2. A Börzsöny föld- és tájtörténete
2.1. Földrajzi helyzet
A Börzsöny az Északi-középhegység legnyugatibb tagja a Kárpátok belső vulkáni övezetében. A viszonylag alacsony aljzatból meredeken kiemelkedő, mintegy 600 km2 nagyságú tömbjét három oldalról folyóvíz határolja. Északról és nyugatról az Ipoly, délről pedig a Duna öleli körül. Keleten a Katalinpuszta – Szendehely – Berkenye vonalon a Nógrádi-medence zárja le. Morfológiai szempontból a hegység több részre tagolható; ezek a Magas-Börzsöny, a Déli-Börzsöny, a Nyugati-Börzsöny és az Északi-Börzsöny.
2. 2. A vulkánosság előtti évmilliók
2. 2. 1. Oligocén-miocén ősföldrajzi kép
A Börzsöny történetét talán az oligocén (38-24 millió év) földtörténeti korral kell kezdeni, hisz főként ettől az időszaktól kezdve rakódtak le azok a tengeri üledékek, melyek a vulkáni összlet feküjét képezik.
Az alsóoligocén végi transzgreszióval ismét helyreállt a kapcsolat a világtengerekkel. A tenger előrenyomulása a hegységközi medencéken át észak-északkelet felől érte az Északi-középhegység középső és nyugati területeit, valamint a Dunántúli-középhegység északkeleti sávját. Az eocén végére ugyanis az egykori Tethys két ágra különült. A déli ág a mai Földközi-tenger közvetlen elődje, az északi ág a Paratethys, amely a felmagasodó Dinaridák – Kárpátok - Alpok révén választódott el a déli ágtól.
A középsőoligocénban felerősödött a Pelsói-nagyszerkezeti egység északkeleti irányú kitérő mozgása és a környező hegységkeret kiemelkedése. Mindez a középhegységi pászta tektonikus differenciálódásával, a tengerrel borított területek kiterjedésével és felgyorsult üledékképződéssel járt együtt. Hasonló ősföldrajzi kép jellemezte a felsőoligocént is. A Börzsöny ekkor átmeneti (lagunáris, sekélytengeri) terület, az éghajlat meleg, csapadékos szubtrópusi-trópusi. A középsőoligocénban keletkezett partközeli-sekélytengeri üledék a Hárshegyi homokkő. Nyílttengeri képződmény a szélesen elterjedt Kiscelli agyag. Mélytengeri üledékek (Szécsényi slír) a Börzsönytől keletre jellemzőek.
Az oligocén végén beinduló szávai orogén fázis áthúzódik az alsómiocénba is. Hatásaként visszahúzódik a tenger és egy újabb – a miocén elejére kiteljesedő – lepusztulási folyamat kezdődik el. Az eggenburgi emelet (22-20,3 millió év) ismét egy új üledékképződési ciklussal indult. A szávai orogén fázisban fellépő kompresszió az alpi- és kárpáti-hegységkeret kiemelését eredményezte, és ez a hegységi előtereken fokozott üledékképződéssel járt (Szécsényi slír, Pétervásárai homokkő).
Az ottnangi emeletet (20,3-18,7 millió év) az alsó-riolittufa választja el az eggenburgi emelettől. Az ősföldrajzi kép hasonlít az előző korszakbelihez. A Börzsöny átmenetet képez tenger és szárazföld között. Még mindig meleg (évi középhőmérséklet 18,5ºC), csapadékos (1400 mm) az éghajlat (Andreánszky G. 1954). A kárpáti emeletben (18,7-16 millió év) sem változik a hegység helyzete, továbbra is átmeneti jellegű üledékek (meszes kavics, homokkő) halmozódnak fel.
2.2.2. Az alaphegység
Az első kitöréstermékek egy medencében rakódtak le. Ez a medence egy délnyugat-északkelet irányú szerkezeti vonallal (Diósjenői vonal) kettéosztott aljzat fölött jött létre, melynek északi részét a Veporhoz tartozó kristályos metamorf képződmények alkotják, déli részét pedig a Dunántúli-középhegységgel és a Naszállyal rokon kifejlődésű karbonátos kőzetek. A kristályos alaphegység főként gránit, gneisz, csillámpala összetételű, a zárványok alapján valószínű, hogy az újharmadidőszakig a felszínen volt. A kristályos palákat Diósjenőnél 500-700 m körüli mélységben érték el a fúrások, míg a Nyugati-Börzsönyben 1200 m mélységben találtak rájuk. Utóbbinál a kristályos palák felett közvetlenül 250 millió éves, a földtörténet ókorából származó üledékes kőzetek helyezkednek el. Pantó György a kárpáti szárazföldi kavicskonglomerátum anyagából ítélve, a hegység legészakibb részén is triász üledékeket feltételez a mélyben, amelyek azonban nem délalpi kifejlődésűek. Összetételében a bükki típusú triász képződmények fordulnak elő, sötétszürke színnel, főleg dolomit túlsúllyal, a sötétszínű mészkő, márga, meszes homokkő és sötét tűzkődarabok mellett. (Akárcsak a Selmeci-hegység aljzatában.) A diósjenői vonaltól délre lévő karbonátos kőzetek vastagsága a mélyfúrások alapján tekintélyes lehet. Erre utal a Déli-Börzsöny vulkáni kőzeteinek nagy karbonáttartalma (Pantó Gy. 1970). Meg kell még említeni, hogy a hegység belsejében végzett fúrások eocén üledékeket is elértek, ahogyan nincs is olyan messze a kosdi eocén felszíni előfordulása sem.
2.2.3. A vulkáni fekü
A kristályos kőzetek és a triász rögök már jóval a vulkanizmus előtt a mélybe süllyedtek, és felszínükre kb. 30 millió évvel ezelőtt először az oligocén tenger, majd 25 millió évvel ezelőtt a miocén tenger üledékei rakódtak. Az 1000-1100 méter vastag üledékösszlet (Hárshegyi homokkő, Kiscelli agyag, Budafoki homok) gyakorlatilag folyamatos. Az oligocén-miocén üledékek főként a hegység keleti peremén tanulmányozhatóak, mert egyrészt a Börzsöny nyugat felé megbillent, másrészt a nyugati részt a vulkanizmust követően elöntötte a bádeni tenger.
A legidősebb fekü üledékek Bánk, Romhány, Rétság, Tolmács térségében találhatóak, a középsőoligocén Hárshegyi homokkő formájában. A hegység közvetlen keleti permén csak a felsőoligocén üledékek, homokkő, kavicsos homok, homokos agyag és agyagképződmények jelentkeznek északnyugati dőléssel. A Börzsönyhöz közelebb eső részeken inkább a homokos képződmények, míg a távolabbi keleti és délkeleti részen az agyagosak jelennek meg. Ez mutatja az oligocén tenger partközeli kifejlődését a Börzsöny közelében. A felsőoligocén rétegek legfelső része aprókavicsos anyagból és homokból áll, amely nehezen különíthető el a felette települő fiatalabb kavicstól. Érdekes e rétegek nagyobb vastagsága (400-500 m) és a durva homok és kavics nagyobb szerepe (Pantó Gy. 1970). Horusitzky F. szerint a felsőoligocént iszapos és homokos üledékek képviselik gyenge barnakőszén nyomokkal, például Drégelyvár és Nagyoroszi között, a nógrádi Várhegy alapzatában és a Duna-völgyben (Láng S. 1955). Szob és Helemba környékén is találhatóak oligocén márgás, agyagos üledékek.
Az oligocén végi regresszió nyomai a kavicsos parti üledékek. Anyaga homokos agyag és csillámos, laza, anomiás homok, finomabb-durvább kavicsrétegekkel, egy-két méteres homokkő közbetelepülésekkel. Ezt a kifejlődést Vadász Elemér az eggenburgi (akvitániai-burdigáliai) emelet elejére helyezi, és kiemeli nem általános elterjedését (Vadász E. 1960).
A Börzsöny keleti peremének alsóhelvéti (ottnangi) és felsőhelvéti (kárpáti) emeleteinek kifejlődését a következőképpen osztják be (Lengyel E.-1956, id. Noszky J.-1941, Pojják T.-1953): alsóhelvéti (ottnangi) terresztikus kavics, középsőhelvéti tengeri rétegek és felsőhelvéti (kárpáti) kavics. Ennek megfelelően Diósjenő környékén (Nagyorosziig) a felsőoligocénre iszapos (akvitániai) és homokköves (burdigáliai) rétegsor települ, erre alsóhelvéti (ottnangi) slír, arra pedig a több tucat méter vastagságú durva kavics. Báldi Tamás szerint a diósjenői helvéti rétegeken belül homokkövet, homokkőpados márgát, foraminiferás, gyéren glaukonitos, laza homokkő-konglomerátum összletet lehet megkülönböztetni (Pantó Gy. 1970).
