentorii oblongus 

11.6 Ma             >

 

5840 

 

 

Table 4:  Dinoflagellate  biozones  and  their  estimated  ages  (based

on Magyar et al. 1999a) and depths in the Hód-I well.

BIOSTRATIGRAPHIC  REVISION  OF  HUNGARY’S  DEEPEST  BOREHOLE                                     485

chronostratigraphic  correlations  of  the  Late  Miocene  Lake

Pannon deposits. Acta Geol. Hung. 42, 5–31.

Magyar I., Geary D.H. & Müller P. 1999b: Paleogeographic evolu-

tion  of  the  Late  Miocene  Lake  Pannon  in  Central  Europe.

Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 147, 151–167.

Mattick R.E., Rumpler J. & Phillips R.L. 1985: Seismic stratigraphy

of  the  Pannonian  Basin  in  southeastern  Hungary.  Geophys.

Transactions 31, 13–54.

Mattick R.E., Phillips R.L. & Rumpler J. 1988: Seismic stratigraphy

and depositional framework of sedimentary rocks in the Pannon-

ian basin in southeastern Hungary. In: Royden L. & Horváth F.

(Eds.): The Pannonian Basin: A study in basin evolution. Amer.

Assoc. Petrol. Geologists, Memoir 45, 117–145.

Royden L.H. 1988: Late Cenozoic tectonics of the Pannonian basin

system. In: Royden L. & Horváth F. (Eds): The Pannonian Ba-

sin:  A  study  in  basin  evolution.  Amer.  Assoc.  Petrol.  Geolo-

gists, Memoir 45, 27–48.

Royden L.H. & Dövényi P. 1988: Variations in extensional styles at

depth  across  the  Pannonian  basin  system.  In:  Royden  L.  &

Horváth F. (Eds.): The Pannonian Basin: A study in basin evo-

lution. Amer. Assoc. Petrol. Geologists, Memoir 45, 235–255.

Sacchi  M.,  Horváth  F.  &  Magyari  O.  1999:  Role  of  unconformity-

bounded  units  in  the  stratigraphy  of  the  continental  record;  a

case study from the late Miocene of the western Pannonian Ba-

sin, Hungary. 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, 357–389.

Sajgó  Cs.  1980:  Hydrocarbon  generation  in  a  superthick  Neogene

sequence in south-east Hungary: A study of the extractable or-

ganic  matter.  In:  Douglas  A.G.  &  Maxwell  J.R.  (Eds.):  Ad-

vances  in  geochemistry  1979.  Pergamon  Press,  New  York,

103–113.

Sajgó  Cs.,  Horváth  Z.A.  &  Lefler  J.  1988:  An  organic  maturation

study of the Hód-I borehole (Pannonian basin). In: Royden L. &

Horváth F. (Eds.): The Pannonian Basin: A study in basin evolu-

tion. Amer. Assoc. Petrol. Geologists, Memoir 45, 297–309.

Sclater J.G., Royden L., Horváth F., Burchfiel B.C., Semken S. &

Stegena L. 1980: The formation of the intra-Carpathian basins

as  determined  from  subsidence  data.  Earth  Planet.  Sci.  Lett.

51, 139–162.

Sokaæ A. 1990: Pontian ostracod fauna in the Pannonian basin. In:

Stevanoviæ  P.,  Nevesskaja  L.A.,  Marinescu  Fl.,  Sokaæ  A.  &

Jámbor  Á.  (Eds.):  Chronostratigraphie  und  Neostratotypen,

Neogen der Westlichen (“Zentrale”) Paratethys, VIII, Pl1 Pon-

tien. JAZU and SANU, Beograd–Zagreb, 672–721.

Sütõ-Szentai M. 1991: Organic-walled microplankton zones of the

Pannonian  in  Hungary.  New  data  on  the  zonation  and  di-

noflagellate  evolution.  Õslénytani  Viták  (Discussiones  Palae-

ontologicae)  36–37,  157–200  (in  Hungarian  with  English

abstract).

Szalay  Á.  1988:  Maturation  and  migration  of  hydrocarbons  in  the

southeastern  Pannonian  basin.  In:  Royden  L.  &  Horváth  F.

(Eds.): The Pannonian Basin: A study in basin evolution. Amer.

Assoc. Petrol. Geologists, Memoir 45, 347–354.

Szalay Á. & Szentgyörgyi K. 1979: Contribution to the knowledge

of  lithologic  subdivisions  of  Pannonian  basin  formations  ex-

plored by hydrocarbon drilling: reconstructions based on trend

analyses.  Geonómia  és  Bányászat  12,  401–423  (in  Hungarian

with English abstract).

Szalay Á. & Szentgyörgyi K. 1988: A method for lithogenetic sub-

division of Pannonian (s.l.) sedimentary rocks. In: Royden L.

&  Horváth  F.  (Eds.):  The  Pannonian  Basin:  A  study  in  basin

evolution. Amer. Assoc. Petrol. Geologists, Memoir 45, 89–96.

Szemethy  A.  1977:  X-ray  analysis  of  carbonate  minerals  in  Neo-

gene  sedimentary  rocks.  Ann.  Rep.  Hung.  Geol.  Inst.  1975,

303–314 (in Hungarian with English abstract).

Szilaj  R.,  Szónoky  M.,  Müller  P.,  Geary  D.H.  &  Magyar  I.  1999:

Stratigraphy,  paleoecology,  and  paleogeography  of  the  “Con-

geria  ungulacaprae  beds”  (= Lymnocardium  ponticum  Zone)

in NW Hungary: study of the Dáka outcrop. Acta Geol. Hung.

42, 33–55.

Tari G., Horváth F., Oprea D., Stefanescu M., Dunkl I. & Tóth T.

1997: Modes of Neogene extension in the SE Pannonian basin

(Hungary, Romania and Serbia). Geol. Soc. Amer., Ann. Meet-

ing, Salt Lake City, Abstracts A-319.

Tari G., Dövényi P., Dunkl I., Horváth F., Lenkey L., Stefanescu M.,

Szafián P. & Tóth T. 1999: Lithospheric structure of the Pannon-

ian basin derived from seismic, gravity and geothermal data. In:

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

Mediterranean basins: Tertiary extension within the Alpine Oro-

gen. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 156, 215–250.

Vakarcs G., Vail P.R., Tari G., Pogácsás Gy., Mattick R.E. & Szabó

A.  1994:  Third-order  Middle  Miocene-Early  Pliocene  deposi-

tonal  sequences  in  the  prograding  delta  complex  of  the  Pan-

nonian basin. Tectonophysics 240, 81–106.

Vakarcs G., Hardenbol J., Abreau V.S., Vail P.R., Tari G., Várnai P.

1999:  Correlation  of  the  Oligocene–Middle  Miocene  regional

stages with depositional sequences, a case study from the Pan-

nonian Basin, Hungary. In: DeGraciansky P.-C., Hardenbol J.,

Jacquin T., Vail P.R. & Farley M.B. (Eds.): Mesozoic-Cenozo-

ic sequence stratigraphy of European basins. SEPM Spec. Publ.

60, 211–233.

Van Balen R.T., Lenkey L., Horváth F. & Cloething S.A.P.L. 1999:

Two-dimensional  modelling  of  stratigraphy  and  compaction-

driven fluid flow in the Pannonian Basin. In: Durand B., Jolivet

L., Horváth F. & Séranne M. (Eds.): The Mediterranean basins:

Tertiary extension within the Alpine Orogen. Geol. Soc. Lon-

don, Spec. Publ. 156, 391–414.