GEOLOGICA CARPATHICA, FEBRUARY 2005, 56, 1, 91–99

Evidence for the Neogene small-volume intracontinental

volcanism in Western Hungary: K/Ar geochronology of the

Tihany Maar Volcanic Complex

KADOSA BALOGH

1* 

and KÁROLY NÉMETH

2

1

ATOMKI, Institute of Nuclear Sciences, Debrecen, Hungary; balogh@atomki.hu

2

Geological Institute of Hungary, Stefánia út 14, 1143 Budapest, Hungary; nemeth_karoly@hotmail.com

*Corresponding  author

(Manuscript received June 10, 2003; accepted in revised form March 16, 2004)

Abstract: The Tihany Maar Volcanic Complex (TMVC) consists of several eruptive centres and is made up mostly of

pyroclastic rocks. It belongs to the Bakony-Balaton Highland Volcanic Field (BBHVF), which is an extensive Late

Miocene–Pliocene alkaline basaltic volcanic field in Western Hungary. The TMVC is the only known location in the

BBHVF where volcanic rocks are in a stratigraphically fixed position near the boundary of the Congeria balatonica–

Prosodacnomya Zones. Since 1985 this stratigraphic importance motivated repeated efforts to obtain unquestionable

radiometric data with sufficient accuracy for the volcanic phases. Due to the difficulties of dating basaltic pyroclastic

rocks (detrital contamination, excess argon, argon loss during hydrothermal alteration, high atmospheric argon content,

etc.), this is for the first time a fully acceptable age of 7.92±0.22 Ma has been obtained for the onset of volcanic activity

of  the  TMVC  at  the  location  Monk’s  cave.  This  age  is  a  key  datum  for  the  boundary  of  Congeria  balatonica–

Prosodacnomya Zones and it agrees well with the start of alkali basaltic volcanic activity in Central Slovakia. 7.35±0.45 Ma

is obtained for Dióstetõ. The youngest ages, showing the greatest argon loss were measured for the location Gödrös. An

analysis of the isochron diagrams suggests here an interval from 6.24±0.73 Ma to 5.92±0.41 Ma for the time of volcanic

activity. This age sequence is in agreement with volcanological field observation and in spite of some uncertainty of the

younger age limit, it is indicated that volcanism at Tihany was not a single event of the same volcano, but rather a result

of longer lived eruptions from a closely spaced, nested volcanic system.

Key words: Pannonian Basin, K/Ar geochronology, phreatomagmatic, scoria, monogenetic, maar, tuff ring, alkaline

basalt.

Introduction

The Tihany Volcano is a maar volcanic complex (Németh et

al. 2001) and belongs to the Bakony-Balaton Highland Volca-

nic Field (BBHVF) considered to be an extensive Neogene in-

tracontinental alkaline basaltic volcanic field in Western Hun-

gary  (Fig. 1)  (Jugovics  1968,  1969;  Jámbor  et  al.  1981;

Németh  &  Martin  1999b).  This  volcanic  field  consists  of

maars,  tuff  rings,  scoria  cones,  mesa  flows  as  well  as  long

(km-scale) lava flows (Martin et al. 2003), all characteristic of

an  intracontinental  “so  called”  monogenetic  volcanic  field

(Connor & Conway 2000). The volcanic landforms are strong-

ly modified, and often eroded back to the level of crater and/or

vent  filling  pyroclastic  and  coherent  lava  facies  (Németh  &

Martin 1999a; Németh et al. 2003) giving perfect exposures to

study the sub-surface architecture of small-volume intraconti-

nental  volcanoes.  The  remnant  of  an  unusual  maar  volcanic

complex (Tihany Maar Volcanic Complex — TMVC) on the

eastern margin of the BBHVF consists of several eruptive cen-

tres (Németh et al. 2001). Base surge and fallout deposits were

formed  during  an  initial  phreatomagmatic  explosion,  caused

by  interaction  of  water-saturated  sediment  (Pannonian  sand)

and karst water stored in fractures of Mesozoic and Paleozoic

rock units (Németh et al. 2001). The rapidly ascending intra-

plate alkali basalt magma often carried peridotite lherzolite xe-

noliths as well as pyroxene and olivine megacrysts (at locali-

ties Dióstetõ and Gödrös) accumulated in various lapilli tuff

and tuff breccia units often associated with rock units assigned

to  be  deposited  in  the  final  stage  of  the  volcanic  eruptions

(Németh  et  al.  1999).  The  phreatomagmatic  interaction  be-

tween ascending magma and complex sources of ground water

resulted in deeply excavated maars, which functioned as local

sediment traps, where scoriaceous tephra washed into and de-

posited,  building  up  Gilbert-type  delta  sequences  (Németh

2001). Maar volcanoes reconstructed in the western and cen-

tral areas at Tihany Peninsula (Fig. 1) are interpreted to have

been  formed  due  to  phreatomagmatic  explosions  of  magma

mixed  with  water  saturated  clastic  sediments  (Németh  et  al.

2001).  The  unusual  east  maar  had  a  special  combination  of

water source from both the porous media aquifer and fracture-

controlled aquifer, the latter one was probably the dominant

supply (Németh et al. 2001).

On the basis of previous K/Ar determinations (Balogh et al.

1982; Balogh et al. 1986; Balogh 1995; Harangi et al. 1995)

TMVC is though to be one of the oldest volcanic erosion rem-

nants in the BBHVF (Balogh et al. 1986) and therefore it bears

www.geologicacarpathica.sk

92                                                                                    BALOGH and NÉMETH

special significance in understanding the onset of the Neogene

small-volume intracontinental volcanism in Western Hungary.

The  TMVC  almost  entirely  consists  of  pyroclastic  rocks,  in

Western Hungary this is a unique feature of the TMVC. The

pyroclastic  rocks  are  lapilli  tuffs  and  tuff  breccias  with  a

phreatomagmatic origin. These rocks form the basal rock units

and they are often capped by volcaniclastic units interpreted to

be a result of remobilization of pyroclastic fragments from a

crater rim surrounding a maar basin (Németh 2001). At Tiha-

ny no significant volume of coherent lava has been preserved,

however, feeder dykes are known from the northern part of the

complex  (Németh  et  al.  2001).  The  basal  phreatomagmatic

rock units overlie Pannonian (Late Miocene) shallow marine

(brakish) fluvio-lacustrine marly sand-silt and clay units with an

erosional contact, however, contacts between volcanic and non-

volcanic units are poorly exposed (Müller & Szónoky 1989).

The pyroclastic rock units overlie the Congeria balatonica–

Limnocardium  decurum  Zone  (Lóczy  1913;  Jámbor  1980,

1989; Müller 1998). Moreover, in a large (1 m size), angular

sedimentary  block  embedded  in  the  basal  phreatomagmatic

Fig. 1. Simplified geological map of the Tihany Peninsula showing

the distribution of volcanic rocks on the surface. SH — Strombolian

and/or  Hawaiian  style  explosive  eruptive  products,  ML  —  undif-

ferentiated  maar  lake  sedimentary  rocks,  PH  —  undifferentiated

phreatomagmatic  pyroclastic  rocks,  B  —  bedding,  IMR  —  in-

ferred position of maar rims, A locality — Monk’s cave (Barát-

lakások), B locality — Diós, C locality — Gödrös. CM, EM and

WM — Central, Eastern and Western Maar.