A helvéti (ottnangi) tengeri rétegek kifejlődése Nógrád vidékén slíres, homokos márga, néhol durva homokkő, északra meszes homokkőpadok, amelyek Diósjenőnél túlsúlyra jutnak. Diósjenőtől északra a homokos fáciesek elterjedtebbek a kezdeti vulkáni működést jelző tufa közbetelepülésekkel. Az itt előforduló tengeri rétegek (Nagyoroszi, Drégelypalánk) eltérőek a honti kifejlődéstől. Itt az andezit feküje felsőhelvéti kavics, mely észak felé erősen kivastagodik, és amelynek felső részeiben már jól felismerhetőek a fokozódó vulkáni működés nyomai. A kavicsösszlet túlnyomóan kvarcitot, gránitot, gneiszt, ritkán kvarcdioritot, mészkövet és dolomitot tartalmaz. Az alsóhelvéti (ottnangi) terresztikus kavics Nagyoroszitól északra és északnyugatra eltűnik, az egész északi peremen jelenléte feltételezett, bár a tengeri kifejlődésű slíres rétegek teljesen elfedik. Ez a slíres réteg Nagyoroszi, Drégelypalánk és Hont környékén a legelterjedtebb, bár keleti része, a Honti-szakadék a nyugatitól eltérő kifejlődésű. A vulkanizmust megelőző alsómiocén tengeri üledékképződést a Honti-szakadékban lehet a legjobban tanulmányozni. Itt helvéti slír települ a kavicsra márgás és homokos rétegek formájában, nyugat-északnyugat irányú dőléssel, tektonikusan eléggé igénybe vetten. Az agyagrétegekben számos kagylófaj teknője ismerhető fel. A szakadék teteje felé az agyagrétegek közé vulkáni por települ (Juhász Á. 1987, Pantó Gy. 1970).
Az üledékes feküből fokozatosan fejlődik ki a vulkáni összlet. Az átmeneten 50-150 méter vastagságú vulkáni-üledékes rétegcsoport helyezkedik el, mely őslénytani adatok tanúsága szerint már a bádeni emelet legaljába tartozik (Balla Z. 1976).
2.3. A miocén vulkáni tevékenység
2.3.1. A börzsönyi vulkánosság kárpáti háttere
A kárpát-pannon térség több százmillió éves fejlődésének egyik leglátványosabb eseménysora volt, a több mint 22 millió éven keresztül tartó vulkáni működés. A folyamatot a Magura-óceán lemezének a Kárpát-medence belseje felé irányuló szubdukciója irányította. A Kárpátok alá kívülről betolódó litoszféralemezek szállította vízdús üledék jelentősen lecsökkentette a földköpeny olvadáspontját, ami részleges beolvadáshoz, magmaképződéshez vezetett. Ennek következménye egyrészt a Külső-Kárpátok flistakarójának felgyűrődése, másrészt – a felül maradt lemez területén – mészalkáli vulkánosság kialakulása, mégpedig a hegyszerkezettel párhuzamos vulkáni ív formájában. A lemezfrontnál történő összepréselődést szintén a passzív lemez területén, annak belső részén a kéreg tágulása, vékonyodása kompenzálja. Az extenzió egyfelől medenceszerkezet kialakulását eredményezi, másfelől ún. köpenydiapírok (az átlagosnál nagyobb hőmérsékletű, ezáltal részlegesen olvadt és kisebb sűrűségű köpenyrészek) felnyomulását idézi elő.
A vulkáni működés – a köpenydiapírba részlegesen beolvadó kéreganyag jóvoltából – szilícium-dioxidban gazdag, savanyú magmák robbanásos kitörésével kezdődött. Alsó- és középső-riolittufa néven ismert képződmények (ignimbritek és tufatelepek) – jórészt fiatal üledékekkel borítva – hatalmas területeket foglalnak el a Kárpát-medencében, Magyarország határain belül pedig egy széles délnyugati-északkeleti pásztát képeznek. Ezeket a különböző fúrások szinte mindenhol érintették. Az alsó-riolittufa az eggenburgi-ottnangi emelet határán került felszínre, a középső-riolittufa a kárpáti emelet végén, a bádeni emelet elején. Feltételezhető, hogy a hatalmas mennyiségű, robbanásos eredetű vulkáni törmelék mára eltemetődött önálló kalderákból, kalderaegyüttesekből származott, de akár a ma felszínen lévő Börzsöny is hozzájárulhatott a szóráshoz. A felső-riolittufa már az intermedier vulkáni termékekkel egy időben került a felszínre, s egykori kitörési központjai a felszínen lévő vulkánokban keresendők.
A medencebelső elfedett savanyú vulkáni kőzeteitől északra, a Kárpátok takarós szerkezetű láncaihoz belülről egy – nagyobbrészt intermedier mészalkáli kőzetekből (andezit, dácit, riolit, bazaltos andezit) felépülő – kettős vulkáni vonulat csatlakozik, amely az Eperjes-Tokaji-hegységtől keletre már egységes lánccá egyesülve folytatódik (Vihorlát, Szinyák, Kőhát, Gutin, Kelemen-havasok, Görgényi-havasok, Hargita). Szélessége ennek megfelelően 400 kilométerről a Kárpát-kanyarhoz érve néhány tucat, majd csupán egy-két kilométerre csökken. A kettős vulkáni vonulat belső övezetét az Északi-középhegység hegységei – Visegrádi-hegység, Börzsöny, Cserhát, Mátra, Tokaj-Zempléni-hegyvidék – alkotják. A külső vulkáni ív már a Felvidéken húzódik (Madaras, Újbányai-, Selmeci-, Körmöci-hegység, Jávoros, Osztrovszki-hegység, Korponai-dombság, Pojána, Kis-Vepor, Eperjesi-hegység).
A vulkánosság jellemzője, hogy az időben nyugatról kelet-délkelet felé húzódott. Ennek megfelelően Magyarországon legtovább a Tokaj-Zempléni-hegyvidéken tartott, ahol az utolsó kitörések a pannonra tehetők. A Hargitában még a pleisztocénban is működtek vulkánok. A jelenség okát abban látják a kutatók, hogy a szubdukció során az egymáshoz közeledő lemezszegélyek ollószerűen – legkésőbb délkeleten – záródtak, így a hozzájuk kapcsolódó vulkanizmus is délkeleten a legfiatalabb.
Anyagában szintén jelentős különbségek mutatkoznak még a magyarországi vonulaton belül is. Nyugaton (Börzsöny) a piroklasztitok uralkodnak, a Mátrában viszont a piroxénandezit a meghatározó felszíni képződmény. A Tokaj-Zempléni-hegyvidéken az andezitek mellett már a riolit, a dácit és ezek tufái is jelentősek.
2.3.2. Vulkanizmus a Börzsönyben
2.3.2.1. Általános jellemzők
A Börzsöny három egymás után keletkezett vulkán roncsa, illetve az utolsónak a romja. Mindegyik tűzhányó az előző beszakadásos kalderájában épült fel, ezért egyre kisebbek és alacsonyabbak lettek (Balla Z. 1977). Utoljára a Magas-Börzsöny épült fel, és őrizte meg legszebben vulkáni formáját. Tőle délre monogén vulkáni testek helyezkednek el.
A működés pontos időrendjét illetően megoszlanak a vélemények. Volt olyan elképzelés, hogy már az oligocénban elkezdődött a vulkáni működés, és volt olyan is miszerint csak fél millió évig tartott. A rövidebb ideig tartó működést a fekü- és a fedő üledékek korábbi nannonplankton-kronológiájára, paleomágneses mérésekre és K/Ar radiometrikus vizsgálatokra alapozták. Később Karátson Dávid és Pécskay Zoltán végeztek radiometrikus kormeghatározást. Ezek szerint, a legidősebb fúrásból származó dácitminta 16 millió éves, a legfiatalabbnak vélt andezitek 13,5-14 millió évesek, vagyis a vulkanizmus a hegységben két-két és fél millió évig tartott. Megerősítik a hosszabb időintervallumot azok az újabb paleomágneses vizsgálati eredmények is, amelyeket Mártonné Szalay Emőke és Karátson Dávid végeztek. Ezek alapján a hegység idősebb részei – más észak-magyarországi területekkel megegyezően – forgó mozgással, rotációval kerültek mai helyükre, a fiatalabbak viszont rotációt már nem szenvedtek. E vizsgálatokon túl az úgynevezett NN5 zónához tartozó nannonplankton kronológiája sem mond ellent annak, hogy a vulkánosság az egész alsóbádeni korszakot felölelte, ugyanis az NN5 zóna éppen két-két és fél millió év (Karátson D. 1997).
A börzsönyi vulkáni kőzetek összetétele meglehetősen szűk határok között ingadozik. A SiO tartalom 53 és 63 % között változik, ami a bázisos andezittől (bazaltos andezit) a savanyú andezitig (dácitos andezit) terjedő intervallumot jelent. A kőzetek zöme egységes sorba állítható, amelyben a porfiros elegyrészek színesásványai az alábbi sorrendben váltják egymást: augit – hipersztén – amfibol + biotit. Ez a börzsönyi vulkáni termékek kőzettani egységességére mutat, ami a közös eredettel magyarázható (Balla Z. 1976).
A vulkáni összletben ritkák a közbetelepült üledékek. Az üledékfelhalmozódás egyik alapvető feltétele a vulkáni működés megszűnése, vagy intenzitásának oly mérvű lecsökkenése, hogy az üledékfelhalmozódás sebessége összemérhetővé váljék a piroklasztikus anyag felgyülemlési sebességével. Ezért a köztes üledékek jelenléte a vulkáni területen arra utal, hogy voltak bizonyos szünetek a vulkáni tevékenységben. A rétegcsoportok kis vastagsága viszont azt mutatja, hogy ezeknek, a szüneteknek a hossza egyszer sem vált jelentőssé (Balla Z. 1976).
2.3.2.2. A vulkáni működés korai szakasza
A kaldera peremén kisebb kitörési központok keletkeztek, melyek ma alaktanilag egyedi rétegvulkáni kúpok, kalderaroncsok, kürtőkitöltések (perőcsényi). A rétegvulkáni kúpok fele a Magas-Börzsöny délnyugati-déli előterében található. Nagybörzsönytől délre a Sákola-tető és a Gömbölyű-kő fémjelezte hajdani kúpnak szép délre és keletre tekintő lejtői tanúsítják ezt. Korpás László és Csillagné Teplánszky Erika 1982-es térképe szerint a legtöbb rétegvulkán a Márianosztra – Szendehely nyugat-kelet vonalon sorakozik. Ezek (Magasréti, Pusztatoronyi, Börzsönyligeti, Magyarkúti) 1-6 kilométer átmérőjű rétegvulkáni kúpok voltak, melyekbe beszakadásos vagy eróziós kaldera mélyült, így kalderaronccsá váltak. Északon legalább kettő ilyen kalderaroncsot feltételeznek (Kemence). Északkeleten a Kőember, a Kámor és a Királykúti-bérc kúpja nagyobbrészt durva törmelékes piroklasztikum, csak egy-egy andezit-felszínrebukkanás ismert bennük. Ezek a csúcsok szabálytalan, de szinte teljesen zárt, környezetükből kiemelkedő gerincgyűrűt alkotnak: talán ez körvonalazza a kámori rétegvulkán eróziós kalderáját, amelynek így átmérője másfél-két kilométer, a kúpé pedig három-négy kilométer (Balla Z. – Korpás L. 1980). Sokak szerint ezek a formák szubvulkáni kifejlődésűek (Pantó Gy. 1970).
Az első szakasz savanyú magmafelnyomulásaihoz sorolja Lengyel E. a keleti hegységszegély felszínen lévő dácit- és biotitandezittömegeit, amelyek egy része lakkolitként hatolt az idősebb üledékösszletbe. Környezetükből csak az agglomerátumköpeny letarolása után meredtek ki. E típusos lakkolitok félgömbalakja, hagymahéjas szerkezete, jellegzetes hasábos elválási formái egyszeri, egytömegű magmafelnyomulásról tanúskodnak. Gránáttartalmuk miatt is a korai szakaszhoz sorolják őket (Lengyel E. 1956). Ilyenek a hegység vulkáni takarójától már megfosztott keleti előtérben a fekü üledékekből kipreparált nógrádi Somlyó-hegy (amfibolandezit) és Kálvária-hegy, a Madarász-hegy, az Öl-hegy, a Meleg-hegy, a Bajdázó, a Madaras-fa (gránátos biotitandezit), a Török-hegy (hiperszténamfibol), a még slírrel fedett Kerek-hegy, a Karajsó, a Kőszirt és a Kőember (piroxénes amfibolandezit) lakkolitja (Székely A. 1997). A nógrádi Várhegy szinte mindenhol a dagadókúpok iskolapéldájaként szerepel, ennek ellenére sokan lakkolitként írták le. Ennek oka, hogy a ritkább savanyúbb lávából képződött lakkolitok formája is más, mint a bázisosabb kőzetekből állóké, lejtőik az utóbbiakénál meredekebb, ezért gyakran dagadókúpokra emlékeztetnek. Andó J. a lábánál megfigyelt kontaktszegélyből azt a következtetést vonta le, hogy a jelenleg feltárt alsó része felszín alatt kihűlt szubvulkán, felső része pedig dagadókúp lehet (Andó J. 1967). Székely András szerint ez nem bizonyítja szubvulkáni voltát, mert minden dagadókúp lábánál, ha egykori feküjéből kipreparálódott, bizonyos mérvű kontaktszegélynek kell lennie (Székely A. 1997).
Karátson Dávid a vulkánosság első szakaszában egyetlen széttagolt kalderát feltételezett. Szerinte az első kitöréstermékek partközeli sávban vagy sekélytengeri környezetben rakódtak le. A korai képződmények túlnyomórészt vulkáni törmelékes kőzetek. A vulkáni működést heves, robbanásos kitörések jellemezték, mégpedig nemcsak piroklasztszórás formájában, hanem horzsakőtartalmú piroklasztárak (ignimbrit) formájában is. Az ignimbritek a kitörési oszlop összeomlásából származnak. Mivel heves, robbanásos kitörés közepette, nagy tömegben hagyják el a kürtőt, a vulkán csúcsa beszakad az alatta lévő, gyorsan kiürülő magmakamrába. Így jön létre a hatalmas, körkörös peremű mélyedés, a kaldera. Ilyen kalderák maradványait írta le Balla Zoltán és Korpás László (Balla Z.- Korpás L. 1980). Viszont Karátson Dávid szerint a Börzsönyben az utólagos tektonikus mozgások valószínűleg széttagolták az eredeti formákat, úgyhogy kérdéses, hogy pontosan hány kaldera létezett a vulkanizmus korai szakaszában. Ezért ő két-három kisebb kalderavulkánt tápláló egyetlen, az Ős-Börzsöny egészére kiterjedő vulkáni rendszert valószínűsít, melyben a kisebb kalderák beszakadtak és egybenyíltak. Kalderaperem maradványa őrződhetett meg a Kemence-völgy mentén, a Nagy-Kő-hegy és Nagy-Kőszikla-hegyek közötti Szokolyai-félmedencében, valamint – bizonytalanabbul – a hegység délnyugati részén is (Gömbölyű-kő – Nagy-Galla). E kalderák hegységbelső felé néző peremei mára eróziós úton vagy/és posztvulkáni tektonikus mozgásokkal eltűntek. A kalderaméretek tisztázásához kulcs a börzsönyi ősvulkánt övező vulkáni üledék, amely középső-riolittufának bizonyult. Ez 16 millió éves, vagyis a Börzsöny is „termelt” már akkor, és bizonyítható a nagyméretű kalderája (Karátson D. 1997).
2.3.2.3. A vulkáni működés középső szakasza
A középső fázishoz kapcsolható a Börzsöny-pataki kaldera, amely egy nagy központi felboltozódás beszakadásával keletkezett. (Karátson Dávid a Börzsöny-pataki kaldera létrejöttét a vulkáni működés végső szakaszához köti.) A kaldera peremén újabb kisebb vulkáni centrumok keletkeztek (Balla Z. – Korpás L. 1980). Ezen a területen tehát a táj meghatározó felszínformái ezek a kisebb, 400-600 méter magas vulkáni kúpok, melyek túlnyomórészt nem vulkáni törmelékes-, hanem lávakőzetekből állnak. A bennük előforduló, gyakran nagyméretű kristályok alapján – ami megkülönbözteti őket a magas-börzsönyi láváktól – e kúpokat sokan szubvulkáni testnek vagy kürtőkitöltésnek tartják (Székely A. 1997). (Korpás László 45 lakkolitot jelzett
Karátson Dávid ezzel szemben lávadómokként írja le a fent szubvulkáni testként aposztrofált formákat. A kaldera peremén vagy belsejében ugyanis úgynevezett poszt-kaldera lávadómok épültek (Koppány- és Galla-csoport, Csák-hegy, Hegyes-hegy, nógrádi Várhegy). Így e formák, még ott is, ahol a kalderák feltehetően a mélybe zökkentek, az ősvulkáni peremek futását jelezhetik. Szerinte az itteni lávák kiömlési kőzetek, melyek eredetileg sűrűn folytak, ennek következtében feltornyosultak, majd lassan hűltek ki, így volt idő kristályaik megnövekedésére. Ily módon jöttek létre ezen a területen lávadómok, viszkózusabb láva esetében dagadókúpok. Gyakori kőzetalkotóinak, a biotitásványoknak a kora radiometrikus módszerrel általában 14,5-15,5 millió év, eszerint a vulkánosság újabb szakaszáról, egy szelídebb, lávaöntő működésről van szó. (Hozzáteszi, hogy a koradatok szerint, a korai szakaszban is voltak már lávadómok.) A Kámor szerinte idős, valószínűleg víz alatti lávadóm, amelynek mai kiemelt csúcsát az egykori dóm (vagy lávaárak) széttöredezett, üledékekkel keveredett anyaga alkotja. Azért a lávadóm kőzetek mellett alárendelten előfordulnak ebből az időszakból származó, erózióval felszínre került szubvulkáni kőzetek is. Karátson Dávid a lávadóm-aktivitás végére teszi a Nyugati-Börzsönyben lezajlott hidrotermális ércesedést, mely az idősebb vulkáni kőzeteket jelentősen átalakította. Mindez Nagybörzsönytől keletre, a Magyar- és a Nagy-Hideg-hegy közötti mélyedésben – körülbelül 7 négyzetkilométeren – helyezkedik el. Kőzettanilag biotitos amfiboldácit és amfibolos hiperszténandezit, amelynek hasadékaiban a hidrotermális érces telérek, gyakran csupán repedéseket kitöltő erek kialakultak. Legrégebben és legjobban a Bányapusztai-, Királyréti-, Fagyosasszony-telér ismert, amelyeken a középkorban jelentős bányászat folyt. Egy részük felszínre is bukkan. A vékony és környezetéből alig kiemelkedő képződmények felszínformáló szerepe csekély, mégis itt érdekes, színező elemek. Karátson Dávid véleménye szerint a mélyben még nagy mennyiségű nemesfém van, melynek kibányászására egy kanadai cég is aspirál (Karátson D. 2003).
2.3.2.4. A vulkáni működés késői szakasza
A vulkanizmus méltó záróakkordja volt a hegység mai képét uraló magas-börzsönyi rétegvulkán felépülése. Az Északi-Börzsöny délebbi ívében jól felismerhető a Kemence-pataki kaldera. Ennek belsejében van a Magas-Börzsöny rétegvulkáni kúpja, mely andezit-agglomerátumból és vékony lávapadok sorozatából épül fel. Maga a vulkán eredetileg 12-14 kilométer átmérőjű és 1400 méter magas lehetett. Központi krátere a későbbiek folyamán 3,7-5,5 kilométer átmérőjű kalderává formálódott (központi vagy Fekete-pataki kaldera), mely nagyszerűen rekonstruálható.