Fig. 2.  Large  accidental  lithic  fragments  from  the  basal  phreato-

magmatic  pyroclastic  rock  units  derived  from  the  pre-volcanic

shallow  marine  to  fluvio-lacustrine  Pannonian  (Late  Miocene)  si-

liciclastic rock units. Note the intact bedding of the clast.

Fig. 3.  Cauliflower  bomb  in  a  massive,  accidental  lithic  rich

phreatomagmatic  lapilli  tuff.  Such  bombs  have  been  selected  for

K/Ar  age  determination  since  their  eruption  history  related  to  the

magma/water  interaction  of  uprising  magma  and  ground  water,

therefore  its  age  inferred  to  be  the  age  of  the  formation  of  the

maar/tuff ring at Tihany.

pyroclastic  unit  (Fig. 2)  Prosodacnomya  carbonifera  fossil

has been found (Müller & Magyar 1992) strongly suggesting

that volcanic eruption started near to the boundary of Conge-

ria balatonica and Prosodacnomya Zones. Thus, the age for

the Tihany Volcano is a key datum both for the beginning of

the alkaline basaltic volcanic activity of Western Hungary and

for the determination of the age of the boundary of Congeria

balatonica and Prosodacnomya Zones.

Finer-grained pyroclastic material contains detrital contami-

nation that during eruption did not release the previously ac-

cumulated radiogenic Ar, therefore K/Ar ages measured on it

are very uncertain. Reliable ages could be expected only when

using  volcanic  blocks,  bombs  (e.g.  cauliflower  bombs)  and

lapilli (Fig. 3) which are free of contamination. Unfortunately,

excess Ar and also Ar loss have been detected even in these

samples, Ar loss is likely to be caused by hydrothermal alter-

ation. The aim of the present study was to define a more accu-

rate and reliable K/Ar isotopic age for the eruption of the Ti-

K/Ar GEOCHRONOLOGY OF THE TIHANY MAAR VOLCANIC COMPLEX                                       93

hany  Volcano.  This  purpose  has  been  achieved  by  applying

the isochron method to fractions produced from a single piece

of rock and using the criteria for checking the reliability of K/Ar

isochron  ages  by  the  method  elaborated  for  the  neck  of  Šo-

moška-hill (Nógrád (Novohrad) — Southern Slovakia Volca-

nic Field, on the border between Hungary and Slovakia) and

the  refined  techniques  for  producing  fractions  from  basaltic

rocks (Balogh et al. 1994).

Methodology and problems in interpretation of the

data

During  the  past  decades  intensive  geochronological  re-

searches on young alkaline basaltic rocks from the Pannonian

Basin has confirmed that K/Ar data on these rocks mostly give

the  correct  geological  age  and  the  most  frequent  error  is

caused  by  the  presence  of  excess  Ar  (Balogh  et  al.  1981;

Balogh et al. 1986; Borsy et al. 1986). Even when excess Ar

was detected, the real geological age could be obtained by ap-

plying the isochron methods as introduced by McDougall et

al. (1969) and Harper (1970) and analysed by Shafiqullah &

Damon (1974) and Hayatsu & Carmichael (1977). In spite of

the successes of isochron methods it still remained impossible

to measure reliable age on a part of the basaltic rocks. The rea-

sons for the occasional failures were variable and included:

1  —  It  is  very  difficult  to  distinguish  real  isochrons  and

“mixing lines”, especially when samples with similar K con-

tents  are  plotted  in  the  isochron  diagram  (Hayatsu  &  Car-

michael 1977; Bowen 1988). It is usually difficult to collect

samples with highly variable K concentrations from a single

basalt  body.  Therefore  the  isochron  methods  were  applied  as

suggested by Fitch et al. (1976) using fractions of a single piece

of rock for fitting the isochron. These fractions are not monom-

ineralic, but differ in their mineral composition. The successful

separation, that is the production of fractions with highly differ-

ing K content, depends on the texture of the rock and also on

applying the optimum process for preparing the fractions.

2 — Isochrons fitted to samples with remarkable differences

in their K content can still be erroneous, if there is a correla-

tion between the K and excess Ar content of the rocks. This

error can be recognized and corrected by using fractions se-

lected  according  to  their  atmospheric  argon  concentrations

(Balogh et al. 1994).

3 — It is very difficult, in most cases impossible, to date py-

roclastic  rocks  of  phreatomagmatic  origin  such  as  the  volu-

metrically  largest  rock  unit  in  Tihany.  During  especially

phreatomagmatic explosive eruption the fragmented lava mix-

es with disrupted accidental lithic clasts or minerals derived

from deposits where magma intruded. The fast explosive erup-

tion and cooling does not allow the resetting of the K-Ar clock

efficiently, a great part of the radiogenic argon will be retained

in the detritus. This unreliability can be recognized by highly

scattering ages and random distribution of the fractions in the

isochron diagrams. In addition, the permeability of the pyro-

clastic rock units promotes water circulation and alteration of

the volcanic material.

Reliable  radiometric  dating  of  pyroclastic  rocks  could  be

expected  only,  if  larger  blocks  or  bombs  were  available  for

dating. These samples must have been completely molten be-

fore eruption and free of macroscopic detrital material.

Dating the pyroclastics of the Tihany Volcano has been re-

peatedly  attempted  since  1985  (Table 1),  but  these  attempts

were  only  partly  successful.  Either  the  poor  accuracy  or  the

questionable geological reliability of age data limited the val-

ue of the previous efforts. Because of these uncertainties only

7 K/Ar ages and an isochron age of 7.56±0.50 Ma for the on-

set  of  volcanic  eruption  has  been  published  up  to  now  in  a

widely accessible form and with proper discussion (Balogh et

al.  1986),  but,  in  the  light  of  later  results,  the  interpretation

even of these ages has to be revised now.

The  published  isochron  age  (7.56±0.50 Ma,  Balogh  et  al.

1986) was not satisfactory: the error was too large and the K

content  varied  in  the  samples  only  from  1.53 %  to  1.87 %.

Thus, there was a chance that our isochron is only a mixing

line and the real age is significantly younger. Efforts to deter-

mine an accurate and convincing age for the Tihany Volcano

were renewed after the criteria for testing the reliability of iso-

chron ages were elaborated (Balogh et al. 1994). These new

efforts failed to improve the previous results because a part of

the  newly  collected  samples  proved  to  be  altered  and  con-

tained  excess  argon  in  an  irregular  distribution.  The  results

were published only in a conference abstract (Harangi et al.

1995) and in a manuscript (Balogh 1995).