Magyarország legépebben megmaradt miocén korú elsődleges vulkáni formájáról már Cholnoky Jenő is, mint „egyetlen nagy vulkán romjáról” tett említést. Ilyen jó megtartású kaldera a Kárpátokban csak két helyen maradt meg: a Pojánában és a Görgényi-havasokban. Az ötvenes években ugyan tagadták – a tönkösödés elméletének hívei – az elsődleges vulkáni formákat, a hatvanas években azonban Pantó Gábor, majd Pantó György elvetették ezt, és a központi mélyedést robbanásos vagy beszakadásos kalderaként írták le. Mivel ez a legfiatalabb vulkáni forma a hegységben, a legjobban ez elemezhető.
Balla Zoltán a hetvenes évek második felében, több munkájában is foglalkozott ezzel a kérdéssel. Szerinte kőzettani jellegek alapján a börzsönyi vulkáni kőzetek vulcanoi-pliniusi kitörések termékeinek tekinthetők. E kitörések mindig szakaszosak, s jellemzőjük a felszín közeli magma megdermedése, amelyet az alatta felgyülemlő gáz robbant ki. A hirtelen fellépő nyomáscsökkenés láncreakcióként további gázkiválást gerjeszt a magma kevésbé viszkózus részeiben is, finom törmelékké porlasztva a hirtelen felforró lávaanyagot. A legintenzívebb kitörések a felszínközelben hűlt teljes magmaanyagot kiszórják, lehetőséget teremtve a mélyebben lévő magmaadagok nyugodtabb gáztalanodásához és felszínre kerüléséhez. Ezek – forróbak lévén – kevésbé viszkózusak, s így lávaömléseket képeznek, melyek szerepe a piroklasztitokéhoz képest alárendelt. A vulcanoi-pliniusi kitörésekkel működő mai rétegvulkánok magmája az esetek többségében andezites összetételű. Ezekből következteti Balla Zoltán, hogy a hegységben egy nagyméretű vulkán maradványa található. Geomorfológiai elemzéssel egy 12-14 kilométer átmérőjű és 1200 méter körüli relatív magasságú, nyugat-északnyugat felé körülbelül 2º30"–cel lebillent helyzetben lévő paleovulkánt (holocénnál idősebb) rekonstruált (Balla Z. 1976). A kúp egykori magasságát (1200 méter) kiszerkesztéssel, és mai vulkáni kúpokkal való összehasonlítással kapta. Szerinte robbanásos eredetű nem lehet a kaldera, mert a robbanáshoz túl nagyok a megmaradt méretek. A beszakadásos eredetet is elveti, mert a beszakadás kritériumai tisztán morfológiai elemzéssel nem bizonyíthatók, ugyanis a besüllyedés helyén éppen kiemelkedés van, vagyis ott magmakamra nem rogyhatott be. (Ennek ellenére Balla Zoltán nem zárta ki a beszakadás lehetőségét.) A kalderát ezek tükrében eróziós eredetűnek tartja, mert a vulkáni kúp lejtőjén törvényszerűen létrejött sugárirányú völgyek egyre jobban hátravágódtak, majd a Fekete-patak lecsapolta a krátermélyedést, melyben ezt megelőzően gyakran alakult ki tó. A lecsapolás erősen meggyorsította a kráterfal eróziós roncsolását, és így megindult a krátert övező gerincgyűrű kifelé hátrálása; ezzel a krátermélyedés megnőtt és eróziós kalderává alakult át (Balla Z. 1976).
Újabb mérések alapján a kaldera átmérője 4 kilométer, mélysége 320 méter (Nemerkényi A. 1987). Székely András kiszerkesztése szerint az egykori kúp csaknem 1500 méter magas lehetett. Szerinte a kúp tetejét explózió robbantotta le; ennek bizonyítékai a csaknem függőleges falak a kaldera belsejében. Az erózió csak ezt követően formálta tovább a hajdani vulkánt. Kalderaformáját sokkal jobban megőrizte, mint a Dunazug-vulkánroncs. Pereme csaknem körben megmaradt, s magasabb is, ezért felszínalaktanilag jól kirajzolódik (Székely A. 1997).
A kalderaforma legfőbb bizonyítéka az átöröklődött völgyhálózat. Míg ugyanis a magaslatok pusztultak, elmosódtak, egyre jobban lealacsonyodtak a későbbi geológiai időkben, addig a völgyek egyre mélyebbre vágódtak, szélesedtek, s közben újabb és újabb oldalvölgyek rendszerei vésődtek be. Az elsődleges (eredeti) völgyhálózat tehát alapvonásaiban átöröklődött. Ez a kaldera belsejében faágszerűen összetartó (idegen szóval dendrikus), míg kívül a kalderapalástot oldalgerincekre szabdaló, sugarasan kifelé tartó (széttartó radiális). Az egykori rétegvulkán északi-északkeleti lábánál a Kemence-patak mély, sarló formájú völgye húzódik, mely egykoron a vulkán lejtőjén lefolyó vizeket szedte-szedi össze, és amely jól kijelöli a kúp lábát. A sugárirányú völgyeket nemcsak völgyív, hanem északtól délkeletig gerincív is lezárja, amelyekről több helyütt szintén sugárirányú völgyek futnak le, ami egy szommát feltételez. E szomma is bizonyítja egy korábbi, nagyobb paleovulkáni kúp létét. A sugárirányú völgyek északkeleti, keleti, délkeleti, déli irányban hat-hét kilométer távolságig követhetők, ami kiadja a 12-14 kilométeres alapátmérőt. A vulkán kúpfelülete utólagos erózió által jelentősen roncsolt, maradványait, a sugárirányú völgyeket elválasztó gerinceken kell keresni. Sajátos az északnyugati előtér völgyhálózata is. A lejtés irányába tartó párhuzamos völgyei egy nagy kiterjedésű, északnyugati lejtésű lávatakaróra utalnak. Fontos bizonyíték még, hogy a hidrotermális kőzetbontás és az átlagos vulkáni törmeléknagyság a központból kifelé haladva csökken.
Az 1973-75. évi geoelektromos sekélyszondázások a Magas-Börzsönyről, főként a kaldera belsejéről adtak újabb információkat. Eszerint a lávapadok koncentrikus lefutásúak, folyásosságuk mindenütt kifelé dől – a gerinclejtőszögekkel közel párhuzamosan; ugyanez állapítható meg a sugárirányú völgyek oldalában is. A kaldera belsejében nagy sűrűségű andezit található, amelyre jellemző a porfiros kiválások nagy száma és viszonylag jelentős méretei (1-5 mm), továbbá a kőzet csaknem pórusmentes volta, gyenge szöveti irányítottsága, tömbös elválása. Mindeme jellegek – különösen a lávapadok hasonló összetételű andezitjével összevetve – viszonylag lassú lehűlésre, felszínalatti megszilárdulásra mutatnak. A lejtőtörmelék anyaga alapján feltételezhető piroklasztitok jelenléte is, de csak alárendelt mennyiségben. A kaldera közepe táján körülbelül 1-1,5 km²-nyi izometrikus foltban éles maximum jelentkezik, amely környezeténél 0,4 g/cm³–rel nagyobb sűrűségű képződményekből álló testtel kapcsolatos. A geoelektromos mérések tanúsága szerint e test valamennyi érintkezése meredek, közel függőleges; fizikai jellegei alapján főleg lávakőzetekből állhat, alakjából ítélve a környezetében lévő vulkáni kőzeteket áttöri. Ebből, továbbá méreteiből, kalderaközépi helyzetéből kiindulva megállapítható, hogy kürtőkitöltés, mely utólag nyomult be a kalderába. A kürtőkitöltés környezetében, annak körvonalától mindössze néhány száz méter távolságban a bontott piroklasztitokban sugárirányú andezittelérek és teleptelérek észlelhetőek. E telérek vastagsága néhány métertől 20-30 méterig változik, kifelé csökkenően. Ezek a telérek (például a Sátán-bérc vagy a Szecső-bérc) szinte tartópillérei a vulkánnak. A kürtőkitöltés megmaradása arra utal, hogy a tűzhányó működése egyszerű kialvással ért véget. Ezt követte még egy feltételezett hipabisszikus intrúzió, mely a legutolsó magmás impulzus terméke, de amely már nem érte el a felszínt, csupán az aljzatot emelte meg (Balla Z. 1976).
A geoelektromos szelvények alapján a vulkáni összlet rétegsorában három rétegcsoport különíthető el, e rétegcsoportok három működési szakaszt tükröznek. Mindenütt a legfelső réteg fajlagos ellenállása a legnagyobb, mélyebb szintekben csak ennél kisebb fajlagos ellenállású rétegeket észleltek. Ennek oka egyrészt az, hogy a legfelső réteg a legdurvább törmelékes kőzetekből áll, másrészt, hogy a biztos lávapadok nagy része ebbe a rétegcsoportba esik. Így tehát az utolsó működési szakasz intenzitása jóval nagyobb volt valamennyi korábbiénál, s ezután a vulkán működése hirtelen szűnt meg. A kialvás után a környéken már nem volt jelentősebb vulkáni tevékenység. E következtetést erősíti, hogy a nyugati peremen a fiatalabb fedő üledék közvetlenül a vulkán lejtőjére települt (Balla Z. 1976).