Here we present the first set of data that allow to assign a re-

liable and sufficiently accurate age to the first eruption of the

Tihany Volcano. At the same time, this is the best datum for

the onset of alkaline basaltic volcanism of the BBHVF. In the

light of the new result a short evaluation of previous, mostly

unpublished age data will be given too.

K/Ar geochronology of Tihany Volcano

The first K/Ar age determinations of the alkaline basalts in

the BBHVF aimed to determine the relationship between the

age of the volcanism and the timing of the Pannonian shallow

marine to fluvio-lacustrine sedimentation (Balogh et al. 1982,

1986; Borsy et al. 1986). The first K/Ar ages on the Tihany

Volcano were published by Balogh et al. (1986) in a review

summarizing  the  results  and  experiences  of  K/Ar  dating  the

post-Sarmatian  alkaline  basalts  in  the  Carpathian  basin.  The

first 7 K/Ar ages and an isochron age measured on the basal

phreatomagmatic  alternating  lapilli  tuff  and  tuff  units  of  the

Tihany Volcano, sampled at the Monk’s cave (Table 1) have

also been published in this paper. The analytical ages varied

from  9.73 Ma  to  7.35 Ma  and  the  isochron  age  was

7.56±0.50 Ma.

K/Ar ages from the BBHVF suggested that the Tihany Vol-

canic Complex may be the earliest manifestation of the Neo-

gene  intracontinental  monogenetic  volcanism  in  Western

Hungary. These preliminary results confirmed that further re-

finement and discussion of obtained age data from Tihany is

desirable.

The oldest ages in the BBHVF were obtained from a basal-

tic neck (Ragonya at Mencshely, approximately 10 km away

from Tihany, 7.92±0.33 Ma) and on the oldest eruption of the

Tihany  Volcano  (at  Monk’s  cave,  7.56±0.50 Ma)  measured

94                                                                                    BALOGH and NÉMETH

from a volcanic bomb, a block and their rock fractions from

the  basal  phreatomagmatic  lapilli  tuff  units  (Balogh  et  al.

1986). Unfortunately, these isochron ages were obtained from

rocks and rock fraction with insufficiently differing K concen-

trations, therefore the age of eruption and also the datum for

the beginning of basaltic volcanism of the BBHVF remained

questionable.

These initial measurements were followed by repeated ef-

forts in order to improve the accuracy and increase the reliabil-

ity of ages of the Tihany Volcano. Dating has continued with

measurement of large, often vesicular, fluidally shaped coher-

ent  lava  bombs  interpreted  as  lava  spatters  (Németh  et  al.

1999) from Dióstetõ (Balogh et al. 1985). Three whole rock

samples (No. 1347, 1349, 1350 in Table 1) and 1 fraction de-

fined an isochron age of 7.35±0.45 (0.1) Ma and the K con-

tent in these samples varied from 0.80 to 1.85 % (Fig. 4). The

error of this isochron age is defined by the errors of individual

measurements, and the error given in parentheses is calculated

from the scatter of points around the straight line. The good fit

of points may indicate an overestimation of individual errors,

but could also be only casual. This datum was in line with the

previous results, but the error of age could not be reduced sig-

nificantly. Some other uncertainties also remained: the isoch-

ron was obtained on different samples, so the assumption of

uniform isotopic composition for the initial Ar remained ques-

tionable and, due to the greater atmospheric argon content in

these samples, the error of individual age data was also great-

er, therefore attempts to determine an accurate and reliable age

for the Tihany Volcano have been given up for a time.

Efforts on dating the Tihany Volcano were resumed only af-

ter recognizing the criteria for checking the reliability of K/Ar

isochron ages. Most reliable isochron ages are those measured

on fractions with 1 — highly differing K content, 2 — similar

and low atmospheric argon concentration (Balogh et al. 1994).

Encouraged by the successes of this method new samples

have been collected from the Monk’s cave (cauliflower bombs

from phreatomagmatic lapilli tuff), Dióstetõ (lava spatter) and

Gödrös (fluidal vesicular spindle bomb). The last location is

thought to represent the youngest eruption of the Tihany Vol-

cano  on  the  basis  of  the  general  volcanic  field  relationships

(Németh et al. 1999; Németh et al. 2001).

For all samples from the pyroclastic rocks from the Monk’s

cave, excluding only one sample with obvious excess Ar con-

tent,  an  isochron  age  of  7.80±1.07  (0.38) Ma  was  obtained,

where 1.07 Ma is the deviance and 0.38 Ma is the error. The

poor  fit  of  points  to  the  straight  line  shows  that  conditions,

which allow the use of the isochron method, are not met prop-

erly.  In  order  to  preclude  the  possibility  of  a  significantly

younger age, it has been carefully tested, if the isochron age

could be caused by the correlation of excess Ar and K. Frac-

tions  with  remarkably  different  K  concentrations  were  pre-

pared from sample No. 3381 from the same locality. The fitted

line indicates again a similarly old age: 7.91±1.01 (0.65) Ma.

The plot of atmospheric Ar against K concentration does not

Fig. 4. Isochron of the coherent lava fragment of spatter cone from

the Dióstetö (C locality in Fig. 1) volcanic sequence.

No. 

Dated 

fraction 

K %  40Ar

rad 

10

–7

cm

3

/g 

40Ar

rad 

% 

Age 

Ma (±1ó)  Ref. 

Samples from Monk’s caves 
  958 

w. r. 

1.79 

5.852 

0.52 

8.40±0.36  1 

  958 

M

1

 

1.84 

5.524 

0.36 

7.72±0.38  1 

  958 

M

3

 

1.87 

5.428 

0.65 

7.46±0.30  1 

1000 

w. r. 

1.75 

5.796 

0.25 

8.51±0.45  1 

1000 

M

1

 

1.53 

5.797 

0.19 

9.73±0.75  1 

1000 

M

2

 

1.76 

5.686 

0.20 

8.30±0.61  1 

1000 

D

1

 

1.79 

5.120 

0.17 

7.35±0.64  1 

3378 

w. r. 

1.72 

4.647 

0.15 

6.92±0.65  4,3 

3379 

w. r. 

1.78 

5.970 

0.24 

8.60±0.55  3,4 

3380 

w. r. 

2.06 

6.234 

0.48 

7.78±0.33  3,4 

3382 

w. r. 

1.81 

5.868 

0.34 

8.31±0.42  3,4 

3442 

w. r. 

1.96 

5.646 

0.42 

7.41±0.34  4 

3443 

w. r. 

1.65 

6.078 

0.42 

9.43±0.43  4 

3381 

w. r. 

2.04 

5.379 

0.33 

6.78±0.35  3,4 

3381 

D

1

M

2

 

2.39 

6.927 

0.33 

7.44±0.38  4 

3381 

D

1

M

4

 

2.15 

6.820 

0.82 

8.14±0.31  4 

3381 

D

2

M

1

 

0.82 

3.305 

0.16 

 10.34±0.90  4 

3381 

D

2

M

2

 

0.91 

3.118 

0.41 

8.78±0.40  4 

3381 

D

2

M

3

 

1.11 

3.832 

0.52 

8.83±0.37  4 

3381 

D

2

M

4

 

2.26 

6.036 

0.35 

6.86±0.34  4 

3381 

D

2

M

5

 

2.17 

7.632 

0.38 

9.03±0.39  4 

Samples from Dióstetõ 
1347 

w. r. 

0.80 

2.305 

0.12 

7.40±0.86  2 

1350 

w. r. 

1.20 

3.647 

0.053 

7.83±1.45  2 

1349 

w. r. 

1.77 

5.117 

0.21 

7.42±0.52  2 

1349 

M

1

 

0.22 

1.249 

0.26 

 13.00±1.00  2 

1349 

M

2

 

1.85 

5.394 

0.27 

7.49±0.44  2 

3344 

w. r. 

1.40 

4.914 

0.078 

9.03±1.64  4,3 

3345 

w. r. 

1.85 

5.065 

0.124 

7.03±0.73  4,3 

3346 

w. r. 

1.77 

3.880 

0.075 

5.64±1.04  4 

3347 

w. r. 

1.55 

3.867 

0.26 

6.39±0.39  4,3 

3445 

w. r. 

1.72 

4.427 

0.38 

6.62±0.31  4 

3445 

M

3

 

1.77 

4.551 

0.24 

6.60±0.31  4 

3445 

D

1

 

1.62 

4.648 

0.13 

7.37±0.79   4 

Samples from Gödrös 
3341 

w. r. 

0.88 

1.802 

0.21 

5.24±0.39  4,3 

3342 

w. r. 

1.52 

3.349 

0.25 

5.64±0.36  4,3 

3342 

M

1

 

0.115 

1.172 

0.074  26.0   ±5.5 

4,3 

3342 

M

2

 

1.57 

3.385 

0.358 

5.53±0.27  4,3 

3342 

M

3

 

1.66 

3.720 

0.452 

5.77±025 

4,3 

3343 

w. r. 

1.35 

3.191 

0.186 

6.07±0.47  4,3 

Table 1: Previous K/Ar ages on the Tihany Volcano.

References: 1 — Balogh et al. 1986, 2 — Balogh et al. 1985, 3 — Ha-

rangi et al. 1995, 4 — Balogh 1995.

K/Ar GEOCHRONOLOGY OF THE TIHANY MAAR VOLCANIC COMPLEX                                       95

show correlation, which is an argument for the reality of the

age. As an additional test an isochron has been fitted to the

fractions  with  low  (

36

Ar<3×10

–9

cm

3

/g)  atmospheric  argon

content.  An  age  of  7.93±1.00  (0.55) Ma  has  been  obtained.

These investigations proved for the first time the reality of the

old age of Tihany, but the unfavourable character of the sam-

ples collected from the phreatomagmatic pyroclastic rocks pre-

vented the determination of an accurate age (Balogh 1995).

New volcanological observations suggested that lava spatter

deposits at Dióstetõ might be the results of a younger volcanic

phase in the evolution of TMVC than the basal phreatomag-

matic unit (Harangi et al. 1995; Németh et al. 1999; Németh et

al.  2001),  this  did  not  confront  with  the  K/Ar  ages

(7.35±0.45 Ma) published first for this deposit (Balogh et al.

1986). The new attempt to improve dating of Dióstetõ was un-

successful.  The  K  concentration  in  the  samples  collected  in

1995  did  not  show  great  differences,  their  atmospheric  Ar

content was mostly too large, and the too young ages of sam-

ples No. 3346 and 3347 indicated greater partial loss of ra-

diogenic argon.

Due to its relatively high K concentration and radiogenic ar-

gon enrichment, sample No. 3445 has been selected for frac-

tionation. However, because of the homogeneity of this sam-

ple no fractions with different K concentrations were obtained.

Omitting the sample with too great  an  excess of Ar content

(No. 1349 M

1

) and those with too much Ar loss (No. 3346 and

3347),  the  fitted  line  defines  an  age  of  6.64±0.71 Ma.  This

means that newly collected samples, most likely due to their

more altered character, yielded a less valuable age, which was

obtained previously by Balogh et al. (7.35±0.45 Ma, Balogh

et al. 1985).

The  youngest  phase  of  volcanic  activity  is  represented  by

the basaltic spindle bomb bearing lapilli tuff and tuff breccia

at Gödrös (Fig. 1) (Németh et al. 1999, 2001). The precise dat-

ing of this occurrence would help to establish the duration of

volcanic activity. Mostly young ages have been obtained fall-

ing  between  6.07 Ma  and  5.24 Ma,  however,  one  fraction

gave too old an age due to the great amount of excess Ar or

detrital contamination. The younger ages define an isochron

age of 5.92±0.41 Ma (Fig. 5a), which is close to the oldest an-

alytical  age  of  6.07±0.47 Ma.  This  suggests  that  at  Gödrös

younger ages may be caused by Ar loss. Plotting the 5 young-

er ages in the Ar(rad)-K diagram, an age of 6.24±0.73 Ma is

obtained (Fig. 5b), this also suggests partial loss of radiogenic

Ar at Gödrös, therefore an age older than about 6 Ma can be

accepted for the pyroclastic rocks at Gödrös. However, con-

trasting the ages measured for the locations Monk’s cave and

Dióstetõ, ages older than 7 Ma (disregarding the highly con-

taminated  fraction  3342 M

1

)  are  missing:  this  is  another  ar-

gument for assuming a longer time span for the volcanism of

the TMVC.

Summarizing the previous chronological work on the Tiha-

ny Volcano, it has been proven that volcanic activity started

before 7 Ma (Table 1), however, a more accurate datum was

still missing. This fact, together with the Ar loss characterizing

the samples from the lapilli tuff at Gödrös, also prevented the

estimation of the duration of volcanic activity. A renewed age

determination survey therefore needed to give a more accurate

and reliable datum for the start and the length of the volcanic

activity. The refined techniques of preparing fractions for K/Ar

dating  from  the  coherent  basalt  lavas  as  well  as  the  careful

sampling with insignificant excess Ar content with minimum

degree of alteration made a new K/Ar survey promising.

New K/Ar data from Tihany as a refinement of the

old ages

Methods

New dating has been performed on a part of a basalt block

of 100–150 mm size collected from the locality Monk’s cave.

The size fraction of 0.125–0.063 mm has been chosen for pro-

Fig. 5. 

40

Ar/

36

Ar-K/

36

Ar (a) and 

40

Ar(rad)-K diagram (b) of sam-

ples from Gödrös.