Az előzőekkel részben szemben Karátson Dávid szerint a Magas-Börzsöny egy többcentrumos dómegyüttes, és annak központi krátere alakult át a Fekete-pataki kalderává. Terepi kutatásai arra világítottak rá, hogy az agglomerátumok java része lávadómok összeomlásából származó úgynevezett blokk- és hamuárak üledéke vagy e lávadómok mélyebb szintje (gyökérrégiója), más része pedig autoklasztikus (azaz lávaár mozgás közbeni széttöredezésével keletkezett) lávabreccsa. Mivel pedig a kitöréstermékek zömét ezek és a tömbös vagy pados elválású lávakőzetek alkotják, azaz az igazi robbanásos termékeknek, főleg a szórt anyagnak alárendelt szerepe van, a vulkáni működés típusával kapcsolatban nem annyira rétegvulkáni, hanem inkább lávadómműködésről beszél. Karátson Dávid és munkatársai egy 1300-1400 méter magas, több centrum alkotta vulkánt: dómegyüttest rekonstruáltak. Valamivel idősebbnek tartják a Magas-Börzsöny északnyugati (14 millió év) részét, mint a keletit és a délit (13-13,5 millió év). Szerinte a Börzsöny-pataki kaldera ebben a fázisban alakult ki a Magas-Börzsöny lávadómegyüttesének délnyugati részén bekövetkező hatalmas méretű hegycsuszamlást kiváltó lejtőösszeomlással (Nagy-Pogány-hegy), amely tovább növelte a központi udvart (Karátson D. 1997).
2.3.3. A Déli-Börzsöny vulkanizmusa
A vulkáni fejlődéstörténet végén röviden szólni kell még a Dél-Börzsönyről, mely ugyan geológiailag a Visegrádi-hegységhez tartozik, de földrajzilag a Börzsönyhöz, illetve az ipolydamásdi rétegvulkánról, melynek északkeleti részét a Duna és az Ipoly „átadta” a Börzsönynek.
A főként andezitekből és piroklasztitjaiból felépülő kettős kalderájú Visegrádi-hegység vulkánroncsa két szakaszú vulkáni működés eredményeként jött létre. A korai szakasz elsődleges vulkáni formái nehezen rekonstruálhatóak. Ehhez az időszakhoz kapcsolódik az öt-hat kilométer átmérőjű Ipolydamásdi-rétegvulkán létrejötte, amelyet később a Duna és az Ipoly is átvágott. Nagyobb része ma a Felvidékhez tartozik, és Burda néven szerepel a térképeken, de mi magyarok inkább Kovácspataki-hegységnek nevezzük.
Ami bennünket leginkább érdekel az a két kaldera északi része, melyet a Duna elvágott a Visegrádi-hegységtől, így az a Börzsönyhöz került. Az imént említett kaldera külső ívének maradványa a Hegyes-tető, míg a belsőé a Szent Mihály-hegy és a Rigó-hegy közös gerince. A vulkanizmus itt rövidebb ideig tartott, mint a Börzsöny esetében: 16 millió éve kezdődött, és 14 millió éve fejeződött be.
2.4. A vulkánosság utáni évmilliók
2.4.1. A bádeni vulkáni fedő
A miocén vulkánok lábainál szubtrópusi tenger hullámzott. A mai Magyarország nagy részét beborító tenger a Földközi-tengeren át a világtengerekkel is összefüggésben volt. A tenger élővilága látványos maradványokat hagyott maga után, főleg korallokat, csigákat, kagylókat, rákokat. A bádeni emeletben jelentősen előrenyomult a tenger, és a mainál alacsonyabban lévő területeket is elöntött, többek között a Börzsöny peremi részeit, miközben a Magas-Börzsönyben még zajlott vulkáni működés. (A peremi területek ekkor a vulkáni összlet súlya miatt süllyedő vidéknek számítottak.) A legmélyebb helyzetű süllyedéken keresztül (Szob felől) a Börzsöny déli részét is elérte a tenger, és megkezdődött képződményének, a lajtamészkőnek lerakódása.
A keleti hegységperem vulkanizmust követő üledékes képződményeinek legjellegzetesebb kifejlődése a lithothamniumos lajtamészkő, amelynek előfordulása Szokolya környékén ismert. (A falu közelében lévő vasas, kovás, hévforrásos nyomok a bádeni tengerelöntés előttiek.) A keleti peremen ezen kívül csak Diósjenő mellett ismert egy kisebb lajtamészkő folt, vagyis itt hamarabb megtörtént a bádeni tenger regressziója, és megindulhatott a szárazföldi üledékképződés.
A nyugati hegységperemen ellenben mindenhol jelen van a bádeni tenger üledéke. Képződésük a vulkanizmus befejező szakaszában már folyt, és az igen tagolt partvidéken változatos fáciesek keletkeztek. Előfordulásuk hézagosságában az Ipoly letaroló működése és teraszrendszerének kialakulása döntő jelentőségű volt. A rétegvulkáni működésben beálló kisebb szüneteket az agglomerátum aljzatra települt erős vázú korallok jelenléte igazolja. A fedőben lévő lajtamészkő a vulkanizmus befejeződését jelenti. Egyik jellegzetes és híres kifejlődése a – a perőcsényi Templom-domb mellett – a kemencei Gomb-hegy, ahol az andezitkonglomerátumra (andezitkavics tufás kötőanyaggal) korallos, lithothamniumos, osztreás, majd pernás padok következnek. Erre finom tufás, homokos, andezites rétegek települnek, amelyek fokozatos mészkőpad közbetelepülésekkel lajtamészkőbe mennek át. A Kemence és Perőcsény környékitől eltérő kifejlődésű az Északi-Börzsöny (Bernecebaráti) bádeni emelete, mint ahogy különböznek egymástól a Nagybörzsöny-Ipolytölgyes és a Letkés-Leléd tengeröböl lajtamészkő típusai is. Utóbbiakban a lajtamészkő különböző fáciesű homokos, homokköves, agyagos, márgás, vulkanogén anyagú tagjai különböztethetők meg. A szobi tengeröbölben három kőzettípus van: 1. lajtamészkő, 2. sárga durvább szemű homok, 3. szürkés finomszemű homok. A nyugati perem ezután szárazulattá vált, ahol szárazföldi andezitanyagú durva konglomerátum, kavics, homok képződött.
A hegység déli oldalának képződményei közül ugyancsak a lajtamészkő az uralkodó homok, homokos agyag anyagú fáciesekkel. A lajtamészkő a bádeni (tortonai) emelet végével történő szárazulattá válás és az erózió miatt csak kisebb foltokban van meg (Zebegény, Törökmező, Köves-mező, a Hegyes-tető oldalában 400 méter magasságban). Felső részében főleg kvarc-, alárendelten biotit-amfibolandezit-kavicsokat tartalmaz, és gyakran mészkötőanyagú konglomerátumba megy át.
2.4.2. Posztvulkáni tektonikus mozgások
A tűzhányó működésének befejeztével - elsősorban felépítő kőzeteitől és a mindenkori éghajlattól függően – megindult a vulkán pusztulása. Leggyorsabban és legerősebben azonban a vulkánosságot kísérő tektonikai mozgások alakíthatták át. A felszínre nehezedő hatalmas vulkáni felhalmozódás súlytöbbletének nyomóhatása következtében, még a vulkáni tevékenység befejeződése előtt, a bádeni emeletben megsüllyedt a Börzsöny. Szádeczky Kardoss E. (1959) szerint a kiürült magmakamra következtében hirtelen, Kubovics I. (1971) számításai alapján a fekü üledékes kőzeteinek rétegtömörülésével fokozatosan (Székely A. 1997).
Mivel vulkáni hegységeink ellentétesen mozgó – emelkedő, illetve süllyedő – területek határán keletkeztek, ez a körülmény sajátos aszimmetriát eredményezett. Balla Zoltán vulkáni rekonstrukciója során olyan szintvonalas térképeket készített, ahol a lefelé futó gerincek azonos magasságú pontjait összekötötte, így megkapva a gerinceket burkoló kúpfelületet. Szembetűnővé vált egyrészt, hogy a belső gerincgyűrű keleti oldalán 200 méterrel nagyobb magasságok vannak, másrészt, a belső keleti rész lejtői laposabbak, mint a belső nyugati részé. Ezt úgy értelmezte, hogy a paleovulkán kibillent helyzetben van, s fekvője nyugat-északnyugat felé lejt. A kibillenés ténye összhangban van azzal, hogy keleten a vulkáni összlet fekvője, nyugaton pedig annak fedője van a felszínen, közel azonos tengerszint feletti magasságban (Balla Z. 1976).
A Börzsöny tehát a posztvulkáni emelkedés során megbillent, így aszimmetrikus megjelenésű. Egyébként ezzel magyarázható a rétegfejeken kiformálódott keleti lejtők meredekebb volta, valamint a réteglapokon létrejött hosszú, enyhe lejtők a hegység nyugati oldalán. A legjobban kiemelt sávról, a Börzsöny keleti pereméről a vastag vulkáni összlet letarolódott, ennek következtében az eredetileg a mélyben rejtőző szubvulkánok a felszínre kerültek.
2.4.3.. A szarmatától a pleisztocénig
A miocén szarmata emeletében tovább folytatódott a tenger visszahúzódása, a Kárpát-medence elzáródása a világtengerektől. Időnként szűk szorosokon keresztül még helyreállt az összeköttetés a Földközi-tengerrel, de ilyenkor is sok-sok áttétellel. A szarmata emelet éghajlatában egy lassú hőmérsékleti visszaesés tapasztalható (2ºC), az évi csapadékösszeg viszont 870 mm-ről 1500 mm-re nőtt (Andreánszky G. 1954). Maga a Börzsöny szárazulat volt, ahol tovább folyt a szárazföldi felszínformálódás. Az éghajlati adottságokból következik, hogy a hegység felszínformálásában az alacsonyabb részeken a pedimentáció, illetve a tengerparti területeken az abrázió volt jelentős. A magasabb részek az erózióbázis fölé emelkedtek. Ezeknek lejtőit sűrű patakhálózat pusztítja a vulkán kialvásától kezdődően napjainkig.
A geomorfológiai inverzió a pannonban (11,5-5,4 millió év) teljesedett ki: mind nagyobb arányokat öltött a medencék süllyedése, és a hegységek emelkedése. A Börzsönyben legintenzívebben a hegységperem formálódott. A legszebben és legszélesebben a nyugati, az északi és a keleti perem hegylábfelszíne fejlődött ki, minthogy kialakulásukhoz itt volt a legkedvezőbb az eredeti kiindulási felszín (vulkáni hegylábak), valamint a kőzetfelépítés (vékonypados rétegvulkáni szerkezet). A Börzsöny nyugati részén ezt még a tengermarás is előkészítette, ugyanis a felsőpannon beltenger abráziós szinlői készen kínálták a kiindulási felszínt, s valósággal predesztinálták arra, hogy viszonylag gyorsan pedimentté formálódjon ez az oldal. Az aszimmetria a hegylábfelszínek kifejlődésében is határozottan tükröződik, a nyugati oldalon szépen fejlettek, hosszabbak, felső szakaszuk enyhébben lejt, mint keleten, nyugaton a hegylábnál egy-két kilométer hosszan is szikla hegylábfelszínek, majd laza üledékeken glacis-ként folytatódnak. Keleten viszont a meredek andezitlejtők lábánál a vulkáni képződményektől megfosztott üledékes kőzeteken csak glacis-k alakulhattak ki. Magán az andezithegységen csupán foltokban formálódtak keskeny pedimentek. A kaldera belsejét a szikla-hegylábfelszínek uralják, bár a nagyobb magasságnak megfelelően mély völgyekkel erősen felszabdalva. Ezek ismét más típust képviselnek, felső szakaszuk a kaldera belső peremén meredek, az alsó viszont csak pár fokkal lejt, s természetesen csak szikla-hegylábfelszínek. Az egyedi rétegvulkáni kúpok pedimentjei is jellegzetesek, csak összehasonlíthatatlanul kisebbek (Székely A. 1997).
A pliocénban (5,4-2,4 millió év) aztán tovább folytatódott az intenzív emelkedés. Ennek oka, hogy a Kárpát-medencét létrehozó tágulásos folyamatokat, az utóbbi néhány millió évben térrövidülés váltotta fel. Ezt elsősorban a tőlünk délre lévő Adriai-mikrolemeznek az óramutató járásával ellentétes irányú forgása váltotta ki, de hasonló erőhatással számolnak keleten, ahol az Európai-lemez tolódik a Keleti-Kárpátok alá, illetve a Cseh-masszívum irányából is. E háromirányú nyomóerő hatására a medence tágulása megállt, majd megindult annak fokozatos összenyomódása. A földkéreg nagy hullámhosszú gyűrődése a magyarázat arra, hogy miközben az Alföld és a Kisalföld tovább süllyedt, a hegységek kiemelkedtek.
2.4.4. A Duna megjelenése a területen
A legtöbb kutató szerint a Duna a pliocén végén jelent meg a Visegrádi-szorosban, de vannak olyan vélemények is, miszerint a legidősebb pleisztocénban. Az első elképzelést támasztják alá a Pesti-síkság legidősebb kavicsai, amelyek a pliocén (rusciniai-csarnótai korszakok) folyamán halmozódtak fel, az utóbbi elképzelés hívei az ezüsthegyi kavicsokra hivatkoznak, amelyet a Duna rakott le a Vasi-Hegyhát nyugati felében és a Móri-árokban a pleisztocén elején. A Duna, mielőtt Visegrád és Nagymaros felé vette volna az irányt, Dévénytől délnek tartott, ám a Keszthely-Gleichenbergi vízválasztó kiemelkedése és a Kisalföld megsüllyedése miatt kelet felé keresett utat magának. Eleinte átlósan északnyugat-délkelet irányban folyt át a mai Kelet-Dunántúlon, de a további emelkedések miatt még inkább keleti irányt vett fel különböző tektonikai vonalak segítségével, végül elérte a mai Dunakanyart.
Ekkor a dél-börzsönyi és a visegrádi vulkáni terület még alacsony andezites dombságnak számított, a Duna pedig oldalazó bevágódással, sok hordalékot szállítva alakítgatta azt. Miközben a terület az utolsó két-három millió évben 200-300 méternyit emelkedett, a Duna az emelkedéssel lépést tartva mély, teraszos völgyszakaszt vésett ki. Ez azért volt lehetséges, mert elegendő eséssel – energiával – rendelkezett ahhoz, hogy bevágja medrét, így alakítva ki antecedens völgyét. A szorost ennek megfelelően teraszmaradványok kísérik. A teraszok elhelyezkedésének fontos jellemzője szintjeik szabálytalansága, nehéz párhuzamosíthatósága, ami a tektonikus mozgások erőssége mellett a kiemelkedés helyi különbségeire is utal. Ezt alátámasztja a vulkanizmus végén sekélytengerben lerakódott lajtamészkő foszlányainak eltérő (120-350 méter) térszíni helyzete. A jégkorszak glaciálisaiban a Duna kevesebb vizet szállított, ekkor oldalazva szélesítette medrét. Az interglaciálisokban már több vizet, több hordalékot hozott; ilyen vízbőség esetén pedig a folyómeder bevágódott a völgytalpba.
Sokan foglalkoztak a szoros U alaprajzának kérdésével. A tönkösödés elmélete szerint egy lepusztult vulkáni területet takart be a lajtamészkő, majd az Ős-Duna ezen átfolyva alakította ki völgyét, amely átöröklődött (epigenetikus völgy). Azóta tudni lehet, hogy a vulkáni formák nem pusztultak le, illetve a lajtamészkő képződése korallzátonyhoz kötött, vagyis töredékes előfordulása nem az erózió műve, hanem képződési sajátosság, azaz foltzátonyjelleggel rakódott le. Karátson Dávid azt feltételezi, hogy a Keserűs-hegyi vulkán kalderája vulkáni hegycsuszamlásokkal alakult ki. Szerinte az alaprajzban U alakú, a Duna felé nyitott forma (hasonlóan a Mt. St. Helens félkalderájához) voltaképpen e leszakadások sebhelye lehet, amely azóta természetesen erózióval, tektonikus mozgásokkal tovább pusztult, szélesedett. A leszakadás – észak felé – egy egykori hegylábi terület, tehát alacsony térszín irányában mehetett végbe. Az egykori törmeléklavinák anyagát számos helyen, így például a visegrádi Várhegyen is kimutatta. Ez mellett legalább 200 méternyi, a Keserűs-hegy felől származó durvatörmelékes sorozat alkotja a börzsönyi Szent Mihály-hegyet is, a tetején bizonytalan eredetű (esetleg kitörésközpontot képviselő) lávatakaró-maradvánnyal. Úgy véli, hogy mindezek a hegyek és szomszédságuk pozitív felhalmozódásformák voltak a vulkanizmus befejeződésekor – bár jóval kisebbek, mint ma -, és közöttük vulkánhegylábi síkság, illetve a Keserűs-hegy leszakadása miatti alacsony térszín húzódott. Az így kialakult mélyület már ekkor vízzel lehetett borítva, mégpedig a bádeni korszak sekélyvizű szigettengerével (benne foltszerű lajtamészkő-képződéssel). Karátson Dávid a tenger visszahúzódása után az Ős-Dunát, vagy más folyókat feltételez, melyek tovább vésték a mélyedést, majd a mindenki által elfogadott végső fázissal fejezi be a Dunakanyar fejlődéstörténetét: „a máig tartó, legalább 200 méternyi „befűrészeléssel” azután az egykori kisebb buckák, halmok hegyekké magasodtak, oldalukban helyenként szépen megőrződött teraszmaradványokkal” (Karátson D. 1997).
2.4.5. A pleisztocén
2.4.5.1. A negyedidőszak és üledékei
A negyedidőszaki fejlődést alapvetően az emelkedés és az éghajlat határozta meg a hegységben. Jóllehet a geomorfológiai inverziótól érvényesült egy emelkedési tendencia, de ez a pliocén és pleisztocén folyamán hatványozott lett. Az emelkedéssel egyidejűleg az alföldi területek süllyedtek. Megnőtt a hegység reliefenergiája, és ezzel együtt felerősödött letarolódása.
A lepusztulás jellegét alapvetően az éghajlat határozta meg, de a kialakuló formákat a kőzetminőség, a domborzat és a magassági helyzet is befolyásolta. Székely András a negyedidőszakon belül négy a felszínfejlődés irányát jelentős mértékben megváltoztató éghajlati típust vázolt fel. Ezek szerint a pre-, inter- és posztglaciálisok időszakához köthetők a meleg-nedves (mállás, völgyképződés), illetve a meleg-száraz (aprózódás) periódusok, a glaciálisok pedig hideg-nedves, illetve hideg-száraz szakaszokra tagolódnak.
Ami a hegység negyedidőszaki üledékeit illeti, mindenképp meg kell említeni a déli részen kialakult teraszképződményeket, amelyek a Duna vonalával párhuzamosan haladnak. Anyaguk uralkodóan kavics, alárendelten durva homok. Drégelypalánknál forrásmészkő képződött. A Börzsöny lábát több helyen jelentős vastagságú lösz fedi, amely különösen Szob környékén elterjedt, és itt homokosabb is, mint Nagymarosnál, de mésztartalma nagyobb. A nyugati peremen sárga, vörössárga, agyagos lösz és barna löszhöz hasonló agyagos homok fordul elő. Az északi rész löszképződményei is inkább agyagosak. Az északkeleti részen előforduló löszök vastagsága sok helyütt eléri az öt-hat métert. A börzsönyi löszfélék főleg barnaamfibolt és hipersztént tartalmaznak kisebb mennyiségű biotittal és gránáttal. A vulkáni képződményeket a hegység belsejében jelentős nyiroktakaró fedi, amelynek anyaga a helyi eruptív kőzetek málladékából áll, és így jellege, színe az illető kőzetre jellemző. A hegységben az erdei talajok igen sok fajtája különböztethető meg a nyiroktakaró felett (abból kifejlődően), amelyeknek színe gyakran vöröses, lilás, sárgásbarna az alattuk húzódó kőzetektől függően (Pantó Gy. 1970).