96                                                                                    BALOGH and NÉMETH

Fig. 6. Isochron of the 1000-C sample derived from the phreatomag-

matic rock units of the Monk’s cave (Barátlakások — A locality in

Fig. 1.)

ducing a set of magnetic and density fractions. The size-frac-

tion was first washed, treated with 20% acetic acid to remove

calcium carbonate and washed again. Density fractions were

produced  by  using  tetrabromoethane  and  diluted  methylene

iodide,  so  that  D

1

<2.94g/cm

3

<D

2

<3.05g/cm

3

<D

3

.  Three

magnetic  fractions  (marked  with  M

i

,  where  greater  i  shows

greater magnetic susceptibility) were produced from each den-

sity fractions using first a permanent magnet and running the

samples repeatedly on a magnetic separator.

The  unseparated  size  fraction  (w.r.)  and  8  D

i

M

j

  fractions

were dated, results are shown in Table 2. In line with our gen-

eral observation (Balogh et al. 1986) excess argon causes the

greatest age increase of the densest and least magnetic frac-

tion,  in  which  olivine  is  concentrated.  Figure 6  shows  that

D

3

M

1

 is the only point not fitting the straight line. Omitting

D

3

M

1

 an isochron age of 7.92±0.22 Ma is defined by the rest

of the points with an initial 

40

Ar/

36

Ar ratio of 299.8±5.2, so

that a significant amount of excess argon is not indicated. K

content in the used fractions ranges from 0.49 % to 2.65 %,

thus, the possibility that our isochron is only a mixing line is

negligible. K and atmospheric argon do not correlate, there-

fore this isochron age is regarded as the most likely datum for

the eruption of the Tihany Volcano (Fig. 6).

Discussion on the timing of volcanism and the

duration of volcanic activity at Tihany

Three main volcanic stratigraphic units have been identified

at Tihany on the basis of textural characteristics, field relation-

ships as well as areal distribution of volcanic rocks (Németh et

al. 1999, 2001). These rocks represent erosion remnants of vol-

caniclastic rock units, lava spatter accumulation zones as well as

feeder  dykes  all  associated  with  at  least  three  maars  and  a

Strombolian scoria cone (Németh et al. 1999, 2001). The identi-

fication of strong negative gravity anomalies in three well-dis-

tinguished areas at Tihany is in good agreement with the loca-

tion of reworked volcaniclastic rock units inferred to be part of

Gilbert-type delta fronts built in a volcanic depression, presum-

ably a maar (Benderné et al. 1965; Németh 2001; Németh et al.

2001) (Fig. 1). In two areas, maar lake Gilbert-type delta front

deposits cover alternating, well-bedded, accidental lithic clast-

rich phreatomagmatic lapilli tuffs and tuffs. These rocks exhibit

textural features for radial transportation direction from the cen-

tral  areas  of  the  Tihany  Peninsula.  The  presence  of  the  large

 

 

 

 

 

Dated  

fraction 

K 

% 

40Ar

rad

  

10

–7

cm

3

/g 

40Ar

rad  

% 

40

Ar/

36

Ar 

36

Ar 

 

10

–9

cm

3

/g 

K/

36

Ar 

 

[%/(10

–9

cm

3

/g] 

Age  

Ma (±1ó) 

w. r. 

1.89 

5.92 

28.9 

415.6 

    4.93 

0.383 

8.03±0.45 

D

1

M

1

 

2.31 

7.72 

    9.24 

325.4 

25.6 

0.090 

8.56±1.29 

D

1

M

2

 

2.31 

8.19 

13.2 

340.4 

18.2 

0.127 

9.09±0.97 

D

1

M

3

 

2.65 

8.20 

44.7 

534.4 

    3.43 

0.773 

7.95±0.35 

D

2

M

2

 

1.76 

5.58 

48.3 

571.6 

    2.02 

0.872 

8.13±0.35 

D

2

M

3

 

2.02 

6.28 

52.4 

620.8 

    1.93 

1.044 

7.99±0.33 

D

3

M

1

 

  0.449 

1.62 

29.4 

418.6 

    1.32 

0.333 

9.48±0.52 

D

3

M

2

 

0.49 

1.61 

32.0 

434.6 

    1.15 

0.429 

8.36±0.44 

D

3

M

3

 

1.14 

3.78 

30.0 

422.1 

    2.98 

0.383 

8.50±0.46 

Table 2: K/Ar ages on fractions of basalt No. 1000-C from Monk’s cave (Barátlakások), Tihany.

negative anomaly, and the uniform characteristics of this basal

phreatomagmatic unit indicate that there must be a central maar,

erupted  first,  which  produced  extensive  pyroclastic  sheets

around the maar basin (Central Maar) (Németh et al. 2001). Pre-

viously it has been interpreted that the samples collected for the

K/Ar age survey from the Monk’s cave area have been derived

from this initial unit, so from the stratigraphical point of view

their age must represent the time of onset of volcanism at Tiha-

ny. There are two other gravity anomaly zones and accompa-

nied capping maar lacustrine sequence indicating that there are

two  other  maars  post-dating  the  central  maar  (Németh  et  al.

2001). The presence of a large amount of scoriaceous detritus in

volcanic  rock  units  inferred  to  represent  gravity  driven  mass

flow deposits in the maar lakes suggests, that a source zone, a

ready to be eroded scoria cone, must have existed close to the

central areas at Tihany. In this stratigraphical framework it is in-

ferred that the oldest maars are the Central and East Maars. The

West Maar is inferred to be the youngest phreatomagmatic vent

(Németh  et  al.  2001).  Magmatic  explosive  activity  post-dates

production of each maar.

K/Ar GEOCHRONOLOGY OF THE TIHANY MAAR VOLCANIC COMPLEX                                       97

The present K/Ar age survey, which measured cauliflower

bombs,  vesicular  spindle-shape  lava  bomb  and/or  spatter  as

well as co-genetic volcanic lithic fragments gave two distinct

age groups in good concert with the volcanic stratigraphical

position of the host rock units;  A — 7.92±0.22 for Monk’s

cave  and  7.35±0.45  for  Dióstetõ,  and  B  —  fro m

6.24±0.73 Ma to 5.92±0.41 Ma range for the minimum age of

eruption  of  Gödrös.  This  age  data  distribution  is  in  good

agreement with the identified volcanic stratigraphy.

Most of maar-diatreme volcanoes are the phreatomagmatic

equivalent of scoria cones and their lava flows and thus may

have been active for days, weeks, months and perhaps up to

10–15 years (Vespermann & Schmincke 2000; Walker 2000;

Lorenz  2003).  Similar  to  scoria  cones  maar-diatreme  volca-

noes  grow  in  size  the  longer  their  phreatomagmatic  activity

lasts  (Kienle  et  al.  1980;  Vespermann  &  Schmincke  2000;

Lorenz  2003).  Short-lived  maar-diatreme  volcanoes  have  a

small maar crater and thus can serve as a small depot centre

whereas  longer-lived  maar-diatreme  volcanoes  have  a  larger

maar crater and thus can serve as a larger and deeper depot

centre for a much longer period of time (Lorenz 1986, 2003).