2.4.5.2. A periglaciális felszínformálás
A pleisztocénban a vulkáni formák is jelentősen továbbpusztultak, az interglaciálisokban a kúpokat és a takarókat völgyek szabdalták fel, amelyek a periglaciális (jégkörnyéki) szakaszokban - elsősorban erős kifagyással – egyre jobban szélesedtek, s mindez egyszerre több szinten folyt. A periglaciálisokban tehát a felületi lepusztulás és így az elegyengetés, az interglaciálisokban pedig a lineáris erózió és ennek következtében a felszabdalás volt hatékony, s ezért jellemző. A periglaciális felszínegyengetés egyszerre több szinten is folyt, de különböző módon és eltérő hatékonysággal, bár alapvető mozgatórugója hasonló volt; a fagyváltozékonyság és ennek következményeként az erős kifagyás, a faggyal aprózódás. A krioplanációs egyengetés a Börzsönyben 800 méter felett volt a leghatékonyabb. Ezért a kiálló magaslatokat valósággal lebontotta, s így a tetők és csúcsok nagy része saját törmelékébe temetkezett. A durva kőtömbök, főleg a nehézségi erő hatására, nagyon lassan a magaslatok alacsonyabb szomszédságába vándoroltak, s közben tovább aprózódtak. A kezdeti erős kifagyás után azonban később maga a vastagodó kőtenger, illetve törmeléktakaró, ahol már nem tudott tovább vándorolni, megvédte a felszínt a pusztulástól és a további kifagyástól. Így lassan beállt egy egyensúlyi állapot, ami megakadályozta a felszín további alacsonyodását. Ugyanakkor a völgyek szélesedése, a völgyoldalak fokozatos hátrálása a magasabb felszínek peremeit fogyasztotta. A mélyebb völgyek közötti szélesebb hátak a völgyoldalak hátrálásával egyre keskenyedtek, alacsonyodtak. A Börzsöny felszíne tehát átformálódott, továbbegyengetődött, de közben periglaciális formakincset is kapott.
A periglaciális átalakítás motorja a fagy okozta aprózódás. Elsősorban ennek hatékonyságától függött a periglaciális átalakulás mértéke. Ennek a Börzsöny rétegvulkáni szerkezete, s még inkább a vékonypados és lemezes lávakőzet nagyon kedvezett. Ez főként a 900 méter fölé emelkedő területeken volt hatékony
A kifagyás eredménye a helyben maradt aprózódástermék, amely durva tömbös kőtengerek formájában borítja a börzsönyi hátakat, s így napjainkig periglaciális jelleget, külsőt kölcsönöz neki. A faggyal aprózódás emellett jelentősen befolyásolta a nagyformák, így a felszín fejlődését. A kőzetek megbontásával előkészítette a lepusztulást, a keletkezett négy-öt méter vastag kőtenger viszont védte a felszínt a további lepusztulástól. Ezen kívül elsődleges táplálója a periglaciális üledékek genetikailag összefüggő gazdag sorozatának, sokszor a legfinomabb üledékekig is. A kőtengereken kőpoligonok alakultak ki, melyek a lejtőkön kőhantsávokká nyúltak el. A harminc foknál meredekebb lejtőkön a felaprózódott kőtenger csupán a gravitáció hatására is vándorolt, közben tovább aprózódott, s a lejtő alján törmeléklejtőben halmozódott fel (például a Sűrű-patak-bérc alja). Az enyhébb lejtőkön a szállítást nagyrészt a geliszoliflukció segítette, a durva törmelék finomabb anyaggal keveredett. Terméke a lejtők alsóbb részét borító keveréktakaró. Az areális jellegű törmelék- és keveréktakaróval ellentétben a kőfolyások domborzati és szerkezeti okokból lineáris képződmények, s így a periglaciális kifagyásos lepusztulás korrelatív üledékei, annak legfontosabb bizonyítékai.
Az egyenetlen felszínű lejtőkön a faggyal aprózódás hatására néhány tíz méter széles kifagyásos (krioplanációs) lépcsők keletkeztek, helyenként öt-tíz lépcső is egymás fölött (például a Nagy-Inóc oldala). A meredek völgyoldalak a fagyaprózódás hatására hátráltak, és szélesebb kifagyásos párkányok (krioplanációs teraszok) alakultak ki, felettük meredek krioplanációs fallal. A függőleges repedések mentén a további aprózódás hatására a falak több helyütt fokozatosan oszlopsorrá (krioplanációs oszlopok) tagolódtak, melyekből nagyon sok látható a hegységben. A krioplanációs lépcsők, tornyok általában egymás felett több szintben jelentkeznek. Völgyközi hátak krioplanációs lépcsőinek kétirányú hátrálásával jöttek létre a krioplanációs taréjok. A lejtők többirányú hátrálásával a tetőkön is kiformálódhattak ilyen taréjok és tornyok, szétesésükkel pedig a kőtörmelékhalmazok. Közben a völgyek lassan szélesedtek, és durva törmelékkel feltöltődtek, a hátak és gerincek pedig elkeskenyedtek, s ezt követően alacsonyodtak. A törmelék sok volt, a folyóvízi elszállítás kevés, s ezért a patakok bevágó (felsőszakasz) jellegük ellenére napjainkban is nagyrészt ebbe vágódnak bele.
A kisebb szerkezeti mozgások gyakran nagyobb tömegmozgásokat válthattak ki, főleg a Börzsöny meredekebb, labilisabb peremein. Ezek elsősorban a vulkánosságot kísérő rengések, majd a fiatal kiemelkedés következményeként voltak jelentősek. A kevésbé állékony peremeken szerkezeti mozgások nélkül is gyakoriak, és a hegységperemek, valamint a mélyebben bevágódott völgyek lejtőinek gyorsabb hátrálását idézhették elő. A szárazabb szakaszokban – részben az aprózódással táguló repedések következtében – a nagyon meredek lejtőkön a különböző méretű omlások, a kicsiny, csaknem állandó kőpörgéstől a sziklaomláson át egészen a hegyomlásokig, nedvesebb éghajlaton pedig főleg a különféle típusú csuszamlások voltak jellemzőek. Mindkét folyamatnak alapvetően kedvez a rétegvulkáni felépítés különféle vulkáni kőzetekből, elsősorban pedig a vulkáni építmények meredek, magas fala, hatalmas tömege és roppant súlya, illetve ennek erős nyomása, amely a feküre nehezedik. Ezt tovább növelte, hogy a vulkáni összlet feküje általában aleuritos üledék, főként slír, amely kiváló csúszópályát képez. Mindezek a peremek pusztulását, hátrálását jelentősen elősegítették. A legnagyobb omlások és csuszamlások a hegység keleti, meredek, rétegfejes lejtőin, ezen kívül a kaldera belső falain (Csóványos, Nagy-Hideg-hegy) voltak (Székely A. 1997).
A Börzsöny hegylábfelszínei is tovább fejlődtek a pleisztocén folyamán. A hegylábfelszínek rendszere a peremi lejtők fokozatos hátrálásával lassan növekedett a magasabb felszínek rovására. Szilárd kőzeten a folyamat motorja ebben az esetben is a kifagyás volt, valamint a törmelék gravitációs és geliszoliflukciós mozgása. Az előtér lazább harmadidőszaki üledékein kialakult hegylábfelszíneken (glacis) a kifagyás helyett a felfagyás (fagyhatásra történő felrepedezés, felpúposodás), a lepusztulásban pedig a periglaciálisok nedvesebb szakaszaiban a tavaszi hóolvadáskor a hóléleöblítés, majd a geliszoliflukció, nyáron a ritka, de hirtelen heves záporok (gelifluviáció) voltak a leghatékonyabbak. A pleisztocén hegylábfelszínek tehát a pliocén hegylábfelszínekbe vágódtak bele, és alakítottak ki deráziós formákat (Székely A. 1997).
2.4.6. A holocén
Az a beerdősödési folyamat, amely a jégkorszak végén megkezdődött, az éghajlat javulásának megfelelően, a preboreálisban (10200-9000 év) tovább folytatódott. A Börzsönyben fenyő- és nyírerdők alakultak ki, sőt a déli kitettségű lejtőkön a széles levelű lombos fák – hárs, szil, juhar, mogyoró – is megjelentek. A boreálisban (9000-8000 év) az éghajlat tovább melegedett. A hegységben erősen megritkult a faállomány, elterjedtek a mogyoróscserjék, és a kevert lombos erdőkben a fenyő rovására teret nyert a hárs, a szil, a juhar, sőt megjelent a tölgy is. Az atlantikus fázisban (8000-5000 év) aztán meleg-nedves éghajlati szakasz következett. Ekkor már a gyertyán és a bükk is képviseltette magát, ugyanakkor a tűlevelűek közül már csak a jegenyefenyő volt jelen. A hűvös-nedves szubboreálisban (5000-2000 év) az elegyes bükkösök a hegység lábáig értek le, és csak a szubatlantiban (2500-tól napjainkig) húzódtak vissza 400-600 méter fölé.