From historic observations scoria cones are active for days,

weeks,  months,  or  years.  Paricutin  in  Mexico  erupted  for  9

years  (20.2.1943–4.3.1952)  (Luhr  &  Simkin  1993).  In  1759

the scoria cone Jorullo erupted in the neighbourhood of Pari-

cutin and after 15 years (1759–1775) of activity it reached a fi-

nal  height  of  350 m  and  its  associated  lava  field  reached

1.25 km

2

 in size (Luhr & Simkin 1993). The activity of most

scoria cones is over within one year (Luhr & Simkin 1993).

In historic time only a few maar-diatreme volcanoes erupt-

ed,  thus  there  is  a  very  little  information  on  the  duration  of

maar volcanism. The two Ukinrek Maars erupted in 1977 for 3

and 8 days, respectively (Kienle et al. 1980; Self et al. 1980;

Büchel & Lorenz 1993; Ort et al. 2000). Ukinrek West Maar

erupted for 3 days and finally had a 170 m wide (rim to rim)

and 30 m deep maar crater (Kienle et al. 1980). Its tephra ring

had  a  maximum  thickness  of  10 m  (Kienle  et  al.  1980).  In

1954 the Nilahue Maar erupted in Chile during almost half a

year (Müller & Veyl 1956; Illies 1959), however, the active

phase  of  eruption  varies  according  to  different  authors.  The

main eruptive phase ended after 10 days (Illies 1959) produc-

ing a maar crater 300 m in diameter. In summary it can be con-

cluded  that  maar-diatreme  volcanoes,  similarly  to  scoria

cones, may be active for days to months, perhaps in exception-

al cases up to more than 10 years (Lorenz 2003). In this re-

spect  the  well-distinguished  age  groups  from  the  newly  ob-

tained K/Ar ages indicate that volcanism at Tihany was not a

single event of the same volcano, but rather a result of a longer

lived eruption from a closely spaced, nested volcanic system.

The identified stratigraphical changes in the pyroclastic rock

units at Tihany clearly demonstrate a gradual transition from

phreatomagmatic to magmatic explosive fragmentation of up-

rising  alkaline  basaltic  magma  (Németh  et  al.  2001).  These

changes seem to coincide with the age variation identified on

the basis of the new K/Ar age determination survey. However,

the errors of the individual K/Ar age data are too large to dem-

onstrate  clearly  the  separation  of  volcanic  events  at  Tihany,

though their value is good enough to show that volcanism was

a longer lived event at Tihany, at least longer-lived than the

length of a single volcanic eruption of a common monogenet-

ic intracontinental volcano (tuff ring, maar, scoria cone).

The  newly  obtained  and  reconfirmed  K/Ar  age  data  from

Tihany  clearly  suggest  that  other  old  (older  than  5 Ma)  age

data obtained from the eastern part of the BBHVF might also

be true geological ages, and further researches may need to re-

fine the timing of the Neogene volcanism. At Tihany, as the

oldest manifestation of the Neogene intracontinental volcan-

ism in Western Hungary, field evidence as well as the textural

characteristics  of  the  volcaniclastic  rock  units  indicate  that

these  rocks  have  been  derived  from  volcaniclastic  deposits

that  accumulated  in  subaerial  conditions.  However,  deposi-

tion  has  occurred  in  a  fluvio-lacustrine  basin  with  a  large

quantity of surface water and near-surface water-saturated si-

liciclastic sediments (Németh et al. 2001; Martin et al. 2003).

The age data from juvenile lithic clasts separated from basal

phreatomagmatic lapilli tuff units as well as its capping strati-

graphical position in relationship to the Pannonian (Late Mi-

ocene)  siliciclastic  units  indicate  that  sedimentation  in  the

Pannonian Lake must have been ended by this time in this re-

gion. This interpretation is in good concert with other consid-

erations on the basis of paleontological evidence (Magyar et

al.  1999).  However,  the  age  of  the  basal  phreatomagmatic

units does not imply that the Pannonian lacustrine sedimenta-

tion  lasted  up  to  this  date,  because  the  contact  between  the

basal phreatomagmatic rock units are rather erosional, discon-

tinuous (Németh et al. 2001). The pyroclastic rocks have been

interpreted as representing near vent, and/or intracrater as well

as diatreme filling rock units, which cut through the pre-vol-

canic  stratigraphy.  Therefore  the  obtained  ages  should  be

viewed as a minimum value of the finishing stage of the Pan-

nonian lacustrine sedimentation at Tihany.

In respect to evaluation of the value and validity of the newly

obtained age data, it is inferred that sample collection is abso-

lutely critical. In general age determination on pyroclastic rocks

of  phreatomagmatic  origin  is  difficult,  and  carries  significant

possibilities of errors. In a volcanic field, where volcanism is

long-lived  and/or  sills  and  dykes  may  have  intruded  the  pre-

volcanic  rock  formations,  a  potential  error  is  always  present.

The separation, and/or differentiation between syn-volcanic ju-

venile  lithic  clasts  from  volcanic  accidental  lithics  from  the

same co-genetic feeding system is difficult. This problem may

cause a greater scatter of the ages and older ages may be ob-

tained for certain units than they are. In this work we tried to re-

duce  this  risk  by  selecting  carefully  samples  showing  clear

signs of cauliflower and/or spindle texture and common textur-

al relationship with other similar clasts in the same beds.

Conclusion

It has been shown that reliable K/Ar ages on basaltic pyro-

clastic rocks can be determined, if 1 — blocks and/or bombs

coeval with the eruption are used for dating, 2 — the isochron

method is applied to fractions of a single piece of rock (Fitch

et al. 1976) and, 3 — if the criteria elaborated for checking the

reliability of isochron ages are fulfilled (Balogh et al. 1994).

An  isochron  K/Ar  age  of  7.92±0.22 Ma  has  been  deter-

mined on a whole rock sample and its fractions for the onset

98                                                                                    BALOGH and NÉMETH

of eruption of the Tihany Maar Volcanic Complex at the local-

ity  Monk’s  cave  (Barátlakások).  This  age  meets  all  the  re-

quirements worked out checking the reliability of K/Ar isoch-

ron ages. It is a key datum for the boundary of the Congeria

balatonica and Prosodacnomya Zones and it is very close to

the start of alkali basaltic volcanic activity in Central Slovakia

(Koneèný et al. 1999). An isochron age of 7.35±0.45 Ma has

been obtained for the basalt at Dióstetõ. This younger age is in

agreement  with  volcanological  field  observation.  However,

the isochron is less convincing being fitted mostly to whole

rock samples. An analysis of isochron and analytical ages sug-

gests an interval from 6.24±0.73 Ma to 5.92±0.41 Ma for the

youngest volcanic phase at Gödrös. Although the rejuvenating

effect of post-volcanic hydrothermal alterations is strongest at

this  locality,  the  lack  of  analytical  ages  older  than  7 Ma  (in

contrast to the basalts at Monk’s cave and Dióstetõ) suggests

that there is a significant age difference (at least a longer time

than it requires to solidify an average feeder dyke of a small-

volume intracontinental volcano) between the phases of volca-

nic eruption of the Tihany Maar Volcanic Complex. This im-

plies that volcanism at Tihany was not a single event of the

same  volcano,  but  rather  a  result  of  a  longer  lived  eruption

from a closely spaced, nested volcanic system. Thus Tihany is

another good example from Western Hungary to demonstrate

that  small-volume  intracontinental  volcanoes  tend  to  form

nested volcanic systems where eruption may recur more-less

in the same site after significant time delay similarly to other

sites where such delays have been clearly demonstrated (Mar-

tin & Németh 2002a,b; Martin et al. 2003).

Acknowledgments:  Financial  support  for  this  research  was

provided  by  the  Hungarian  Science  Foundation  (OTKA

T  029897,  T  043344  granted  to  K.  Balogh.  and  OTKA

F  043346  granted  to  K.  Németh).  Critical  reviews  and  con-

structive  suggestions  by  Dr.  Stanislaw  Ha³as  and  Dr.  Ulrike

Martin — Journal reviewers as well as Dr. Jaroslav Lexa —

Journal  Editor  are  appreciated.  Thanks  are  also  due  to  Dr.

Zoltán Pécskay (ATOMKI, Debrecen), Dr. Pál Müller (MÁFI,

Budapest) for their support in various stages of this research.

References

Balogh K. 1995: K/Ar study of the Tihany Volcano, Balaton High-

land, Hungary. Report on the work supported by the European

Community in the frame of program ‘Integrated Basin Studie’.

Institute of Nuclear Research, Hungarian Academy of Sci., De-

brecen, 1–12.

Balogh K., Miháliková A. & Vass D. 1981: Radiometric dating of

basalts  from  Southern  and  Central  Slovakia.  Západ.  Karpaty,

Sér. Geol. 7, 113–126.

Balogh K., Jámbor A., Partényi Z., Ravaszné Baranyai L. & Solti G.

1982:  K/Ar  radiogenic  age  of  Transdanubian  basalts.  MÁFI

Ann. Rep. on 1980, 243–259 (in Hungarian).

Balogh K., Árváné Sós E. & Pécskay Z. 1985: K/Ar dating of mag-

matic rocks. Report on contract No. 4212/85 to the Hungarian

Geological  Institute  by  the  Institute  of  Nuclear  Research  of

HAS.  MS,  Archives  of  Hung.  Geol.  Inst.,  Budapest,  and  the

Inst. of Nucl. Res. of HAS, Debrecen, 1–21.

Balogh K., Árva-Sós E., Pécskay Z. & Ravasz-Baranyai L. 1986: K/

Ar  dating  of  post-Sarmatian  alkali  basaltic  rocks  in  Hungary.

Acta Mineral. Petrogr. (Szeged) 28, 75–94.

Balogh K., Vass D. & Ravasz-Baranyai L. 1994: K/Ar ages in  the

case  of  correlated  K  and  excess  Ar  concentrations:  A  case

study for the alkaline olivine basalt of Šomoška, Slovak-Hun-

garian frontier. Geol. Carpathica 45, 2, 97–102.

Benderné K., Böjtösné V. & Reményi G. 1965: Geological mapping,

geomagnetic  and  gravimetric  studies  around  the  Geomagnetic

Observatory  at  Tihany.  MÁELGI  Geofiz.  Közlem.  15,  1–4  (in

Hungarian).

Borsy Z., Balogh K., Kozák M. & Pécskay Z. 1986: Contributions to

the evolution of the Tapolca-basin, Hungary. Acta Geogr. De-

brecina 23, 79–104 (in Hungarian).

Bowen  R.  1988:  Isotopes  in  the  Earth  Sciences.  Elsevier  Applied

Sci., London, New York, 1–647.

Büchel G. & Lorenz V. 1993: Syn- and post-eruptive mechanism of

the  Alaskan  Ukinrek  maars  in  1977.  In:  Negendank  J.F.W.  &

Zolitschka B. (Eds.): Paleolimnology of European Maar Lakes.

Springer-Verlag, Berlin, Heidelberg, 49, 15–60.

Connor C.B. & Conway F.M. 2000: Basaltic volcanic fields. In: Sig-

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

San Diego, 331–343.

Fitch F.J., Miller J.A. & Hooker P.J. 1976: Single whole rock K-Ar

isochrons. Geol. Mag. 111, 1–10.

Harangi S., Németh K. & Balogh K. 1995: Volcanology and chro-

nology  of  the  Tihany  Volcano,  Balaton  Highland  (Pannonian

Basin,  Hungary).  10

th

  Congress  of  Regional  Committee  on

Mediterranean Neogene Stratigraphy, Bucharest, Romania. Ro-

manian J. Stratigr. 76, 19–21.

Harper C.T. 1970: Graphical solution to the problem of radiogenic

argon-40 loss from metamorphic minerals. Eclogae Geol. Helv.

63, 119–140.

Hayatsu A. & Carmichael C.M. 1977: Removal of atmospheric ar-

gon contamination and the use and misuse of the K-Ar isochron

methods. Canad. J. Earth Sci. 14, 337–345.

Illies  J.H.  1959:  Die  Entstehungsgeschichte  eines  Maares  in  Süd-

Chile (ein aktualgeologischer Beitrag zum Problem des Maar-

Vulkanismus). Geol. Rdsch. 48, 232–247.

Jámbor A., Partényi Z. & Solti G. 1981: Geological characteristics

of the Transdanubian basaltic volcanic rocks. MÁFI Ann. Rep.

on 1979, 225–239 (in Hungarian).

Jámbor  Á.  1980:  Pannonian  in  the  Transdanubian  Central  Moun-

tains. Ann. Geol. Inst. Hung. 65, 1–259.

Jámbor Á. 1989: Review of the geology of the s.l. Pannonian For-

mations of Hungary. Acta Geol. Acad. Sci. Hung. 32, 269–324.

Jugovics  L.  1968:  Basalt-  und  Basalttuffgebiete  Ungarns.  MÁFI

Ann. Rep. on 1967, 75–82 (in Hungarian).

Jugovics  L.  1969:  Geological  characteristics  of  the  basalt  lands  at

the  Balaton  Highland  and  in  the  Tapolca  Basin.  MÁFI  Ann.

Rep. on 1968, 223–243 (in Hungarian).

Kienle J., Kyle P.R., Self S., Motyka R.J. & Lorenz V. 1980: Unin-

rek Maars, Alaska, 1. April 1977 eruption sequence, petrology,

and tectonic settings. J. Geophys. Res. 7, 11–37.

Koneèný V., Lexa J. & Balogh K. 1999: Neogene-Quaternary alkali

basalt  volcanism  in  Central  and  Southern  Slovakia  (Western

Carpathians). Geolines 9, 67–75.