Ami az antropogén hatásokat illeti, közülük ki kell emelni azokat, melyek nagyban hozzájárultak a táj képének változásához, kiegészítve azt némi történelmi háttérrel. A Börzsöny környékén a jégkor végén, mintegy 20-25000 évvel ezelőtt jelent meg az ember. A pattintott kőeszközöket használó rénszarvasvadász-közösségek átmeneti szállásai a hegység lábánál elhelyezkedő lösztakarókon alakultak ki (Kismaros, Zebegény, Hont). Az újkőkortól (Kr. e. VI. évezred) kezdve a földművelő és állattenyésztő népek is elsősorban a Duna és az Ipoly völgyéből kiemelkedő dombokon, kisebb sűrűségben pedig a Déli-Börzsöny medencéiben laktak. A 250 méternél magasabb helyeken és különösen a hegység belsejében csak kivételesen telepedtek meg. Ehhez a korszakhoz tartoznak a zebegényi Kálvária, a Jancsi-hegy és a Pléska-bérc rézkori és bronzkori települései. Mintegy 3000 évvel ezelőtt, a későbronzkorban viszont megszállták a hegységet; az erődített települések egész sora jött létre a legkiemelkedőbb csúcsokon, így a Jelenc-hegyen, a Rustok-hegyen, a Godóváron, a Magyar-hegyen, a Pogányváron, a Magosfán, a Hajagoson, a Gór-hegyen és a Pap-hegyen. A 300-500 x 100-300 méteres területet védelmező, kőből és földből épült sáncok maradványai a legtöbb helyen megváltoztatták a természet adta formákat. A koravaskori hallstatti és szkíta kultúrákat a hegység peremén (Szob) tárták fel, ahogy a Krisztus előtt III. századból való kelta emlékeket is. Az időszámításunk kezdete körüli időkben a Dunántúl Pannonia provincia néven a Római Birodalom része lett. A Börzsönyben ekkor germán eredetű kvádok éltek. Ellenük építették ki a rómaiak a pannóniai határ legerősebb védelmi rendszerét a Dunakanyarban. A Duna bal partján, Szob és Verőce mellett építettek hídfőállást. Utóbbinak konzervált alapfalai ma is láthatók. A népvándorlás korának népei közül főleg az avarok emlékeivel találkozunk a hegység peremén. A magyar honfoglalás krónikásai a térségből a nógrádi várról és a szobi révről tesznek említést. A temetők tanúsága szerint a honfoglalók megszállták az Ipoly völgyét is. Az államalapításkor épült ki teljesen Nógrád vára az andezit dagadókúpon, és Hont vára az Ipolynál. Az Árpád-korban csaknem valamennyi mai falu előzménye kialakult (csupán Kismaros, Kóspallag, Zebegény XVIII. századi telepítésű). A magasabb térszínek nehéz megközelítésük miatt jól megőrizték érintetlenségüket. Sok falu (15) a török korban pusztult el; emléküket ma már csak néhány dűlőnév őrzi (Hanta, Szomolya, Társa, Orzsán). A királyi székhely, Visegrád közelsége miatt szabad királyi város rangot kapott Nagymaros, ahol német telepesek éltek. Ugyancsak németek voltak a börzsönyi bányászok. A vadászterületként szolgáló királyi birtokok mellett, egészen 1945-ig fennálló egyházi nagybirtokok jöttek létre. A Börzsönyben több középkori vár maradványai figyelhetők meg. Még az államalapítás korában emelték a bernecebaráti Templom-hegy sáncát. A XII-XIII. században kisméretű, lakótornyos, sánccal körülvett föld- és kővárak épültek (Drégelyvár, Felső-Tamásvár, Biber-vár, Pusztatorony, Salgóvár, Csehvár, Kámor, királyréti Várhegy, Zuvár, Ipolydamásd). Többségük a XIV. század elején – talán a Csák Mátéval folytatott harcok idején – elpusztult. A királyi Magyarország és a Török Birodalom ütközőzónájába került táj népét a gyakori portyázások, háborúk megtizedelték, a falvak jó része teljesen elnéptelenedett. A II. világháború idején is zajlottak harcok a hegységben (Kisinóc).
A gazdasági szükségszerűség soha nem érte el azt a szintet, hogy a Magas-Börzsönyt utak hálózzák be, így a hegység legnagyobb értéke az érintetlenség. Ugyanakkor a táj arculatát sokszor formálták át a különböző gazdasági tevékenységek, melyek közül talán a legjelentősebb a bányászat. Nagybörzsöny és Perőcsény határában a XIII. századtól kezdődően bányásztak aranyat, ezüstöt, ólmot. A bányászat virágkora az 1400-as évek elején volt, 1439-től azonban megszűnt. Többször felújították, egészen a XVIII. századig, mikorra kimerültek a készletek. Az 1950-es években újra próbálkoztak a kitermeléssel, de az nem volt gazdaságos. Mindezek kevés nyomot hagytak (Rózsa-bánya, Ludmilla-bánya), ugyanis a felszínen csak az úgynevezett „vaskalapot” fejtették le. A régi tárók sok helyen már beomlottak. Nagybörzsönyhöz fűződik a tellúr kémiai elem felfedezése, amelyet Kitaibel Pál egy innen származó ércdarabból különített el 1795-ben. Királyréten (Szokolyahuta) a XVIII. században helyi kitermelésű ércből vasat olvasztottak. Érdekes emlék a Szén-patakon kiépített gát- és csatornarendszer, amelyen az 1700-as évek végén csaknem a Dunáig úsztatták le a kitermelt faanyagot. Az elmúlt századokban jó pár vízimalom kerekeit hajtották a Börzsöny sebes vizű patakjai. Ezek gát- és épületromjai Borsosberényben, Kóspallag mellett, illetve a Malom-völgyben még ma is láthatók. Utóbbinál középkori halastógátak is megfigyelhetők. A csarna-völgyi Hamuháznál hamuzsír égetése folyt. A Dosnya-patak melletti Cukorháznál juharfából főzték a cukrot. A nehezen megközelíthető helyek fekete talajú teraszai a boksaszenesítés kiterjedt gyakorlatát idézik. Manapság boksákat csak a Kemence-völgyben lehet látni, ahol erdélyi idénymunkások foglalkoznak a faszén előállításával. Számos felhagyott (Inóc, Pap-hegy) és pár ma is működő (Szob és Márianosztra környéke, Királyrét: Bajdázó) kőbánya jelzi, hogy a kő hosszú századok óta a Börzsöny jelentős bányakincsének számított. A hegységben főleg andezitet bányásznak, de találkozni lehet a lajtamészkő kitermelésével (Zebegény) is.
Régebbi korok mezőgazdasági kultúrájából említésre méltó, hogy a XIX. század végi filoxérajárvány előtt kiterjedt szőlőművelés folyt a hegység lábánál. A középkorban különösen jónak tartották a nagybörzsönyi és a verőcei borokat. A Börzsöny körüli kis falvak szegényebb lakóinak az erdei munka adott pénzkereseti lehetőséget. Némely falu (Kemence, Bernecebaráti, Kóspallag, Szokolya, Perőcsény) favágói „fogalomszintű” munkások voltak az egész országban (Börzsöny és az Ipoly völgye turistaatlasz, 2000). A XX. századra viszont a nagyüzemi erdőkitermelés szinte teljesen eltüntette a börzsönyi erdőt. A völgyekben hét, a fa szállítását szolgáló kisvasúti hálózat futott, hosszuk meghaladta a 200 kilométert. A hegység első kisvasútját 1893-ban építették Kismaros és a Vasfazék-parkoló között. A kisvasútépítés az 1910-es években vett nagyobb lendületet (Nagybörzsöny, Kemence, Szob, Diósjenő, Nagyoroszi) eleinte lóvontatással, később gőzmozdonnyal küzdve le a szintkülönbségeket. (Vasúttörténeti ritkaság a Tolmács-hegyen lévő vasúti csúcsfordító.) Ekkoriban a kopasz hegyoldalak, a „meztelenre vetkőztetett” ősvulkán, az ennek következtében merészen kilógó krioplanációs tornyok és taréjok, illetve az uradalmi – s ily módon idegenektől elzárt – birtokok jellemezték a hegységet. A tehergépkocsik elterjedésével azonban a kisvasúti teherszállítás fokozatosan visszaesett, majd az 1960-as években megkezdődött a kisvasutak felszámolása. Már az erdőgazdálkodás sem a magasabb térszínekre koncentrált, és visszaerdősítették a kaldera belsejét is. A szocializmus sok természeti értéket elpusztító évtizedei alatt, a hegység keleti peremén sok helyütt (Nagyoroszi, Nógrád) irtották ki az erdőt, hogy lőtereket létesítsenek. Ma ezek a területek sivár vidékként hatnak. A 90-es évek végétől aztán a turizmus újra elkezdte éleszteni a kisvasutakat (Kemence, Nagybörzsöny), melyek feltámasztását több civil szervezet is segíti. Az Ipoly Erdő Rt. is egyre ésszerűbben és környezetbarát módon igyekszik folytatni az erdőgazdálkodást, (bár a nagy tarvágások még mindig feltűnnek itt-ott) a Duna-Ipoly Nemzeti Park megalakulása óta pedig immár jobban figyelnek a Börzsöny értékeire. A XX. század 30-as éveiben épültek az első turistaházak (Nagy-Hideg-hegy, Kisinóc) és az első kilátó (Hegyes-tető) a hegységben, melyeket később továbbiak követtek (Nagyirtáspuszta, Törökmező, csóványosi kilátó, stb.), majd megjelentek az első vadászházak, kulcsosházak is. Napjainkban leginkább Királyháza, Királyrét és Nagyirtáspuszta infrastruktúrája fejlődik a hegység belsejében.