Lóczy L. sen. 1913: Geological units of the Balaton area and their

stratigraphy. In: Lóczy L. sen. (Ed.): New results of the scien-

tific research of the Balaton. Magy. Királyi Földt. Intéz. (Roy.

Hung. Geol. Inst.), Budapest, I/I, 617 (in Hungarian).

Lorenz V. 1986: On the growth of maars and diatremes and its rele-

vance to the formation of tuff rings. Bull. Volcanol. 48, 265–274.

Lorenz V. 2003: Syn- and post-eruptive processes of maar-diatreme

volcanoes and their relevance to the accumulation of post-erup-

tive  maar  crater  sediments.  Földt.  Kutatás  (Quart.  J.  Geol.

Surv., Hung.), (in press).

Luhr J.F. & Simkin T. 1993: Paricutin. The volcano born in a Mexi-

K/Ar GEOCHRONOLOGY OF THE TIHANY MAAR VOLCANIC COMPLEX                                       99

can cornfield. Geosciences Press, Phoenix, 1–427.

Magyar I., Geary D. & Müller P. 1999: Paleogeographic evolution

of the Late Miocene Lake Pannon in Central Europe.  Palaeo-

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

Martin U. & Németh K. 2002a: Magma — wet sediment interaction

in a crater lake of a tuff ring, developed in a pyroclastic mound

dammed valley: Kissomlyó volcano (Western Hungary). Proc.

Amer.  Geophys.  Union  Chapman  Conference  on  Explosive

Subaqueous  Volcanism,  Dunedin,  New  Zealand,  January  21–

25, 2002, 1–37.

Martin U. & Németh K. 2002b: Peperitic lava lake-fed intravent sills

at Ság-hegy, western Hungary: a complex interaction of wet te-

phra ring and lava in a phreatomagmatic volcanic complex. In:

Breitkreuz C., Mock A. & Petford N. (Eds.): First International

Workshop: Physical Geology of Subvolcanic Systems — Lac-

coliths,  Sills,  and  Dykes  (LASI).  Wiss.  Mitt.  Inst.  Geol.

(Freiberg) 20, 33–34.

Martin U., Auer A., Németh K. & Breitkreuz C. 2003: Mio/Pliocene

phreatomagmatic  volcanism  in  a  fluvio-lacustrine  basin  in

western Hungary. Geolines 15, 75–81.

McDougall J., Pollack H.A. & Stipp J.J. 1969: Excess radiogenic ar-

gon  in  young  subareal  basalts  from  Auckland  volcanic  field,

New Zealand. Geochim. Cosmochim. Acta 33, 1485–1520.

Müller G. & Veyl G. 1956: The birth of Nilahue, a new maar type

volcano at Rininahue, Chile.  20th Int. Geol. Congress Report

(Congreso Geologico Internacional), Seccio I — Vulcanologia

del Cenozoico, Mexico City, 375–396.

Müller  P.  &  Szónoky  M.  1989:  Faciostratotype  Tihany-Feherpart

(Hungary),  (“Balatonica  Beds  by  Lorenthey,  1905”).  In:  Ste-

vanovic  P.,  Nevesskaya  L.A.,  Marinescu  F.A.S.  &  Jámbor  Á.

(Eds.):  Chronostratigraphie  und  Neostratotypen,  Neogen  der

Westliche (“Zentrale”) Paratethys 8, Pontien. JAZU and SANU,

Zagreb-Beograd,  427–436.

Müller  P.  &  Magyar  I.  1992:  Stratigraphical  importance  of  Proso-

dacnomy bearing Pannonian s.l. sediments from Kötcse. Földt.

Közl. (Bull. Hung. Geol. Soc.) 122, 1–38 (in Hungarian).

Müller P. 1998: Stratigraphy of the Pannonian sediments. In: Bérczi

I. & Jámbor Á. (Eds.): Stratigraphy of geological units of Hun-

gary. MOL Rt & MÁFI,  Budapest, 485–493 (in Hungarian).

Németh K. 2001: Deltaic density currents and turbidity deposits re-

lated  to  maar  crater  rims  and  their  importance  for  paleogeo-

graphic reconstruction of the Bakony-Balaton Highland Volca-

nic  Field  (BBHVF),  Hungary.  In:  Kneller  B.,  McCaffrey  B.,

Peakall J. & Druitt T. (Eds.): Sediment transport and deposition

by  particulate  gravity  currents.  Blackwell  Sciences,  Oxford,

Spec. Publs. Int. Ass. Sediment, 261–277.

Németh K. & Martin U. 1999a: Late Miocene paleo-geomorpholo-

gy of the Bakony-Balaton Highland Volcanic Field (Hungary)

using  physical  volcanology  data.  Z.  Geomorphol.  N.F.  43,

417–438.

Németh K. & Martin U. 1999b: Large hydrovolcanic field in the Pan-

nonian  Basin:  general  characteristics  of  the  Bakony-Balaton

Highland Volcanic Field, Hungary. Acta Vulcanol. 11, 271–282.

Németh K., Martin U. & Harangi S. 1999: Miocene maar/diatreme

volcanism at the Tihany Peninsula (Pannonian Basin): The Tih-

any Volcano. Acta Geol. Hung. 42, 349–377.

Németh K., Martin U. & Harangi S. 2001: Miocene phreatomagmat-

ic volcanism at Tihany (Pannonian Basin, Hungary). J. Volca-

nol. Geothermal Res. 111, 111–135.

Németh K., Martin U. & Csillag G. 2003: Erosion rate calculation

based on eroded monogenetic alkaline basaltic volcanoes of the

Mio/Pliocene  Bakony-Balaton  Highland  Volcanic  Field,  Hun-

gary. Geolines 15, 93–97.

Shafiqullah  M.  &  Damon  P.E.  1974:  Evaluation  of  K-Ar  isochron

methods. Geochim. Cosmochim. Acta 38, 1341–1358.

Ort  M.H.,  Wohletz  K.,  Hooten  J.A.,  Neal  C.A.  &  McConnel  V.S.

2000: The Ukinrek maars eruption, Alaska, 1977: a natural lab-

oratory  for  the  study  of  phreatomagmatic  processes  at  maars.

Terra Nostra 2000, 6, 396–400.

Self  S.,  Kienle  J.  &  Huot  J.-P.  1980:  Ukinrek  Maars,  Alaska,  II.

Deposits and formation of the 1977 Crater. J. Geophys. Res.

7, 39–65.

Vespermann  D.  &  Schmincke  H.-U.  2000:  Scoria  cones  and  tuff

rings. In: Sigurdsson H., Houghton B.F., McNutt S.R., Rymer

H.  &  Stix  J.  (Eds.):  Encyclopedia  of  volcanoes.  Academic

Press, San Diego, 683–694.

Walker  G.P.L.  2000:  Basaltic  volcanoes  and  volcanic  systems.  In:

Sigurdsson H., Houghton B.F., McNutt S.R., Rymer H. & Stix

J. (Eds.): Encyclopedia of volcanoes. Academic Press, San Di-

ego, 283–290.